Stratigraphie du Plio-Pléistocène inférieur de Normandie : les séries marines et fluviatiles des bassins du Seuil du Cotentin

Résumé

Dans le Cotentin (Normandie), d’épais dépôts plio-pléistocènes sont accumulés dans de petits grabens au sein des terrains anciens du Massif armoricain et plus par-ticulièrement dans les bassins du Seuil du Cotentin qui ont bénéficié de nombreuses études lithologiques et fauniques. Pour expliquer la géométrie des différentes unités sédimentaires, l’hypothèse la plus courante était d’admettre une activité tec-tonique synsédimentaire durant le remplis-sage plio-pléistocène de ces bassins. A partir d’une révision sédimentaire détaillée des affleurements et des forages, un nouveau schéma stratigraphique est proposé pour ces bassins, simplifiant le découpage chronostratigraphique plio-pléistocène du Cotentin admis jusqu’à pré-sent. Six formations sont ainsi décrites (Grès coquilliers de Marchésieux, Marnes du Bosq d’Aubigny, Falun de Bohon, Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont, Sables de Saint-Vigor et Sables de la Lande de Millières), enregistrant le passage d’une sédimentation marine à des dépôts fluviatiles. La mise en évidence d’un envi-ronnement sédimentaire côtier de type baie, sous la Formation des Sables de

Saint-Vigor, explique que plusieurs forma-tions ont coexisté latéralement, dans les bassins du Seuil du Cotentin.

Abstract

Thick Plio-Pleistocene deposits are accumulated in small grabens within the older rocks of the Armorican Massif in the Cotentin (Normandy), and more particu-larly in the Seuil du Contentin basins which have been subject to a host of litho-logical and faunal studies. To explain the geometry of the different sedimentary units, the most current hypothesis is to evoke a synsedimentary tectonic activity during the Plio-Pleistocene infilling of the basins. Based on a detailed sedimentary revision of the outcrops and borehole data for these basins, we propose a new stratigraphic pattern that simplifies the previously accepted Plio-Pleistocene chronostrati-graphic divisions. Six formations are thus described (Grès coquilliers de Marchésieux Fm., Marnes du Bosq d’Aubigny Fm., Falun de Bohon Fm., Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont Fm., Sables de Saint-Vigor Fm. and Sables de la Lande de Millières Fm., recording the passage from marine sedimentation to

flu-viatile deposition. The determination of a bay-type sedimentary environment beneath the Sables de Saint-Vigor Fm. explains the lateral coexistence of several formations in the Seuil du Cotentin basins.

Abridged English version

The Armorican Massif contains rare outliers of Pliocene to Early Pleistocene sedimentation in Normandy (Fig. 1). In the Cotentin, such deposits are preserved in small kilometre-size Cenozoic grabens, the largest of which is the Sainteny-Marchésieux graben (Fig. 2). It is bound-ed to the north by the Paleozoic North Contentin block and to the south by the Precambrian Coutançais block, and lies between the Lessay harbour to the SSW and the Baie des Veys to the NNE.

The presence of such Plio-Pleistocene deposits in the Seuil du Cotentin basins was long suspected. But it was only in the last 30 years, with the drilling of many hydrogeological and stratigraphic bore-holes, that it has been possible to deter-mine the extensive richness, complexity and large thicknesses of such series in this marshy region with almost no out-crop (Fig. 3).

inférieur de Normandie :

les séries marines

et fluviatiles des bassins

du Seuil du Cotentin*

Pliocene to Early Pleistocene stratigraphy of Normandy:

marine and fluviatile series of the Seuil du Cotentin basins

Nicole POUPINET

(2)

Stéphane BAIZE

(1, 2)

Jean-Paul AUFFRET

(1, 2)

Jean-Pierre COUTARD

(2)

Jean-Claude OZOUF

(2)

Martine CLET-PELLERIN

(2)

Géologie de la France n° 3, 2000, pp. 99-125, 11 fig., 1 tabl., 4 ann.

Mots-clés : Pliocène, Pléistocène inférieur, Sédimentation littorale, Sédimentation fluviatile, Manche, Péninsule Cotentin. Key words: Pliocene, Lower Pleistocene, Coastal sedimentation, Fluvial sedimentation, The Channel, Seuil du Cotentin.

* Manuscrit reçu le 25 juin 1998, accepté le 13 décembre 2000.

A stratigraphic division of the series is difficult when based only on the study of borehole data, and this mainly cuttings with very little core. Lacking any refer-ence sections, the deposits have histori-cally been divided into a multitude of lithological units with no determination of their geometric relationships and often of their depositional environments (Table 1). The geometry of the Seuil du Cotentin basins has been explained as a simple stratigraphic superposition of for-mations with no sedimentary inter-rela-tionships. In this hypothesis, the basins present a mosaic of tectonic strips at times subsiding and thus trapping deposits, at times uplifted and enabling a stripping of the earlier deposits by ero-sion. Through successive and repeated movement of the blocks in both time and space, the geometric relationships between two contiguous facies appear anomalous and compartments must therefore be separated by faults (Fig. 4).

The reinterpretation of the series based on a systematic revision of the out-crops and a re-examination of the materi-al from the many available boreholes drilled by auger or rotary bits, and at times cored, leads to another sedimentary model for the infilling of the Sainteny-Marchésieux Basin (Fig. 5). The Plio-Pleistocene sedimentary series is here described as thick sandstone at the base, overlain by marl with limestone intercala-tions and then sandstone again at the top (Fig. 6). It cannot be determined in its totality from a single vertical section (esti-mated theoretical cumulative thickness of about 250 m maximum) and shows numer-ous lateral facies variations that obscure the relationships. Nevertheless, the rich fauna and flora in some of the boreholes has made it possible to determine the bios-tratigraphic position of the subsurface ter-rigenous formations. The morphology of the Seuil du Cotentin basins, with a gulf opening into the western Channel, was acquired during the first marine onlaps of the Late Pliocene. This basin was struc-tured by the renewed movement of old N 020° and N 110° faults that were active throughout the Pleistocene. The base of the Pliocene series (Grès coquilliers de Marchésieux Fm.) in the Sainteny-Marchésieux Basin is dated through paly-nology in the cored Marchésieux borehole (Fig. 7). Characterizing a marine shelf environment, this thick homogeneous

sandstone series passes laterally, towards the interior of the basin, to the Marnes du Bosq d’Aubigny Fm. pro parte, which is historically famous due to the discovery of Cenozoic gastropods in old Armorican terrane. This terrigenous formation covers a large diversity of deposits that are all marly, but showing in places clastic quartz intervals and in places shelly or shelly limestone intervals of a coastal intertidal zone (Fig. 8). The pollen assemblages indicate an age ranging between the Late Pliocene and Early Pleistocene (in the sense of the geologists of NW Europe who place the Pliocene/Pleistocene boundary at the first Cenozoic glaciation in the northern hemisphere). The re-examination of the available borehole data indicates that these marly facies pass/grade lateral-ly towards the eastern and western bor-ders, into accumulations of shelly limestone and coarse-grained sandstone that have been lumped under the name of the Falun de Bohon Fm. dated as Pliocene mainly through the foraminifera (PI to PIII biozones) and as Pretiglian by the pollen associations in the Marchésieux borehole. Locally very thick (at least 50 m), these shelly marls are interpreted as the progradation of a system of subtidal megaripples under a tidal dynamics. In the centre of the Sainteny-Marchésieux Basin, where the shelly marl series are no longer present, the marl deposition (at least 60 m) continued up to the beginning of the Pleistocene, from the Marnes du Bosq d’Aubigny Fm. to the Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont Fm. The latter for-mation comprises marly quartz-sand facies containing abundant microfauna and that ended by covering all the Seuil du Cotentin basins.

The Sables de Saint-Vigor Fm. is a thick marine unit (30 m minimum) of very well sorted azoic and homogeneous sand, with cross bedding (Figs. 9 and 10), indis-tinctly overlying the different Plio-Pleistocene marl or shelly marl series and overlapping onto the Permo-Triassic and Miocene borders of the Seuil du Cotentin basins (Fig. 11). In outcrop, the Sables de Saint-Vigor Fm. reveals a tidal regime. At the top of this formation the last sandy deposits have been deformed by glacier block falls, reflecting a climatic degrada-tion and confirming the regressive tenden-cy of the Pleistocene sedimentation in the Cotentin. These marine deposits were then locally eroded by fluviatile medium to

coarse clayey sands with conglomeratic lenses. This fluviatile system, at first braid-ed and then anastomosing, flowbraid-ed along the SSW-NNE troughs in the Seuil du Cotentin basins. Peaty intercalations present at the top of these fluviatile sands provide a valuable chronostrati-graphic marker for the end of the Early Pleistocene.

The proposed sedimentary model depends entirely on the physionomy of the old coastline, the climatic evolution during the Plio-Pleistocene and the regional structural context, but does not confirm the hypothesis of a neotectonic control of the sedimentation in Normandy.

Introduction

Le Massif armoricain présente de rares témoins de la sédimentation plio-pléistocè-ne en Normandie (fig. 1). Ils sont générale-ment peu épais et leur nature meuble rend difficile leur reconnaissance. Pourtant, au sud de la presqu’île du Cotentin (Manche), des petits grabens de taille kilométrique à remplissage plio-pléistocène ont été depuis longtemps reconnus (Bonissent, 1870 ; Vieillard et Dollfus, 1875), situés entre le bloc paléozoïque du Nord-Cotentin au nord, le bloc précambrien du Coutançais, au sud, le Havre de Lessay au SSW et la Baie des Veys au NNE, à proximité de Carentan (fig. 2). Il s’agit dans le détail du bassin de Sainteny-Marchésieux qui est l’un des plus étendus (environ 80 km2_{) et} des plus épais (au moins 250 m), du bassin de Lessay à l’ouest et du bassin de Saint-Sauveur-le-Vicomte, au nord, une probable communication existant entre tous ces bas-sins (Brebion et al., 1975 ; Pareyn, 1987 ; Baize, 1998). Les bassins de Sainteny-Marchésieux et de Lessay sont les mieux connus, grâce à la centaine de forages de recherche d’eau qui les ont traversés, car les bivalves (Lauriat-Rage, 1986), sclérac-tiniaires (Chaix, 1989), bryozoaires (Pouyet, 1997), foraminifères (Margerel, 1970 ; Le Calvez, 1987), ostracodes (Kasimi, 1986) et flores (Clet, 1983, 1984, 1996) ont été révisés à partir de leurs maté-riaux de sondage (ann. 1, 2 et 3). Ces deux bassins sont donc apparus favorables pour une révision stratigraphique du Plio-Pléistocène, dans le Cotentin.

La série plio-pléistocène des bassins du Seuil du Cotentin ne peut être décrite en totalité sur une même verticale (fig. 6).

Elle affleure partiellement à la faveur de rares carrières ou sablières, et doit être reconstituée par l’intermédiaire de forages de recherche hydrogéologique (Poncet, 1958, 1968 ; Pareyn, 1980, 1984, 1987) ou stratigraphique (Clet-Pellerin et al., 1985 ; Garcin et al., 1997). Parallèlement, les microfaunes et microflores trouvées dans certains sondages n’ont pas permis de pré-ciser davantage la position biostratigra-phique des formations terrigènes de subsurface, ni remis en cause le découpa-ge lithostratigraphique en vigueur dans les bassins du Seuil du Cotentin, créant sou-vent une confusion entre faciès et forma-tions. Faute de coupes permanentes de référence, ces dépôts ont été subdivisés en une multitude d’unités lithologiques, sans

préciser leurs relations géométriques et bien souvent leurs environnements de dépôt. Un tel découpage a étayé la théorie d’une mosaïque d’unités lithologiques séparées par des accidents putatifs et empêchant d’entrevoir l’unité sédimentai-re des bassins.

Le récent lever de la carte géologique de Carentan à 1/50 000 (Baize et al., 1998a) et le renouveau des études sur la géodynamique des reliefs normands du Massif armoricain (Baize, 1998 ; Baize et al., 1998b) ont imposé la révision des corrélations stratigraphiques à travers les bassins plio-pléistocènes du Cotentin. Les nombreux faciès reconnus décrivent un système sédimentaire côtier caracté-risé par de nombreuses variations

laté-rales. Basé sur la révision de forages anciens et actuels et d’affleurements dont certains sont datés par les microfaunes et microflores, ce travail propose un nou-veau découpage lithostratigraphique plus simple des bassins du Seuil du Cotentin, afin de pouvoir, dans un proche avenir l’intégrer dans l’évolution paléogéogra-phique plio-pléistocène du nord-ouest de l’Europe.

Historique des études sur

les séries plio-pléistocènes

du Cotentin

Dans le Cotentin, les grandes unités stratigraphiques du Pliocène ont été décrites dès la fin du XIXe_{siècle, par Vieillard et}

Domfront

N

Mamers Bellème Le Merlerault Sées Falaise Bayeux Dives LE HAVRE Trouville Villers Lisieux Mortagne CAEN Vimoutiers LE MANS Crétacé Jurassique Permo-Trias Paléozoïque Précambrien plutonisme cadomien 0 10 20 30 km granite varisque LAVAL Mayenne ALENCON B a i e de S e i n e Langrune Port-en-Bessin Ste-Honorine Barfleur Cherbourg Flamanville Carteret Carentan Coutances Avranches Vire St-LÔ Cap de la Hague Chausey Condé/N. Sillé-le-G. Mont-St-Michel La Ferté Bernard Argentan Cénozoïque Plio-Pléistocène L A M A N C H E Granville

Fig. 1.- Carte géologique simplifiée de la Basse-Normandie. Fig. 1.- Simplified geological map of Lower Normandy.

Dollfus (1875), bénéficiant de nombreux travaux antérieurs (de Gerville, 1815, 1817, 1854 ; de Caumont, 1825 ; Hébert, 1849 ; Eudes-Deslongchamps, 1849, 1853 ; Bonissent, 1870). Deux formations pliocènes y sont reconnues : à la base, le « Conglomérat à térébratules des Bohons » ou sables ferrugineux avec graviers et au sommet, les « Marnes à Nassa du Bosq ». La série sableuse sus-jacente aux marnes a d’abord été attribuée au Quaternaire (Bonissent, 1870). Mais, ces sables fins exploités dans de nombreux gisements autour de Carentan ont été très tôt mis en parallèle avec ceux trouvés près de Bayeux (Formation des Sables de Saint-Vigor), sans toutefois pouvoir être datés plus précisé-ment, car non fossilifères. Bigot (1935) compare le faciès fin homogène des Sables de Saint-Vigor aux « Sables rouges » de Bretagne attribués au Pliocène, puis, Berthois et Milon (1935) confirment cette

analogie en comparant les minéralogies entre la Normandie et la Bretagne et les interprètent comme d’origine marine. Dans le Centre-Cotentin (sablière du Mesnil-Vigot : Baudre et Berthois, 1935), les sables fins homogènes présentent des caractères minéralogiques identiques à ceux des Sables de Saint-Vigor.

Dans les années 1950, les travaux de reconstruction favorisant l’ouverture de nouvelles sablières dans le Cotentin stimu-lent la reprise des études (Dangeard et Vattier, 1958 ; Poncet, 1958 ; Germain, 1960 ; Dangeard et Poncet, 1962 ; Giresse, 1968). Les foraminifères trouvés en son-dages à la base de ces sables fournissent un âge pliocène (Dangeard et Vattier, 1958). Cependant, Germain (1960) qui a décrit des coulées pierreuses dans ces sables marins propose un âge pléistocène, en comparant les séries normandes et anglaises.

Parallèlement, le fonçage de nouveaux forages hydrogéologiques a révélé la grande épaisseur des sédiments conservés dans ce bassin (Dangeard et Vattier, 1958 ; Poncet, 1968). Mais, il a fallu attendre les résultats des recherches hydrologiques et stratigra-phiques de Pareyn (1980, 1984, 1987), sur la base d’une centaine de forages, pour mettre en évidence des séries sédimentaires détritiques inconnues jusqu’alors en surface et démontrer l’intérêt de telles séries marines, puis fluviatiles, dans la connaissan-ce du Plio-Pléistocène du nord-ouest de l’Europe (fig. 3). Le forage de Marchésieux carotté sur 160 m (Garcin et al., 1997) a fourni dernièrement une succession sédi-mentaire continue du bassin de Sainteny-Marchésieux qui permet de comprendre les relations géométriques existant entre les unités lithostratigraphiques jusqu’alors construites par des corrélations successives de forages destructifs moins profonds.

Fig. 2.- Carte géographique du Cotentin. Fig. 2.- Geographic map of the Cotentin.

Etat de la question sur

la stratigraphie

plio-pléistocène des bassins

du Seuil du Cotentin

La difficulté de reconstituer la géométrie des corps sédimentaires dans les bassins du Seuil du Cotentin s’ex-plique par la récurrence de faciès sédi-mentaires très proches et décrits seulement en forages.

Pour Dangeard et Poncet (1962), les sables rencontrés à l’affleurement présen-tent une géométrie lenticulaire, en relation avec des changements fréquents de paléo-courants à proximité du rivage. Au contrai-re, pour Pareyn (1980, 1987), les variations latérales de faciès seraient négligeables ; la série plio-pléistocène est une superposition stratigraphique de formations sans rela-tions sédimentaires entre elles. Dans cette hypothèse, les contacts faillés apparaissent

très récents, donnant l’image d’une mosaïque de « lanières tectoniques » aux bassins de Lessay et de Sainteny-Marchésieux, blocs jouant tantôt en subsi-dence et piégeant des dépôts, tantôt en relief et permettant l’érosion des séries antérieures (fig. 4). Par des jeux successifs et répétés de ces blocs, dans le temps et dans l’espace, les relations géométriques entre deux faciès contigus apparaissent anormales et les compartiments sont séparés par des failles.

Quatre grandes unités sédimentaires plio-pléistocènes sont proposées par Pareyn (1984), dans ces bassins du Seuil du Cotentin, avec de bas en haut : 1) calcaires avec grandes térébratules ; 2) couches mar-neuses puis sableuses à Nassa (80 m) ; 3) sables azoïques de Saint-Vigor (55 m) et 4) Sables de Deux-Jumeaux (20 m), chaque complexe sédimentaire étant séparé du précédent par des déformations tectoniques

et des érosions. Dans le détail, dix forma-tions sont définies (Pareyn, 1987) (tab. 1), mais leur position stratigraphique et leur nombre ont toutefois fluctué au gré des suc-cessions lithologiques rencontrées dans les forages. Ainsi, la Formation des Faluns de Saint-Georges-de-Bohon a été localisée sous les Marnes du Bosq d’Aubigny (Pareyn, 1980), reprenant ainsi la proposi-tion de Vieillard et Dollfus (1875). Puis, sans description précise (Pareyn, 1987), une nouvelle formation de faluns (Formation de l’Abbaye de Bohon) a été ensuite introduite au-dessus des Marnes du Bosq d’Aubigny.

Biostratigraphie des séries

plio-pléistocènes

du Sud-Cotentin

Une subdivision du Pliocène basée sur les faunes de Bivalves trouvées dans des échantillons isolés de forages a d’abord été

Fig. 3.- Localisation géographique des forages plio-pléistocènes étudiés dans les bassins de Lessay et Sainteny-Marchésieux.

proposée par Lauriat-Rage (1986), puis reprise par Kasimi (1986) pour les Ostracodes et par Le Calvez (1987) pour les Foraminifères (ann. 1, 2 et 3). A partir du canevas stratigraphique de Pareyn, Le Calvez a défini des associations de forami-nifères basées sur la fréquence relative de certains genres et espèces. Ces biozones appelées du même nom que les formations recouvrent néanmoins des unités lithostrati-graphiques différentes. Ces auteurs s’accor-dent à distinguer trois subdivisions dans le Pliocène : Pliocène I, à caractère chaud (ou association faunique de Bohon), Pliocène II, à caractère intermédiaire (ou association faunique de la Brumannerie) et Pliocène III, à caractère froid (ou association faunique du Bosq d’Aubigny) et à reconnaître la base du Pléistocène (ou association faunique de Saint-Nicolas-de-Pierrepont).

Les méthodes de datation palynolo-gique dans ces sédiments terrigènes fins

présentent une plus fine résolution, (fig. 5) (Clet-Pellerin et al., 1985 ; Garcin et al., 1997). En Normandie, la stratigraphie du Plio-Pléistocène à partir des pollens (Lautridou, 1982 ; Clet, 1983, 1985, 1996 ; Antoine et al., 1998) est calquée sur celle des Pays-Bas (Zagwijn,1968, 1974) recon-naissant des fluctuations climatiques avec périodes glaciaires (Eburonien, Ménapien) et interglaciaires (Tiglien, Waalien). La limite plio-pléistocène est placée au droit de la première détérioration climatique, lors de la glaciation cénozoïque du Prétiglien (vers -2,58 Ma). Un tel découpa-ge « nordique » est également défendu par Suc et al. (1997) en Méditerranée avec des arguments magnétostratigraphiques et biostratigraphiques.

Méthodes d’étude

Dans les carrières des bassins de Lessay et de Sainteny, les séries calcaires

marines pliocènes et sablo-graveleuses marines et fluviatiles pléistocènes ont été systématiquement décrites en privilégiant l’étude détaillée des lithologies, des structures sédimentaires, des faunes et flores, pour comprendre les environne-ments de dépôt (ann. 4). Ces levers sédi-mentologiques précis constituent désormais des coupes de référence pour une comparaison objective avec les maté-riaux de sondage.

Quant aux séries sableuses et mar-neuses inconnues à l’affleurement, elles ont été étudiées dans les deux seuls forages pro-fonds carottés, du Bosq d’Aubigny (1976 ; profond de 80 m, mais carotté uniquement sur les derniers 40 m) et de Marchésieux (1990 ; carotté sur 160 m ; fig. 3 et 6). L’analyse des faunes et flores a par ailleurs permis de préciser la stratigraphie de ces séries terrigènes de subsurface (Forage du Bosq d’Aubigny : Clet-Pellerin, 1983,

BAUPTE PERIERS GRAIGNES CARENTAN SAINTENY Sables de Saint-Vigor Falun de Bléhou Falun de Bohon Falun de la Brumannerie Marnes du Bosq d'Aubigny et Abbaye de Bohon Précambrien Paléozoïque Permo-Trias Jurassique Marais de Carentan Faille B ORDURE ET SUBSTRATUM 0 2 k m

N

Fig. 4.- Interprétation structurale des bassins de Lessay et Sainteny-Marchésieux d’après Pareyn (1987 modifié). Fig. 4.- Structural interpretation of the Lessay and Sainteny-Marchésieux basins (modified from Pareyn, 1987).

1984 ; Kasimi, 1986 ; Forage de Marchésieux : Garcin et al., 1997). Ces faciès sédimentaires une fois décrits ont été ensuite comparés à ceux observés dans les forages destructifs, réalisés entre 1976 et 1980, à la tarière (forages symbolisés par la lettre T) ou au rotary (forages symbolisés par la lettre S). Plus de 150 forages ont été foncés dans les bassins de Lessay et Sainteny-Marchésieux, représentant près de 5 000 m de séries traversées. Toutes ces techniques de forage ont l’inconvénient majeur de détruire les structures sédimen-taires et le pas d’échantillonnage y est sou-vent lâche (de 1 à 3 m). Environ 14 000 échantillons de forage (matériaux bruts et lavés) conservés dans les collections de l’Université de Caen ont été ainsi réexa-minés, pour préciser la lithologie dominan-te (sable quartzeux, calcaire, marnes…), la granulométrie du matériel et les compo-sants majeurs visibles (lithoclastes, bio-clastes, micas, glauconie, oxydes de fer …). Certains de ces matériaux avaient été ana-lysés antérieurement pour l’étude des microfaunes (Le Calvez, 1987 ; Kasimi, 1986), des macrofaunes (Lauriat-Rage, 1986 ; Chaix, 1989 ; Carriol, 1996) et de la flore (Clet, 1983, 1984). Au cours du lever géologique de la feuille Carentan à 1/50 000 (Baize et al., 1998), des forages complémentaires (symbolisés par trois lettres désignant le lieu-dit) ont été égale-ment réalisés, avec la tarière du BRGM (fig. 3), à proximité d’affleurements étudiés (Millières) ou dans des zones encore vierges d’investigation (Périers, Nay, Saint-Georges-de-Bohon…), afin de compléter le maillage des bassins.

Stratigraphie du

Plio-Pléistocène inférieur dans

les bassins du Seuil

du Cotentin

La série pliocène à pléistocène infé-rieur des bassins du Seuil du Cotentin (épaisseur cumulée théorique de 250 m maximum ; fig. 6) correspond à la base à un complexe sédimentaire côtier, terrigène et carbonaté, regroupant plusieurs faciès associés et définis auparavant comme autant de formations distinctes. L’interprétation sédimentologique et paléogéographique de ces dépôts permet de les regrouper objectivement en forma-tions datées grâce à quelques forages. La série débute par une épaisse série ter-rigène gréseuse (Grès coquilliers de

Marchésieux), puis silto-argileuse (Marnes du Bosq d’Aubigny et Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont, entrecoupée d’épi-sodes de sables coquilliers (Falun de Bohon). Ce complexe sédimentaire marin hétérochrone présente des variations laté-rales de faciès ; il est ensuite recouvert par des sables fins marins (Sables de Saint-Vigor), localement érodés par des sables

fluviatiles (Sables de la Lande de Millières). Si les dépôts terrigènes de la base ne peuvent être étudiés qu’en forage, en revanche, le sommet de la série avec ses calcaires coquilliers (Falun de Bohon) et ses sables quartzeux (Sables de Saint-Vigor et Sables de la Lande de Millières) affleurent localement (Baize et al., 1998a ; Baize, 1998).

Tabl. 1.- Découpage stratigraphique de la série plio-pléistocène, dans les bassins du Seuil du Cotentin. Comparaison avec les formations définies par Pareyn (1980, 1987) dans le Nord-Cotentin.

Table 1.- Stratigraphic division of the Plio-Pleistocene series in the Seuil du Cotentin basins. Comparison with the formations defined by Pareyn (1980, 1987) in North Cotentin.

Formation des Grès coquilliers de

Marchésieux (Pliocène supérieur)

Cette nouvelle formation proposée par Baize et al. (1998a), puis par Antoine et al. (1998) est décrite dans le secteur le plus subsident du bassin de Sainteny-Marchésieux, grâce au forage de Marchésieux (LSM : entre - 159,30 et - 87 m, cotes forage). Celle-ci se

caractéri-se par un faciès sédimentaire sableux monotone reconnu sur 70 m environ et reposant directement sur le substratum permien (Garcin et al., 1997). Ce sont des siltites argileuses et des grès fins micro-bioclastiques, très homogènes et très épais, sans litage apparent. La fraction bioclas-tique toujours de petite taille est très diver-sifiée (bryozoaires, bivalves, radioles d’oursins et spicules d’éponges) ; la

microfaune diversifiée reste peu abondan-te mais les dinoflagellés prédominent. Extension latérale et biostratigraphie des Grès coquilliers de Marchésieux

Ces sables ne sont jusqu’à présent connus que dans la partie sud du bassin de Sainteny-Marchésieux, autour de Marchésieux (forages MAF et MAU) et 1 2 3 C1n C1r C2n C2r C2An C2Ar

Q U A T E R N A I R E

1,76

T E R T I A I R E (NÉOGÈNE)

PLIOCÈNE SUPÉRIEUR

PLÉISTOCENE INFÉRIEUR

? ?

?

?

tourbes SABLES de la LANDE de MILLIÈRES S A B L E S d e S A I N T - V I G O R MARNES de Saint-Nicolas-de-Pierrepont d u MARNES BOSQ d'AUBIGNY FALUN de BOHON GRÈS COQUILLIERS DE MARCHÉSIEUX

MEDITER. _{B R I T A N N I Q U E S}Î L E S NW EUROPE CENTRE

COTENTIN OSCILLATION DES TEMPERATURES CALABRIEN GÉLIEN PLAISANCIEN WALTONIAN PRE-LUDHAMIAN LUDHAMIAN THURNIAN ANTIAN BAVENTIAN PASTONIAN BEESTONIAN

? ?

BAVÉLIEN Leerdam Bavel MÉNAPIEN WAALIEN c b a c b a a b c1-4 c4c c5-6 EBURONIEN TIGLIEN PRÉTIGLIEN REUVÉRIEN BRUNSSUMIEN blocs glaciels

?

STRATIGRAPHIE ?

Fig. 5.- Découpage chronostratigraphique (d’après Zagwijn, 1974 ; Suc et al., 1997) et lithostratigraphique du Plio-Pléistocène dans le NW de l’Europe. Comparaison avec la série plio-pléistocène du Cotentin.

Fig. 5.- Chronostratigraphic (after Zagwijn, 1974; Suc et al., 1997) and lithostratigraphic divisions of the Plio-Pleistocene in northwestern Europe. Comparison with the Plio-Pleistocene series of the Cotentin.

probablement dans le bassin immergé des Ecréhous (Baize, 1998). Dans le forage carotté de Marchésieux, les foraminifères sont essentiellement des faujasines, espèces tempérées froides caractéris-tiques du Pliocène moyen (Garcin et al., 1997). Une microfaune identique est éga-lement reconnue dans le forage de Tribehou (C00 ; Margerel comm. person. in Baize, 1998). En revanche, les associa-tions polliniques révèlent un Reuvérien a puis b, à cachet tempéré à subtropical (Clet et Farjanel in Garcin et al., 1997).

Ces sables fins quartzeux à dinofla-gellés correspondent aux dépôts marins les plus profonds reconnus dans les bassins du Seuil du Cotentin. En domaine plus inter-ne et plus protégé, ils sont remplacés laté-ralement par des vasières ou des cordons coquilliers septentrionaux (Formation des Marnes du Bosq d’Aubigny).

Formation des Marnes du Bosq

d’Aubigny (Plio-Pléistocène

inférieur)

Les Marnes du Bosq d’Aubigny, riches en Nassa prismatica, Turritela incrassata et Natica catena et historiquement décou-vertes par de Gerville en 1830, lors du tracé de la route entre Périers et Saint-Lô (fig. 2), n’affleurent plus autour de Carentan (Baize et al., 1998a). Les forages carottés profonds de Marchésieux (1990) ou du Bosq d’Aubigny (1976) dans le sec-teur est de Périers (D 900) (fig. 3) permet-tent désormais de définir très précisément les limites et les faciès de cette formation. Le faciès terrigène à N. prismatica, décrit par de Gerville n’est reconnu ici qu’au sommet de cette formation. Dans le forage de Marchésieux (1990), les Marnes du Bosq d’Aubigny (traversées entre -87 et -32,60 m, sur une épaisseur de 54,60 m) présentent une alternance de marnes bio-clastiques, quelquefois silteuses, et de cal-caires argileux coquilliers. La fraction biogène est variable, avec une macrofaune diversifiée (bivalves, gastropodes, échino-dermes, éponges, bryozoaires, balanes, rares polypiers solitaires,…) et une riche microfaune. Cette formation se différencie des Grès coquilliers de Marchésieux sous-jacents par une diminution brutale de la charge détritique quartzeuse et par une aug-mentation concomitante de la phase carbo-natée d’origine biologique. Les dinoflagellés abondants dans les Grès

coquilliers de Marchésieux disparaissent parallèlement, indiquant une fermeture par-tielle du Bassin de Sainteny-Marchésieux et un changement des circulations marines (Morzadec-Kerfourn in Garcin et al., 1997). Les épandages coquilliers grossiers, présents épisodiquement dans ces marnes,

annoncent les accumulations coquillières sus-jacentes plus épaisses du Falun de Bohon. De tels apports coquilliers (bivalves, bryozoaires, gastropodes et balanes) dans des sables argileux et des graviers paléozoïques ou phosphatés dis-persés ont été décrits antérieurement dans la Formation de Cricqueville-en-Bessin, A Si Sf Sm Sg Co SABLES de SAINT-VIGOR SABLES de la LANDE de _MILLIÈRES

MARNES du BOSQ d' AUBIGNY

SUBSTRAT GRÈS COQUILLIERS de MARCHESIEUX MARNES de SAINT-NICOLAS de PIERREPONT FALUN de BOHON 250 m 200 150 100 50 0 tourbes "débris flow" blocs glaciels sables azoïques galets phosphatés faciès des Faluns de la

Brumannerie

calcaires coquilliers grossiers

conglomérat grès microbioclastiques homogènes Lande de Millières Saint-Sébastien de Raids Marchesieux (1990) Saint-Georges-de-Bohon Bosq d'Aubigny (1976) + OD 98

marnes silteuses à microfaunes

PLÉISTOCÈNE INFÉRIEUR

PLIOCÈNE SUPÉRIEUR

Fig. 6.- Coupe verticale synthétique de la série plio-pléistocène des bassins du Seuil du Cotentin, à partir des données de forages carottés et des affleurements.

Fig. 6.- Synthetic vertical section of the Plio-Pleistocene series of the Seuil du Cotentin basins, based on borehole-core and outcrop data.

définie au nord-est de Carentan et inter-calée entre la Formation de la Brumannerie sous-jacente et celle du Bosq d’Aubigny (Pareyn et al., 1983). Les associations de foraminifères présentent des différences mineures (biozone PIII) entre les Formations de Cricqueville et celle du Bosq d’Aubigny (Pareyn et al., 1983), la première étant caractérisée par la prédomi-nance de foraminifères de climat tempéré froid (faujasines et Bucella), aux dépens d’espèces de climat tempéré chaud (poly-morphines) (Le Calvez, 1987). Ces faciès à la fois sableux et coquilliers, proches de ceux du forage carotté de Marchésieux, incitent donc à les regrouper dans la seule Formation des Marnes du Bosq d’Aubigny. Extension latérale de la Formation des Marnes du Bosq d’Aubigny et biostratigraphie

La Formation des Marnes du Bosq d’Aubigny repose indifféremment sur un substratum permien (forages S07 et T73), miocène (autour de Sainteny : S3’), plio-pléistocène (forage SG3) ou se dépose dans la continuité verticale des Grès coquilliers de Marchésieux (forage LSM). Elle est elle-même recouverte soit par le Falun de Bohon (forage S15), soit par les Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont (forages T47 et T55), et le plus souvent par les Sables de Saint-Vigor.

A partir d’échantillons isolés de surfa-ce ou de sondages (Margerel, 1970 ; Le Calvez in Pareyn et al., 1983 ; Le Calvez, 1987), les associations de foraminifères trouvées au sommet des Marnes du Bosq d’Aubigny ont été datées du sommet du Pliocène supérieur (biozone P III). L’étude des foraminifères du forage carotté du Bosq d’Aubigny a confirmé cette datation (Le Calvez in Clet-Pellerin et al., 1985). En revanche, les assemblages polliniques indiquent un âge compris entre le Pliocène supérieur et le Pléistocène inférieur (fora-ge de Marchésieux : Reuvérien b et c ; Clet et Farjanel in Garcin et al., 1997 ; forage du Bosq d’Aubigny : Pléistocène inférieur avec Tiglien a et b ; Clet-Pellerin, 1983, 1984) (tabl. 1).

En revanche, au nord du bassin de Sainteny-Marchésieux (forage T73), les Marnes du Bosq d’Aubigny apparaissent dès la biozone P II (association de fora-minifères de la Brumannerie ; Le Calvez, 1987), pour se poursuivre au Pliocène supérieur (biozone P III ou association de

foraminifères du Bosq d’Aubigny). De même, lorsque cette formation marneuse est encadrée par deux épisodes de falun (forage S4B), le premier est daté de la biozone P II et le second de la biozone PIII. Les foraminifères confirment donc la continuité d’une sédimentation mar-neuse du Pliocène moyen au Pliocène supérieur et le passage latéral de marnes à des faluns, en direction des bordures.

Formation du Falun de Bohon

et faciès associés

(Plio-Pléistocène inférieur)

La Formation du Falun de Bohon ou « Tufs à Térébratules » (Vieillard et Dollfus, 1875) est un calcaire coquillier gréseux grossier, beige à roux, qui affleure autour de Saint-Georges-de-Bohon (fig. 2) et qui a été traversé dans de nombreux forages à proximité des bordures du bassin de Sainteny-Marchésieux. Plusieurs unités de faluns séparées par des séries marneuses avaient été proposées antérieurement par Pareyn (1987), chacune présentant une association microfaunique propre (PI ou association des Bohons et P II ou associa-tion de la Brumannerie ; le Calvez, 1987). Sur des matériaux de forage, il a été impos-sible de différencier ces deux unités définies dans le bassin de Saint-Sauveur-le-Vicomte, ce qui nous a conduit à les regrouper dans une seule formation de falun, hétérochrone à l’échelle des bassins du Seuil du Cotentin et interstratifiée laté-ralement à des marnes (Baize et al., 1998a).

Affleurement de falun à Saint-Georges-de-Bohon

Le front de taille d’une ancienne falu-nière, à proximité de la D 542, présente environ 7 m de sables coquilliers et quart-zeux roux, à litage oblique plan, orga-nisés en séquences granodécroissantes métriques. La base de chaque séquence est formée de calcarénites grossières, avec des coquilles retournées de bivalves ou de brachiopodes, des graviers lithiques (grès, quartzite), ou phosphatés, des galets intraformationnels et plus rarement des polypiers solitaires. La fraction biogène, souvent plus importante que la fraction lithique, peut atteindre 60 %.

Dans cette même carrière, ces sables biodétritiques quartzeux passent

latérale-ment à des dalles décimétriques d’un microconglomérat quartzeux et coquillier roux, à litage subhorizontal. La résultante des paléocourants est dirigée vers l’est-nord-est (N 40 à N 70), tandis qu’au sommet de l’affleurement, des faciès plus fins à litage de rides de courant indiquent un courant opposé vers le sud-ouest (N 250). Ces dépôts coquilliers fins à grossiers sont interprétés comme la pro-gradation d’un système de mégarides subtidales.

Le microfaciès carbonaté le plus représentatif à l’affleurement est une biosparite mal lavée, à texture de packs-tone, tandis que celui des microcon-glomérats est une biomicrite gréseuse, à texture de wackestone/packstone. Les bioclastes micritisés, hétérométriques et quelquefois peu usés, sont essentielle-ment des balanes, associées à des bra-chiopodes ponctués, des gastropodes et des bivalves. Certains tests sont phospha-tisés. Le stock détritique est composé de grains de quartz ronds d’origine variée (sédimentaire, plutonique, métamor-phique…), de lithoclastes gréseux et de glauconie. La matrice micritique présente est tantôt cantonnée dans des endroits protégés, tantôt en quantité plus importante. Ces faciès sédimentaires décrits à l’affleurement se retrouvent dans tous les forages recoupant la Formation du Falun de Bohon. Par exemple, les forages situés à proximité de cette falunière (forages T63, SG1 et SG2) ont traversé plus de 50 m d’un calcaire coquillier roux, tantôt fin, tantôt plus grossier.

Faciès de la Brumannerie : un faciès fin de la Formation du Falun de Bohon

Dans l’unité des faluns à térébratules, Pareyn (1987) a isolé la Formation de la Brumannerie, d’abord décrite dans le bas-sin de Saint-Sauveur-le-Vicomte, puis dans les autres bassins du Seuil du Cotentin (Le Calvez, 1987), la définissant comme une série de sables beiges à débris concassés de coquilles, constituant des concrétions de type beach rocks. Les échantillons des forages de référence présentent un faciès calcaire beige, bioclastique, très fin et homogène (biomicrite fine à texture de packstone) comparable aux faciès coquilliers les plus fins trouvés dans la car-rière de Saint-Georges-de-Bohon. Les

bio-clastes prédominants sont également usés et de petite taille (échinodermes, balanes, bivalves, algues calcaires et rares térébra-tules), associés à des foraminifères, des grains détritiques de glauconie et de quartz hétérométriques usés, dans une matrice micritique dominante. Mais, aucune cimentation précoce de type beach rock n’a été décelée, dans les microfaciès des lames minces. Les microfaciès des galets intraformationnels visibles à l’affleurement ne présentent pas de cimentations précoces intertidales (Purser, 1980).

Dans cette hypothèse, le faciès fin de la Brumannerie désignerait une variation latérale d’un faciès coquillier fin, au sein de la Formation du Falun de Bohon. Formation du Falun de Bohon dans le forage de Marchésieux (LSM)

Cette formation a également été tra-versée dans le forage de Marchésieux, (entre -32,40 m et -5,20 m, cotes forage), sous un faciès de calcaire lumachellique gréseux, peu induré et à litage subhorizon-tal grossier (fig. 7). Par rapport aux Marnes du Bosq d’Aubigny, le Falun de Bohon se caractérise par une augmentation brutale des charges détritiques quartzeuse et bio-clastique. Il érode le toit des Marnes du Bosq d’Aubigny (-32,40 m), sous la forme d’une discrète surface d’érosion, avec gra-viers intraformationnels argileux (∅ 1 cm). Le stock bioclastique prédominant est com-posé de fragments de bryozoaires, balanes, radioles d’oursins et gastropodes. En revanche, la microfaune reste assez pauvre. La taille des bioclastes et la quantité du stock quartzeux détritique peut évoluer verticalement, montrant la coexistence de faciès grossiers (ou faciès de Bohon) et de faciès fins (ou faciès de la Brumannerie). Ainsi, les premiers dépôts (de -32,40 m à -29 m environ, cotes forage) sont des cal-caires silteux bioclastiques fins médiocre-ment classés, dans une matrice micritique dominante assez riche en glauconie ; ces calcaires coquilliers deviennent ensuite plus grossiers (vers -29 m) et la matrice micritique est uniquement préservée à l’abri des coquilles, tandis que la glauco-nie détritique devient plus clairsemée. Ce faciès est intermédiaire entre celui grossier (faciès de Bohon) et celui plus fin de la Brumannerie. De -20 m à -18 m (cotes forage), les calcaires coquilliers traversés, plus grossiers et très mal classés, sont typiques du faciès de Bohon. Ceux-ci sont

finalement recouverts par un épisode de sables quartzeux fins argileux et coquilliers (entre -18 m et -17 m, cotes forage) et par des récurrences de faciès de la Brumannerie.

Le forage carotté LSM confirme donc bien que les faciès de Bohon et de la Brumannerie décrivent deux pôles énergétiques d’un même système sédi-mentaire de sables coquilliers.

Extension latérale de la Formation du Falun de Bohon, relations avec les séries marneuses, éléments de datation

Dans les forages des bassins du Seuil du Cotentin, ces épaisses accumulations de sables quartzeux et coquilliers se ren-contrent à proximité des bordures permo-triasiques NE (forages S07, S4B, T72 et SG3) et SSE (forages S24 et T 60) ou miocène NNW (forages S08, S01, T42 et S3’) (fig. 8). L’épaisseur maximum tra-versée est de 56 m (SAB), à proximité de Saint-André-de-Bohon. Ces dépôts de faluns sont recouverts, soit directement par les marnes silteuses à foraminifères et ostracodes des Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont (forage ABB), soit par les Sables de Saint-Vigor (forages SG1 et GON).

Autour de la carrière de Saint-Georges-de-Bohon, les associations de foraminifères étudiées dans les matériaux de sondage indiquent un âge pliocène qui s’étend entre les biozones PI (association de foraminifères de Bohon : forage T64) au nord, PII (association de foraminifères de la Brumannerie : forages T65, T73 et T72) au NE et au sud (forages S17 et T60), voire PIII (association de foraminifères du Bosq d’Aubigny : forage S4B) au droit des accumulations coquillières les plus épaisses (Le Calvez, 1987). Autour de Marchésieux, les faluns sont datés de la biozone P II (forage T60) à PIII (forage S17). Dans le forage de Marchésieux, les associations polliniques enregistrent le refroidissement climatique prétiglien sous les premiers dépôts de faluns. Mais, l’ab-sence de cortèges significatifs dans les dépôts trop grossiers des faluns ne permet pas encore de placer la limite Prétiglien/Tiglien (Clet, trav. en cours).

En résumé, les accumulations coquillières les plus anciennes se locali-sent le long de la bordure septentrionale

du bassin de Sainteny-Marchésieux, mais se développent surtout au cours du Pliocène moyen (biozone PII) vers le nord et l’ouest, toujours à proximité des bordures, tandis que se déposent simul-tanément des faciès marins sableux en position méridionale et des faciès mar-neux en position intermédiaire, dans le bassin. Le Falun de Bohon est interprété ici comme un ensemble de plusieurs corps sédimentaires coquilliers en mou-vement, migrant sur des vasières plus protégées.

Formation des Marnes

de Saint-Nicolas-de-Pierrepont

(Pléistocène inférieur)

Faute d’affleurements, cette formation et surtout ses relations avec les unités sous et sus-jacentes ne peuvent pas encore être ici décrites avec précision. Brebion et al. (1975) ont détaillé l’évolution des faunes et de la sédimentation de ces dépôts, dans le bassin de Saint-Sauveur-le-Vicomte et Baize (1998) a décrit cette formation, épaisse de 5 à 40 m (sud-ouest de Sainteny), dans les bassins de Lessay et de Sainteny-Marchésieux. Ce sont des marnes silteuses micacées ou des sables fins argileux, bioclastiques, entrecoupés de niveaux de grandes coquilles souvent entières de bivalves (nucule, Mytilus, Pecten, Ostrea, astarte) et de gastropodes (buccin, littorine, natice…). Le contenu faunistique dans les forages de Saint-Sauveur-le-Vicomte (fig. 3) indique un environnement estuarien, soumis à une dessalure progressive (Brebion et al., 1975).

Extension latérale de la Formation des Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont, dans les bassins du Seuil du Cotentin, éléments de datation

Ces marnes silteuses micacées et coquillières, à microfaunes recouvrent le Falun de Bohon (forages T62 , S3’, ABB et Angle B) ou les Marnes du Bosq d’Aubigny (forages T58, T55). Dans ce dernier cas, l’épaisse série terrigène devient très difficile à subdiviser sur des critères lithologiques (abondance du stock micacé) et biologiques (présence de grandes coquilles entières de bivalves et microfaune abondante). Seule l’étude des associations de Foraminifères permet pour l’instant de les séparer.

OD. 98 PY Y Y PY M Si Stf Sf Sm SgStg Co W P 0 5 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 Y PY Y PY PY Y Y Y G G G G G G G G G G Y G PERMIEN P LÉISTOCÈNE INF. P L I O C È N E S U P É R I E U R

32,40 à 5,20 m : séquences granodécroissantes plurimétriques de calcaire lumachellique,

mal stratifié, riche en bryozoaires, balanes, gastropodes et échinodermes

32,40 m: discrète surface d'érosion avec galets intraformationnels 35 à 32,40 m : marnes silteuses microbioclastiques

43 à 35 m : marnes microbioclastiques avec gastropodes entiers et bioturbation diffuse

57 à 43 m : calcaire bioclastique à lumachellique gréseux, grossier et mal stratifié,

débutant par des siltites argileuses bioclastiques Glauconie détritique et authigénétique

66,70 à 57 m : marnes silteuses pyriteuses, microbioclastiques (rares gros bioclastes).

Glauconie détritique.

71,80 à 66,70 m : grès conglomératique argileux, bioclastique 71,80 m : surface d'érosion

87 à 71,80 m : calcaire bioclastique à lumachellique gréseux, grossier, peu

cimenté , sans litage visible. Grande diversité bioclastique (bryozoaires, bivalves, spicules d'éponges).

Glauconie détritique sporadique

107 à 87 m : marnes silteuses à grès très fins, microbioclastiques à texture bioturbée

(radioles d'oursins, bryozoaires, bivalves, spicules d'éponges) Glauconie détritique sporadique

152 à 107 m : séquences granodécroissantes plurimétriques de grès argileux

microbioclastique, très homogène, avec rares passées plus grossières. Absence de litage sédimentaire visible

156 m : surface d' érosion GRANULOMÉTRIE

LITHOLOGIE UNITÉS SÉDIMENTAIRES

159,3 à 156 m : siltites argileuses verdâtres à grisâtres 160 à 159,3 m : argilite rougeâtre

156 à 152 m : siltites argileuses grisâtres, microbioclastiques

REUV.a

REUVÉRIEN b

REUVÉRIEN c

PRÉTIGLIEN

FALUN DE BOHON

MARNES DU BOSQ D'AUBIGNY

GRÈS COQUILLIERS DE MARCHÉSIEUX

Fig. 7.- Description lithologique et sédimentologique du forage carotté de Marchésieux (étude biostratographique d’après Clet in Garcin et al., 1997). Fig. 7.- Lithological and sedimentological description of the Marchésieux cored borehole (biostratographic study after Clet in Garcin et al., 1997).

Holocène Marais de Carentan Plio-Pléistocène inférieur

marnes

Plio-Pléistocène inférieur

Falun de Bohon _Miocène

Falun de Bléhou Bordures anté-cénozoïques Failles 49˚15' 49˚10' 0 2 km 1˚30' 1˚25' 1˚20' 1˚15'

Fig. 8.- Extension des faciès marneux (Marnes du Bosq d’Aubigny et Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont) et calcaires gréseux

(Falun de Bohon) plio-pléistocènes, dans les bassins de Lessay et Sainteny-Marchésieux.

Fig. 8.- Extension of the Plio-Pleistocene marls (Marnes du Bosq d’Aubigny and Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierr

epont) and sandy

limestones (Falun de Bohon ) in the Lessay and Sainteny-Mar

Les Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont sont datées par des macro- et microfaunes, du Quaternaire ancien (limite Pliocène/Pléistocène ou association de foraminifères de Saint-Nicolas-de-Pierrepont), avec la coexistence de forami-nifères pliocènes (faujasines) et pléistocènes (Elphidiela) (Brebion et al., 1975 ; Le Calvez, 1987). La microflore est caractérisée par la prédominance d’asso-ciations d’espèces subarctiques et arc-tiques, avec des récurrences tempérées et boréales, qui désigneraient plutôt un inter-stade tiglien froid (Clet, 1996).

Formation des Sables de

Saint-Vigor (Pléistocène inférieur)

Une épaisse série de sables fins très bien classés et azoïques surmonte indis-tinctement les marnes et faluns plio-pléis-tocènes et débordent sur les bordures plus anciennes des bassins du Seuil du Cotentin. Elle est attribuée à la Formation des Sables de Saint-Vigor, définie près de Bayeux et retrouvée dans des bassins intermédiaires (Crouay ; Skrodski, 1896-1897) ou dans des placages sableux du Nord- et Sud-Cotentin (Baize, 1998). Dans les bassins de Lessay et de Sainteny-Marchésieux, elle affleure actuellement dans les sablières de la Lande de Millières (fig. 9) et de Saint-Sébastien-de-Raids (fig. 10), où elle est érodée par une formation fluviatile sus-jacente. Au nord du bassin, l’épaisseur maximale traversée en forage est d’une trentaine de mètres (T36 : 28 m). Deux unités différentes sont distinguées à l’af-fleurement (Dugué et al., 1997 ; Baize, 1998).

L’unité basale est un faciès sableux fin homolithique, très bien classé et azoïque, à litage oblique, passant latéralement à un faciès argilo-sableux à litage de rides de courant, bien visible dans la sablière de la Lande de Millières. Le litage oblique est de type sigmoïdal selon la nomenclature de Mutti et al., (1985). Au sein de mégarides, l’épaisseur des faisceaux sableux montre latéralement des amincissements ou des dilatations progressifs, chaque faisceau étant séparé par un drapage argilo-silteux millimétrique. Les courants dominants por-tent vers l’est à nord-est (N 60 à N 110), avec des courants opposés subordonnés vers le NNW (N 290). Ces structures décri-vent l’accrétion latérale de faisceaux tidaux, au cours de la progradation de mégarides

sableuses (Nio et Yang, 1991). A Saint-Sébastien-de-Raids, le litage oblique est de type en auge, avec de très rares liserés de décantation argileuse. Seul le sommet des derniers faisceaux est localement bioturbé par des terriers verticaux millimétriques de Skolithos.

L’unité sommitale est un sable fin hétérométrique, toujours azoïque et à lita-ge de rides de courant qui se caractérise par la dispersion de sables grossiers de quartz, de graviers, voire de blocs polygéniques (taille maximale : 50 cm) d’origine locale (grès de Lessay, granite de Millières, diorite de Coutances) ou de silex mésozoïques qui déforment le litage de rides. Ces déformations synsédimen-taires sont interprétées comme d’origine glacielle, dans un environnement estua-rien (Dugué et al., 1997 ; Baize, 1998).

Dans les sablières de Saint-Sébastien-de-Raids, deux séquences granodécrois-santes de conglomérats polygéniques à matrice sableuse s’intercalent entre les deux unités des Sables de Saint-Vigor (fig. 10). Dans la première séquence (60 à 70 cm), les galets sont dispersés dans un sable fin propre, issu du remaniement des dépôts sous-jacents. La seconde (40 à 60 cm) apparaît plus massive, avec une matrice argilo-sableuse abondante et un pseudo-litage horizontal (fig. 9).

Extension latérale de la Formation des Sables de Saint-Vigor, éléments de datation

Les Sables de Saint-Vigor présentent la plus grande extension latérale dans les bassins du Seuil du Cotentin (fig. 11). Ils recouvrent indistinctement les Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont (forages T32, T73, SCY, MET, GON et CHA), le Falun de Bohon (forages S1, S15, T42, T60 et SGI) ou débordent sur les bordures actuelles miocènes au nord-ouest (forages T8, T25, T26, T35, PRI et NEU) et permo-triasiques vers le nord et l’est (forages T53 et T56).

Les affleurements des Sables de Saint-Vigor sont toujours azoïques, mais dans les forages les plus profonds les traversant, des sables très riches en foraminifères reposent soit sur les Marnes du Bosq d’Aubigny (forage T73), soit sur le Miocène (forage T33), soit encore sur les Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont (forage SCY ; Margerel comm. pers.) Ils sont également

décrits dans le bassin de Saint-Sauveur-le-Vicomte (Brébion et al., 1975). Les fora-minifères trouvés dans ces sables les ont fait assimiler par ces derniers auteurs aux Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont (Pléistocène inférieur), mais leurs caractères sédimentologiques les rappro-chent plutôt des Sables de Saint-Vigor. L’étude des associations de foraminifères trouvées à la base de cette unité marine, dans la Sablière de la Lande de Millières a confirmé cet âge (forage LL1, Margerel, comm. person.).

Les Sables de Saint-Vigor sont érodés par des sables fluviatiles présentant des intercalations tourbeuses. La datation palynologique de ces tourbes (post-Eburonien) au toit de la série fluviatile a permis de proposer un âge tiglien pour les Sables de Saint-Vigor (Clet et al., 1997). Faciès de contact des Sables

de Saint-Vigor avec les bordures Le contact des Sables de Saint-Vigor avec la bordure paléozoïque (Grès de Lessay d’âge cambrien probable ; Doré et Poncet, 1978) a été examiné dans la sabliè-re de Millièsabliè-res. Le substratum paléozoïque est creusé de gouttières de longueur décimétrique (hauteur : 20 cm et largeur : 5 cm) orientées NW comblées par des sables très grossiers et des graviers de phta-nite précambrienne, du Grès de Lessay ou des quartzites ordoviciennes. Poncet (1958) avait déjà décrit un « poudingue de base » au contact du substratum paléo-zoïque, près de Lessay (carrière du passage à niveau située à environ 3 km de la sabliè-re étudiée). Cette surface de transgsabliè-ression est recouverte par une unité métrique de sable moyen à grossier, non argileux et hétérométrique, d’abord à rides de courant, indiquant un transport vers l’est (N 88), puis à litage subhorizontal avec des lamines peu pentées (< 5°) vers l’est.

De tels faciès sableux grossiers, inac-coutumés dans la Formation des Sables de Saint-Vigor, caractérisent des dépôts de haute énergie, lors de la transgression sur un substratum aplani. A proximité de bor-dures ou de hauts fonds, ces sables fins se chargent en matériaux plus grossiers ou de remaniement. Dans le bassin de Carentan-Sainteny, ces témoins du remaniement des terrains sous-jacents ont été retrouvés dans les matériaux de forage : graviers du Falun de Bohon (forage SGI), falun miocène à

Silt argileux marmorisé avec décharges sableuses au sommet

Silt argileux avec lentilles décimétriques tourbeuses et traces de racines

Séquences métriques granodécroissantes de sables grossiers à moyens, argileux et hétérométriques, à litage oblique plan

Unités conglomératiques polygéniques, sans structure interne visible

Séquences métriques granodécroissantes de sables graveleux à moyens, argileux, mal classés, à litage oblique

Sable fin mal classé avec graviers et galets déformant le litage de ride

Sable fin azoïque, très bien classé, à litage oblique sigmoïdal passant latéralement à un litage de ride

(flaser et wavy bedding)

Sable moyen mal classé à rides de courant, puis à litage subhorizontal

S

ABLES DE LA

L

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S

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L É ISTOC È NE INF É RIEUR

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M.

SUPÉ RIEUR HOLOCÈNE PALÉO-ZOÏQUE 0 10 20 30 m A Si Stf Sf Sm Sg Stg Co GRANULOMÉTRIE O.D. 98

Fig. 9.- Coupe de la série sableuse pléistocène dans la sablière de la Lande de Millières (d’après Dugué et al., 1997). Fig. 9.- Section of the Pleistocene sandy series in the Lande de Millières sandpit (after Dugué et al., 1997).

bryozoaires (forage T26) ou siltites rou-geâtres permo-triasiques (forage T76).

Formation des Sables de la Lande

de Millières (Pléistocène inférieur)

La Formation des Sables de la Lande de Millières a été définie par Dugué et al. (1997) et Clet et al. (1997), dans la sablière de la Lande de Millières (fig. 9). Elle désigne un ensemble de faciès argilo-silto-tourbeux et de faciès sableux moyens à grossiers, mal classés, à matri-ce argileuse importante, présentant épiso-diquement des passées graveleuses à conglomératiques.

Dans la coupe de référence de cette for-mation (environ 25 m), deux unités sont distinguées. Le Membre inférieur (20 m) est constitué de séquences granodécrois-santes métriques de sables argileux, moyens à grossiers, à stratifications obliques. L’association des faciès est inter-prétée comme un environnement fluviatile

en tresses, sous forme de barres sableuses. De rares indices tidaux ont été ensuite trouvés à la base de la série par Baize (1998). Les directions de paléocourant indi-quent un écoulement vers le nord et le nord-est, en direction de la Baie des Veys et qui est perpendiculaire à l’écoulement actuel de la rivière l’Ay (Baize et al., 1998a).

Une unité de conglomérats polygé-niques sans organisation interne est inter-calée parmi ces sables (phtanites précambriennes, diorite de Coutances, gra-nite de Millières, grès de Lessay, quartzite et grès triasique, silex crétacés…).

Ces conglomérats polygéniques sont également présents au sommet des sablières de Saint-Sébastien-de-Raids. Ils ont été interprétés tout d’abord comme des dépôts soliflués quaternaires (Dangeard et al., 1968 ; Blocaille de Saint-Sébastien-de-Raids : Baize et al., 1998a), puis comme des écoulements de débris, dans un environnement de cône alluvial (Dugué et al., 1997).

Le Membre supérieur (2 à 5 m) est un sable fin argileux ou un silt argileux présentant de fréquentes traces de pédo-genèse. Des lentilles d’argiles tour-beuses intercalées dans ces faciès très fins caractérisent un milieu de plaine alluviale, dans un système fluviatile anastomosé.

Extension latérale des Sables de la Lande de Millières

Dans les bassins de Lessay et de Sainteny-Marchésieux, ces dépôts sableux grossiers à matrice argileuse décrivent de vastes gouttières allongées SW-NE confirmant l’hypothèse d’un réseau fluviatile en tresses.

Dans le détail, ces dépôts détritiques très hétérométriques ne sont représentés que localement à l’est, dans la vallée de la Taute et à l’ouest, dans les vallées de la Sèves et de l’Ay. Ils érodent indistincte-ment les calcaires à bryozoaires du Miocène (forages T10, T25 et T29), le Falun de Bohon (forages T42, T59 et T61), ou le plus souvent les Sables de Saint-Vigor (forages T3, T23, T28, T35, T46 et T76 et sablière de Millières). Les pollens trouvés dans les tourbes interstra-tifiées au sommet des dépôts de plaine alluviale indiquent un âge pléistocène inférieur (Clet et al., 1996).

Enfin, les levers de la carte géolo-gique de Carentan à 1/50 000 ont confirmé la grande extension latérale des conglomérats reposant indistinctement sur les Sables de Saint-Vigor, le falun miocène à bryozoaires de Bléhou ou le Falun de Bohon (Baize et al., 1998a).

Discussion : évolution

sédimentaire de la série

plio-pléistocène inférieur

des bassins du Seuil

du Cotentin

Les nombreux faciès sédimentaires plio-pléistocènes des bassins du Seuil du Cotentin décrivent un système sédimentai-re côtier, marin puis continental, développé en moins de 2 Ma, expliquant la difficulté de trouver des marqueurs biostratigra-phiques fiables et précis à travers les bas-sins. Cette évolution normande s’inscrit également dans le cadre géodynamique de l’Europe du Nord et présente beaucoup de

A Si Stf Sf SmSgStg Co

5

0

GRANULOMÉTRIE

Conglomérat polygénique hétérométrique à matrice argilo-sableuse rougeâtre

Alternances décimétriques de faciès homolithiques sableux bien triés, jaunâtres, à litage oblique plan et de faciès sableux hétérolithiques à litage de rides (wavy et flaser bedding) déformé par des blocs et graviers glaciels

Conglomérat polygénique à litage subhorizontal fruste

Conglomérat polygénique granoclassé à matrice sableuse

Sable fin très bien classé, blanchâtre, à litage oblique en auge. Rares terriers de Skolithos

7 m S ABLES DE S AINT -V IGOR S ABLES DE LA L ANDE DE M ILLI ÈRES M EMBRE INF É RIEUR M EMBRE SUPÉ RIEUR O D. 98

Fig. 10.- Coupe de la série sableuse pléistocène dans la sablière de Saint-Sébastien-de-Raids (sablière Lecocq).

Fig. 10.- Section of the Pleistocene sandy series in the Saint-Sébastien-de-Raids sandpit (Lecocq sandpit).

Holocène Marais de Carentan Pléistocène inférieur Sables de la Lande de Millières Pléistocène inférieur Sables de Saint-Vigor Limites d'extension du Falun de Bohon Faille 49˚15' 49˚10' 0 2 km 1˚30' 1˚25' 1˚20' 1˚15'

Limites d'extension du Falun de Bléhou

Fig. 1

1.- Extension des faciès sableux pléistocènes (Sables de Saint-V

igor et Sables de la Lande de Millières), dans les bassin

s de Lessay et Sainteny-Marchésieux.

Fig. 1

1.- Extension of the Pleistocene sandy facies (Sables de Saint-V

igor and Sables de la Lande de Millièr

es) in the Lessay a

nd Sainteny-Mar

similitudes avec les séries contemporaines décrites en Bretagne (Morzadec-Kerfourn, 1977, 1997), sur la côte est de l’Angleterre (East Anglia; Gibbard et al., 1998) ou en Hollande (Zagwijn, 1974 ; Kassen 1988).

En Europe du Nord, la fin du Pliocène supérieur (Reuvérien) correspond à un haut niveau eustatique qui permet la connexion de la Mer du Nord et de l’Océan atlantique par l’intermédiaire de la Mer de la Manche. En revanche, durant le minimum eustatique prétiglien qui est lié à un refroidissement climatique (Funnel, 1995), les Iles britanniques sont rattachées au continent européen. Par contre, le Pléistocène inférieur se caracté-rise par des alternances plus rapides de réchauffement (Tiglien a, c) et de refroi-dissement climatique (Tiglien b), comme l’atteste l’analyse de la microflore du Massif armoricain (Morzadec-Kerfourn, 1977, 1997 ; Clet-Pellerin, 1996) ou des Pays Bas (Zagwijn, 1974, 1986).

Dans le remplissage plio-pléistocène des bassins du Seuil du Cotentin, quatre grandes étapes sont distinguées et séparées par des changements paléogéographiques d’extension au moins régionale.

Grès coquilliers de Marchésieux :

transgression reuvérienne

La morphologie du futur bassin de Sainteny-Marchésieux est acquise dès les premières lèches marines pliocènes, avec un golfe ouvert sur la Manche occidenta-le et structuré par occidenta-le rejeu d’accidents anciens N 20 et N 110, actifs tout au long du Pléistocène (Baize, 1998).

Les sables microbioclastiques homogènes très épais (Grès coquilliers de Marchésieux, 70 m maximum) ne sont pour l’instant reconnus qu’au sud du bassin, mais, existent probablement vers l’ouest, dans le bassin immergé des Ecréhous (Baize, 1998). Ils correspondent latérale-ment vers l’intérieur du bassin, au début de l’édification d’un complexe sédimentaire avec l’épaisse série terrigène fine des Marnes du Bosq d’Aubigny) ou les accu-mulations coquillières du Falun de Bohon. Sous un climat sub-tropical, ces faciès marins, datés entre la fin du Reuvérien a et le Reuvérien b par la palynologie, recou-vrent des terrains précambriens à céno-zoïques et représentent les premiers indices de la transgression pliocène, dans le Cotentin. Par ailleurs, de nombreux jalons

de cette transgression sont reconnus sur une grande partie du Massif armoricain (Bretagne : Morzadec-Kerfourn, 1997 ; Loire Atlantique : Chevalier et al., 1989) et en Europe du Nord (Coralline Crag Formation ; Zalasiewicz et Gibbard, 1988). Au Pliocène supérieur, l’actuelle Mer de la Manche occidentale forme un vaste golfe ouvert sur l’Atlantique et reçoit les apports de fleuves côtiers orientaux (Jenkins et al., 1986 ; Lericolais, 1997 ; Gibbard, 1998). L’interprétation paléogéographique des séries marines côtières du Sud-Cotentin impose l’existence d’un isthme du Cotentin, reliant le Nord-Cotentin aux terres émergées armoricaines.

Marnes du Bosq d’Aubigny, Falun

de Bohon et Marnes

de Saint-Nicolas-de-Pierrepont :

comblement estuarien Pliocène

supérieur/Pléistocène inférieur

Dans les bassins du Seuil du Cotentin, ces formations associées décrivent un com-plexe sédimentaire estuarien (110 m maxi-mum). Les faciès terrigènes d’abord grossiers et coquilliers, puis plus fins des Marnes du Bosq d’Aubigny, passent latéra-lement en direction des bordures, à des cor-dons coquilliers (Falun de Bohon) protégeant ces vasières infratidales des influences océaniques. A proximité du rivage, des vases intertidales ou de schorre n’ont pas été identifiées dans les matériaux de forage, car elles ont été sans doute érodées lors de la transgression des Sables de Saint-Vigor. Ce complexe sédimentaire s’édifie entre les biozones PII à PIII, et entre le Reuvérien b et le Tiglien b. Cette évolution sédimentaire régressive se pour-suit avec les apports terrigènes sableux et coquilliers des Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont qui s’étendent sur la totalité des bassins du Seuil du Cotentin. Elles se caractérisent par un renouvellement de la microfaune, en liaison avec un refroidisse-ment. Mais la rupture sédimentaire majeu-re enmajeu-registrée intervient entmajeu-re les Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont et les Sables de Saint-Vigor. Cette phase de refroidissement climatique, enregistrée dans le Falun de Bohon du forage de Marchésieux, en Cotentin (Garcin et al., 1997) correspondrait à la Red Crag Formation d’Europe du Nord.

Toutefois, la régression du Prétiglien ne s’est pas accompagnée dans le

Sud-Cotentin, comme en Bretagne (Clet-Pellerin et Morzadec, 1985 ; Morzadec-Kerfourn, 1997), d’une émersion ou d’un change-ment sédichange-mentaire important comme l’ont suggéré les reconstitutions paléogéogra-phiques de la Manche (Gibbard, 1988 ; Lericolais, 1997).

Sables de Saint-Vigor

Les Sables de Saint-Vigor recouvrent indistinctement les dépôts plio-pléis-tocènes précédents et débordent largement les limites actuelles des bassins du Seuil du Cotentin. A la base, les sables fossi-lifères marquent l’amorce d’une nouvelle transgression qui décape tout ou partie de la couverture d’altération des paléoreliefs (diorite de Coutances, grès de Lessay). Les coupes situées dans le bassin de Lessay attestent une dynamique tidale, avec des paléocourants orientés vers le NNE et pré-sentent le passage d’un environnement subtidal profond à un système estuarien. Ces sables fins marins du Tiglien b et c sont d’une grande uniformité à l’échelle régionale, du Cotentin au Bessin (Elhaï, 1963 ; Pareyn, 1980) édifiant un delta sableux et témoignent d’une progradation généralisée sur les bassins. Le sommet des Sables de Saint-Vigor est déformé par la chute de blocs glaciels, lors d’un refroidis-sement climatique qui confirme la tendan-ce régressive de la sédimentation pléistocène inférieur du Cotentin. Ces sables seraient parallélisés avec la base du Norwich Crag Formation de la Côte est de l’Angleterre (Brebion et al., 1975 ; Gibbard et al., 1991).

Sables de la Lande de Millières

Des sables argileux fluviatiles, avec lentilles conglomératiques, érodent les Sables de Saint-Vigor et plus rarement le Falun de Bohon. Ils sont interprétés comme les dépôts d’un système fluviatile en tresses à la base, anastomosé au sommet, s’écou-lant selon des gouttières allongées SSW-NNE, en direction d’une paléovallée des Veys et se raccordant au fleuve Manche. Daté du Pléistocène inférieur dans le bassin de Lessay (Eburonien à Waalien), cet épiso-de fluviatile, poursuit la tendance régressi-ve des Sables de Saint-Vigor.

Ressenti dans toute l’Europe, le refroidissement climatique de l’Eburonien s’est accompagné d’une alté-ration périglaciaire des sols qui a sans