Nous remercions le B. R. G. M. pour l’aide matérielle apportée au cours de ce travail réalisé dans le cadre du Programme de la carte géologique de la France et plus particulièrement l’équipe de la tarière, ainsi que Messieurs Jean Sommé et Daniel Mercier qui ont relu attentivement cet article.

1 - Introduction

1Ces dernières années, la Normandie et principalement sa partie occidentale (Cotentin) (fig. 1 et 2) ont bénéficié d’importantes révisions sédimentaires et paléogéographiques des séries pli-pléistocènes financées par le programme de la carte géologique de la France. Ces travaux ont montré que bon nombre des caractères sédimentaires plio-pléistocènes apparaissaient dans le prolongement de l’évolution cénozoïque de cette région armoricaine à la fois baignée par les eaux atlantiques à l’ouest, par les eaux de la mer de la Manche au nord et constituant la bordure occidentale du Bassin parisien. Il est donc nécessaire de détailler les grands traits de l’évolution cénozoïque du Cotentin, avant de décrire ceux apparus durant le Plio-Pléistocène.

2De nombreux travaux cartographiques, stratigraphiques, sédimentologiques, ou paléogéographiques (Baize, 1998 ; Dugué et al., 2000, 2005 ; Coutard, 2003) ont concerné les terrains cénozoïques du Cotentin. Le Centre-Cotentin (fig. 2) est occupé par des plateaux (Orglandes-Picauville, 20-30 m) et des marais qui sont drainés par les rivières du Merderet, de la Douve et de la Scye au Nord, de la Sèves, de la Taute et de la Vire au Sud, toutes convergeant vers l’Est, en direction de la Baie des Veys ; seule l’Ay se jette aujourd’hui vers l’ouest, dans le Havre de Lessay et le Golfe normand-breton (Bigot, 1913, 1948). En revanche, le relief de la côte ouest du Cotentin, plus accidenté, présente des buttes gréseuses ordoviciennes et dévoniennes, d’une centaine de mètres de hauteur, baptisées « montagnes du Cotentin » par Dalimier (1861) : Mont Doville (135 m), Mont Castre (130 m), Mont Etenclin (130 m), Mont Sainte‑Catherine (92 m), Montgardon (60 m) et Mont Lithaire (101 m). Entre elles, apparaissent les vallons escarpés de la Sangsurière et de la Douve ainsi que le plateau d’Orglandes.

3Dans cette région aussi pauvre en affleurements naturels et recouverte par les eaux durant l’hiver, les forages sont une source inestimable d’informations géologiques. La révision de nombreux forages hydrogéologiques qui ont traversé la série cénozoïque (Dugué et al., 2000) a permis de simplifier le découpage stratigraphique régional plio‑pléistocène du Centre-Cotentin en proposant de nouvelles corrélations stratigraphiques, à travers les bassins cénozoïques du Cotentin. Les forages réalisés à la tarière pour le lever des cartes géologiques de Carentan (Baize et al., 1997) et de Sainte‑Mère‑Église (Quesnel et al., en cours) ont également permis de réviser la série cénozoïque du Cotentin (Dugué et al., 2005).

4L’étude des séries plio-pléistocènes marines ou continentales européennes impose également le choix préalable d’une limite plio-pléistocène. Cette dernière diffère selon les auteurs et les régions d’étude, donnant lieu à une abondante littérature et à des confusions dans les corrélations stratigraphiques. Dans la coupe stratotypique marine de Vrica, au sud de l’Italie (Aguire & Pasini, 1985), la limite Pliocène-Pléistocène qui sépare les étages Gélasien et Calabrien est placée à la base d’argiles silteuses et au‑dessus d’un banc sapropélique. Ce dernier repose au-dessus du Sous‑Magnétochrone C2n (événement Olduvaï) daté à 1,67 Ma, puis révisé à 1,77 Ma (Cande & Kent, 1995) définissant ainsi une limite internationale Pliocène/Pléistocène inférieure à 1,74 Ma. Dans le nord-ouest de l’Europe, le découpage chronostratigraphique des séries pliocènes et pléistocènes est établi sur des critères climatiques. La succession sédimentaire plio‑pléistocène enregistre un refroidissement climatique majeur au Pliocène supérieur (s. international), s’accompagnant de changements fauniques importants (Zagwijn, 1974 ; Gibbard et al., 1991), à la limite des étages informels européens Reuvérien (étage formel Piacenzien) et Prétiglien (base de l’étage formel Gélasien). La limite Pliocène-Pléistocène est ainsi placée à la base de l’étage informel Prétiglien, antérieurement datée autour de 2,4 Ma et récemment révisée à 2,58 Ma (stade isotopique 103). Le découpage stratigraphique du NW européen est adopté dans cette étude ; leurs équivalents stratigraphiques internationaux sont rappelés dans les tableaux et synthèses sédimentaires.

2 - Sédimentation, lacunes et déformations cénozoïques dans le cotentin

5La série cénozoïque du Cotentin se caractérise à la fois par de très nombreuses et longues lacunes stratigraphiques (absence de tout le Paléocène, de l’Éocène inférieur et moyen, de l’Oligocène moyen et supérieur), du Miocène inférieur et supérieur, du Pliocène inférieur et par sa localisation dans un espace géographique très limité, affleurant souvent à la faveur des vallées actuelles (fig. 3). Un étonnant contraste existe par ailleurs entre la relative faible épaisseur des séries éocènes (10‑20 m) et oligocènes préservées (0-15 m) et celles du Miocène moyen (60 m environ) ou Plio‑Pléistocène (250 m maximum).

2.1 - Les lacunes cénozoïques du Cotentin

6Vieillard & Dollfus (1875) expliquaient déjà l’origine des lacunes stratigraphiques dans la série cénozoïque du Cotentin par un jeu successif et répété d’affaissements à l’origine de l’invasion du Centre-Cotentin par la mer et d’élévations du secteur bloquant la sédimentation marine et faisant émerger le Cotentin. Pareyn (1980) renouera avec cette hypothèse, prenant l’image d’un carrousel. Néanmoins, les indices de remaniements directs décelables dans les séries cénozoïques du Cotentin et prouvant la formation de reliefs restent peu nombreux, si ce n’est les quelques graviers décrits à la base du calcaire noduleux à Échinides de l’Éocène (Vieillard & Dollfus, 1875), mais caractérisant plus le retour d’une mer redistribuant des altérites qu’une réelle érosion de reliefs nouvellement créés. Les séries sableuses et graveleuses continentales sont quasi-inexistantes dans le Cotentin cénozoïque, sauf à son sommet, au Pléistocène inférieur. Il est vrai que des dépôts meubles auraient peu de chances d’être préservés, car rapidement remobilisés et redistribués lors de la transgression suivante.

7Comme dans bon nombre de bassins en domaine intra-plaque, les déformations cénozoïques enregistrées dans le Centre-Cotentin ont eu un effet indirect dans le contrôle de la sédimentation. Leurs origines sont plus à rechercher dans l’entretien d’une subsidence du Centre-Cotentin, de changements paléogéographiques ou de régimes sédimentaires que par l’érection de reliefs élevés constituant la source de grandes quantités de matériaux détritiques. D’autres facteurs eustatiques ou climatiques se sont également surimposés aux déformations cénozoïques du Centre-Cotentin (Dugué, 2007).

2.2 - Les dépôts sédimentaires cénozoïques préservés dans le Cotentin

8Parallélisés à la courbe des variations eustatiques du niveau marin (Haq et al., 1987, 1988), les dépôts marins carbonatés biodétritiques ou terrigènes préservés dans les bassins du Centre-Cotentin correspondent à des périodes de haut-niveau eustatique. Il s’agit du :

• Lutétien moyen à Bartonien, avec le Calcaire de Fresville ;

• Oligocène inférieur (Rupélien ?), avec les Argiles à Corbules ;

• Miocène moyen, avec le Falun à Bryozoaires ;

• Plio-Pléistocène, avec les Sables de Saint-Vigor. Ces périodes de haut‑niveau correspondent au recouvrement d’anciens domaines émergés avec des épisodes marins brefs dans le temps et séparés par d’importantes lacunes de non-dépôt avec émersion, altération ou érosion des bordures. A contrario, toutes les périodes de haut-niveau eustatique distinguées en Europe du NW (Haq et al., 1987, 1988) ne sont pas soldées par une sédimentation marine dans le Cotentin (ex. Éocène inférieur, Lutétien, Aquitanien, Pliocène inférieur), indiquant que le bassin du Cotentin était fermé aux eaux marines atlantiques, par la présence d’une barrière littorale, par un soulèvement du bassin ou encore par une érosion postérieure aux dépôts.

Les baisses eustatiques

2.3 - La pérennité du bassin cénozoïque du Cotentin

9Les contours du bassin du Cotentin ouvert sur le domaine atlantique étaient fixés dès l’Éocène, et probablement dès la fin du Crétacé supérieur, avec des reliefs des terrains précambriens, paléozoïques et mésozoïques peu élevés, au nord comme au sud, car aucun conglomérat ou autre dépôt détritique grossier n’est décrit à la base des faluns éocènes. Le bassin éocène occupe une partie du bassin du Crétacé supérieur, le bassin miocène réoccupe cette baie et déborde vraisemblablement vers l’Est. Au début du Plio-Pléistocène, ce même bassin se comble, avant d’être de nouveau envahi par la mer au Tiglien et laisser passer les courants vers l’est. Selon les époques, c’est une morphologie de baie ou de couloir tidal qui est présente, encadrée par les reliefs du nord et Sud Cotentin. La communication du Bassin du Cotentin avec la Mer de la Manche sera effective au Tiglien C, avec le dépôt des Sables de Saint-Vigor dans le Bessin.

10Dans le bassin du Cotentin, le système actuel de drainage serait récent puisque par exemple, au Pléistocène inférieur, les écoulements fluviatiles d’une paléo-Ay, sont dirigés vers le nord et le nord‑est, en direction de la Baie des Veys, alors que l’écoulement actuel de l’Ay se fait au contraire vers l’ouest, en direction du Havre de Lessay. Il faut donc envisager un basculement du secteur occidental du Centre-Cotentin, vers l’ouest, à la fin du Pléistocène inférieur ou au début du Pléistocène moyen. Comment ne pas lui associer également la fermeture des couloirs marins de la façade occidentale du Bassin de Carentan ?

2.4 - Les déformations cénozoïques dans le Cotentin

11Le morcellement du bassin du Cotentin en plusieurs sous-bassins cénozoïques a été pris comme argument d’un contrôle tectonique de la sédimentation (Pareyn, 1980). Néanmoins, depuis les travaux de Bonissent (1870), puis de Vieillard & Dollfus (1875), il est établi que des faciès cénozoïques identiques sont présents sur tout le Centre-Cotentin et déposés sous des conditions hydrodynamiques proches. L’étude des affleurements ne se prête guère à une démonstration définitive d’un contrôle tectonique et l’intime conviction l’emporte plus sur la réalité des informations disponibles. Ces accidents ont-ils rejoué pendant ou postérieurement à la sédimentation ?

12Aucune signature sédimentaire d’un escarpement de faille ou de reliefs importants n’a été découverte dans les séries paléogènes et néogènes du Cotentin. Les dépôts cénozoïques sont limités par des discontinuités, associées à des lacunes plus ou moins longues. L’hypothèse serait donc d’envisager une tectonique déformative post-dépôt et non synsédimentaire.

2.5 - Relations géométriques des faluns miocènes et Plio‑pléistocènes

13L’étude comparative des derniers épisodes faluniens (Miocène moyen ou Hélvétien et Plio‑Pléistocène), mieux conservés dans le bassin du Cotentin, insiste sur le rôle de l’héritage structural varisque dans la morphologie du bassin, avec une plate-forme à îlots rocheux séparés par des couloirs de circulation marine. Les écueils rocheux paléozoïques ont influencé la courantologie marine et donc la répartition des sables et graviers dans le bassin. Ces couloirs guidés par des accidents de direction N 70 ont amplifié la dynamique tidale à travers ce bassin et le protègent d’influences atlantiques directes.

14Les différents épisodes de faluns de l’Éocène (Calcaire de Fresville), Miocène (Falun de Bléhou) et Plio‑Pléistocène (Falun de Bohon) constituent des accumulations de biocalcarénites ou biocalcirudites en dunes subtidales (fig. 5). Leur construction et migration explique les nombreuses variations latérales, granulométriques (ex. faciès de la Brumannerie et de Bohon au Plio‑Pléistocène), lithologiques et surtout d’épaisseur. Les faunes à l’origine de ces thanatocœnoses sont à rechercher plus à l’Ouest, sur le platier rocheux ou dans le domaine marin atlantique.

15Le bassin du Cotentin est séparé du domaine marin externe par des hauts‑fonds rocheux de terrains paléozoïques, constituant une bande d’environ 10 km de large, chenalisant les eaux et accélérant les courants tidaux (région du Bauptois). Aucun dépôt falunien n’a été retrouvé, dans ce secteur où les conditions hydrodynamiques présentes étaient trop fortes. La ligne de rivage atlantique du Cotentin n’est pas non plus rectiligne, comme l’ont montré Bignot et al. (1968) pour la paléogéographie éocène, avec une succession d’indentations. La paléogéographie miocène apparaît identique.

16Malgré des accumulations répétées de sables et de graviers calcaires, le bassin n’est pas comblé, à la fin de l’Éocène, comme à la fin du Miocène moyen. Au contraire, ce bassin conserve une même morphologie. Après l’épisode falunien éocène, une déformation a créé des ondulations qui ont isolé des dépressions lacustres ; elle s’est ensuite poursuivie avec l’érosion de calcaires éocènes et des terrigènes oligocènes précédemment déposés. Ces dépôts n’ont été préservés que dans les actuelles vallées du Merderet et de la Douve, à la faveur d’effondrements postérieurs et scellés par les transgressions suivantes.

2.6 - Néotectonique Plio-Pléistocène dans le Cotentin

17Beaucoup d’arguments sédimentaires et géomorphologiques ont été récemment versés pour une lecture syntectonique de la sédimentation plio‑pléistocène dans le Cotentin (Baize et al., 1998 ; Lagarde et al., 2000).

2.6.1 - Épisode fluviatile pléistocène

18Les écoulements fluviatiles du Pléistocène inférieur seraient contrôlés par des failles délimitant des couloirs subsidents (Lagarde et al., 2000). Mais, aucune faille n’est pour l’instant reconnue à proximité du réseau fluviatile s’écoulant vers le NE et un écoulement fluviatile ne peut être a priori la preuve de l’existence d’une faille.

19Les conglomérats du Pléistocène inférieur ont été réinterprétés comme des brèches de faille (Lagarde et al., 2000). Ce matériel polygénique et hétérométrique est emprunté à toute la série géologique locale, depuis le Précambrien jusqu’au Paléozoïque, avec en sus des silex crétacés (Baize, 1998). Les faciès sédimentaires reconnus dans les sablières du Cotentin, décrivent des écoulements gravitaires de type coulée de débris ou des écoulements fluviatiles de haute énergie (Baize, 1998). Ces unités conglomératiques existent au sommet des Sables de Saint-Vigor (carrière de Saint‑Sébastien-de-Raids) et sont intercalées dans les Sables fluviatiles de Millières (Sablière de Millières). Dans la sablière de Saint Sébastien‑de‑Raids, elles s’organisent en lobes plurimétriques à base érosive progradant vers l’E-NE à partir du horst de Périers. Elles sont ensuite recouvertes par les sables estuariens des Sables de Saint-Vigor.

20Dans la sablière de Millières, plusieurs séquences granodécroissantes d’échelle métrique présentent une géométrie lenticulaire et avec une base chenalisante. À proximité de la bordure paléozoïque, elles sont séparées les unes des autres par des sables grossiers et argileux fluviatiles.

21Ce dispositif suppose un soulèvement progressif des bordures paléozoïques, au cours du Pléistocène inférieur et un remaniement concomitant du stock des altérites par des systèmes fluviatiles s’écoulant vers le nord-est.

22Ce conglomérat polygénique a nécessité une préparation préalable du matériel présent sur les bordures, puis son transport sous forme de coulées de blocs ou d’écoulements fluviatiles, à partir de bordures surélevées (Bassin de Lessay) ou du horst de Périers. Ces conglomérats traduisent soit une augmentation de la pente des bordures (soulèvement des bordures ou baisse du niveau de base) soit une augmentation de la charge, à la suite d’un changement climatique. Les rares brèches sédimentaires ne décrivent pas non plus une tectonique synsédimentaire. Le grès feldspathique diaclasé des bordures de Lessay peut fournir un tel matériel piégé ensuite dans le sable fluviatile.

2.6.2 - Épisode sableux marin pléistocène inférieur

23Une activité tectonique synsédimentaire, avec des failles inverses, a été décrite dans les sables tigliens du bassin de Lessay, au contact du substratum paléozoïque (Baize, 1998). Ne pourraient‑elles pas également s’expliquer par une déformation postérieure, dans un matériel gorgé d’eau ?

24Des sables trouvés sur les hauteurs du Nord Cotentin apparentés aux sables tigliens, sont utilisés comme argument d’un soulèvement de la région. Mais, bon nombre de ces affleurements semblent avoir été confondus avec des altérites de grès ordoviciens ou triasiques (Coutard, 2003). De plus, certains sables très fins, bien classés et dépourvus de grains de glauconie du Nord-Cotentin ont été interprétés comme provenant d’apports éoliens issus de l’érosion de sables marins (Poncet, 1959).

25Le soulèvement du Cotentin interviendrait pendant ou postérieurement à la mise en place du réseau hydrographique pléistocène inférieur (Baize, 1998), parachevant le morcellement du Centre‑Cotentin en plusieurs bassins isolés par des horsts de terrains paléozoïques. Il expliquerait aussi l’absence de dépôts du Pléistocène moyen-supérieur, dans ce secteur.

2.7 - L’Hypothèse d’une côte armoricaine cénozoïque à rias

26Durand (1959) a introduit l’hypothèse de rias pour expliquer les remplissages cénozoïques localisés en Bretagne, hypothèse reprise dernièrement dans les synthèses cénozoïques de cette province (Bonnet, 1998 ; Thomas, 1999 ; Brault, 2002). Le terme a été utilisé par Elhaï (1963) pour décrire les remplissages pliocènes de la Normandie, les incisions des vallées du Centre-Cotentin étant créées par des déformations, à la limite Mio-Pliocène, contemporaines du soulèvement de l’Éperon du Perche. Il avait compris le rôle des rochers et îlots de grès ordoviciens dans le cheminement des eaux atlantiques, mais négligeait les témoins résiduels crétacés et éocènes pour les envisager comme une surface d’abrasion marine.

27Les côtes à rias décrites sur le rivage méditerranéen se forment au débouché d’appareils hydrographiques puissants et chaque tête de rias est le siège d’un flux détritique permanent dans le temps et très localisé dans l’espace (Clauzon, 1989). Pourtant, dans le Cotentin, de tels caractères géomorphologiques ne semblent pas réunis pour creuser de véritables rias :

• la pente régionale n’apparaît pas assez forte pour accuser l’érosion régressive lors du creusement et fournir un grand volume de matériaux détritiques ;

• les appareils fluviatiles ne sont pas assez puissants pour creuser le bassin versant armoricain réduit du Cotentin ;

• la ligne de rivage atlantique n’est pas assez escarpée.

28Plus que des côtes rocheuses à rias, il faut y voir une plate-forme rocheuse accidentée par des îlots et écueils, le long de la côte atlantique du Cotentin. Cette situation caractérise les rivages du Massif armoricain après chaque longue émersion et au retour de la transgression.

2.8 - Conclusion : sédimentations, déformations et érosions cénozoïques dans le Cotentin

29Des déformations à grand rayon de courbure ont touché le Cotentin à plusieurs reprises. Elles sont à l’origine de la mosaïque actuelle des dépôts (fig. 1), des changements des paléocourants au Pléistocène inférieur, des fermetures répétées de la Baie des Veys ou de sa bordure littorale atlantique et finalement des rapports géométriques complexes entre les séries cénozoïques.

30Trois épisodes majeurs de déformation sont reconnus dans les bassins du Centre-Cotentin :

• déformations majeures entre la fin du Jurassique supérieur et le Crétacé inférieur ;

• déformations majeures du Paléocène à l’Éocène inférieur qui ont pour conséquences, le soulèvement du Cotentin, l’érosion des couches crétacées et la structuration du bassin encore fermé sur l’Atlantique ;

• déformations du Pléistocène moyen et supérieur qui bloquent définitivement toute transgression atlantique dans le Centre Cotentin présentant alors une tendance à la surrection.

31D’autres déformations moins importantes pour le Cotentin, interviennent à la fin de l’Éocène supérieur avec des ondulations dans les séries calcaires éocènes et entre l’Oligocène inférieur et le Miocène moyen-supérieur, avec une érosion et probablement un effondrement des terrains. Dans le Cotentin, il en résulte la distinction de plusieurs cycles de transgression/régression cénozoïques qui sont d’autant plus incomplets que les séries sont anciennes (Dugué et al., 2005). Chaque cycle incomplet est limité par une discontinuité régionale marquant une rupture paléogéographique (tab. 1).

3 - Le Pliocène et le pléistocène inférieur du cotentin

32Pour l’essentiel, les terrains plio-pléistocènes du Cotentin doivent être décrits en forages (fig. 6) si ce n’est les sables calcaires coquilliers (Falun de Bohon) et les sables quartzeux (Sables de Saint-Vigor et Sables de la Lande de Millières) qui affleurent localement (Baize et al., 1997, 1998). La multiplication des sondages et études de coupes dans le cadre de la révision des cartes géologiques de Carentan (publiée) et Sainte‑Mère‑Église à 1/50 0000 (à paraître) a donc permis d’élaborer une synthèse plio‑pléistocène sur le Cotentin (Dugué et al., 2005).

• Biostratigraphie des séries plio-pléistocènes du Cotentin

33Une subdivision du Pliocène marin régional (au sens international), basée sur les Bivalves recueillis dans des échantillons isolés de forages, a été proposée par Lauriat-Rage (1986), puis reprise par Kasimi (1986) pour les Ostracodes et par Margerel (1970) et Le Calvez (1987) pour les Foraminifères et dernièrement par Pouyet (1997) pour les Bryozoaires. À partir du canevas stratigraphique proposé par Pareyn (1980, 1987), et à la suite des travaux de Lauriat-Rage, Le Calvez a défini des associations de foraminifères, ou biozones. Ces dernières ont été malencontreusement appelées du même nom que les formations, mais recouvrent des unités lithostratigraphiques différentes. Le groupe Néogène du Musée National d’Histoire Naturelle s’accorde à distinguer trois subdivisions dans le Pliocène du Cotentin : Pliocène I caractérisé par des espèces chaudes ou association faunique de Bohon, Pliocène II à caractère intermédiaire ou association faunique de la Brumannerie, caractérisée à la fois par des espèces froides et chaudes, Pliocène III à caractère froid ou association faunique du Bosq d’Aubigny, avec des espèces froides et l’assemblage faunique du Plio-Pléistocène qui contient un mélange d’espèces du Pliocène (Faujasina) et du Pléistocène (Elphidiella).

34Ces associations de foraminifères ont été ensuite parallélisées aux zonations polliniques des deux forages carottés du Cotentin (Bosq d’Aubigny : Clet-Pellerin, 1984 ; Clet-Pellerin & Morzadec‑Kerfourn, 1985 ; Marchésieux : Garcin et al., 1997). Mais, la corrélation des faciès marins reste encore incertaine, car une même formation peut inclure deux assemblages fauniques ou plus à travers le bassin de Sainteny‑Marchésieux (Dugué et al., 2000). De plus, le genre Faujasina reste mal connu (Bourdillon trav. en cours) et de nombreuses associations de Foraminifères peuvent correspondre à des thanatocénoses.

35Les assemblages polliniques semblent de bien meilleurs outils pour établir des corrélations à travers les successions du Plio-Pléistocène. La chronostratigraphie du Plio-Pléistocène, en Europe du Nord-Ouest, a été établie sur la base des subdivisions paléoclimatiques de Zagwijn (1960) où les étages du Reuvérien, Prétiglien et Tiglien sont définis à partir de l’évolution des environnements de la végétation. Dans les bassins du Seuil du Cotentin, les palynozones distinguées par Clet-Pellerin et al. (1985, 1997) correspondent à des changements des associations de pollen au cours du temps, en relation avec des changements climatiques. Ces assemblages sont ainsi utilisés pour subdiviser les séries terrigènes souvent monotones dans le Cotentin. Un résumé complet des assemblages de pollen du Reuvérien-Pléistocène inférieur, avec leur interprétation biostratigraphique, trouvés dans les forages du Bosq d’Aubigny et de Marchésieux a été défini par Clet-Pellerin (1984), Clet-Pellerin et al. (1999) et Garcin et al. (1997).

• Révision stratigraphique du Plio-Pléistocène du Cotentin

36Un nouveau schéma stratigraphique (Baize, 1998 ; Dugué et al., 2000) a simplifié les interprétations chronostratigraphiques antérieures, avec la distinction de six formations (fig. 6) : 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 terrigène marine à des dépôts fluviatiles.

3.1 - Formation des grès coquilliers de Marchesieux (Pliocène supérieur)

37Cette formation est décrite dans le secteur le plus subsident du bassin de Sainteny-Marchésieux, à partir du forage de Marchésieux (entre -159,30 et - 87 m, cotes forage) (fig. 7 et 8). Elle se caractérise par des siltites argileuses et des grès fins microbioclastiques, très homogènes et peu indurés, sans litage apparent, reconnus sur 70 m environ, reposant directement sur le substratum permien (Garcin et al., 1997). La fraction bioclastique, toujours de petite taille, est très diversifiée (Bryozoaires, Bivalves, radioles d’Oursins et spicules d’Éponges) ; la microfaune également diversifiée reste au contraire peu abondante, à l’inverse des dinoflagellés prédominants qui disparaîtront ensuite très rapidement (au‑dessus de -145 m ; Morzadec-Kerfourn in Garcin et al., 1997). Ils sont associés à plusieurs nannofossiles calcaires et en particulier le taxon prédominant de Coccolithus pelagicus (Janin in Garcin et al., 1997) qui confirment un environnement de plate-forme marine ouverte sur l’océan Atlantique. Les coccolithes, tout comme la présence constante d’espèces de Foraminifères tempérés froids (ex Faujasina) indiquent des eaux marines froides.

38Ces silts et sables ne sont décrits qu’au sud du bassin de Sainteny­‑Marchésieux, autour de Marchésieux (forages MAF et MAU) et probablement dans le bassin immergé des Écrehous (Baize, 1998). Leurs Foraminifères, avec essentiellement des Faujasines, caractérisent le Pliocène moyen (Tourmakine in Garcin et al., 1997) ou le Pliocène supérieur (Bourdillon trav. en cours). Une microfaune identique est également reconnue dans le forage de Tribehou (C00 ; Margerel comm. person. in Baize, 1998). En revanche, les assemblages polliniques trouvés dans les Grès coquilliers de Marchésieux caractérisent le Reuvérien moyen (entre la fin du Reuvérien a et le Reuvérien b), à cachet tempéré (Clet-Pellerin & Farjanel in Garcin et al., 1997; Clet-Pellerin et al., 1999).

39En conclusion, ces sables fins quartzeux à Dinoflagellés décrivent les dépôts marins les plus profonds reconnus dans le bassin du Cotentin. En domaine plus interne et plus protégé, ils passent latéralement à des marnes coquillières ou à des cordons coquilliers septentrionaux (Formation des Marnes du Bosq d’Aubigny).

3.2 - Formation des Marnes du Bosq d’Aubigny (Plio-Pléistocène inférieur)

40Les Marnes du Bosq d’Aubigny, riches en Nassa prismatica, Turritella incrassata et Natica catena ont été historiquement découvertes par Gerville en 1830, lors du tracé de la route entre Périers et Saint-Lô, mais n’affleurent plus autour de Carentan (Baize et al., 1998). Les forages carottés profonds de Marchésieux (1990) ou du Bosq d’Aubigny (1976), à l’est de Périers, ont permis de définir précisément les limites de cette formation et de décrire plusieurs faciès sédimentaires.

3.2.1 - Les Marnes du Bosq d’Aubigny dans le forage de Marchésieux (1990)

41Le faciès terrigène à N. prismatica décrit par Gerville, n’est reconnu qu’au sommet de cette formation (fig. 7). Les Marnes du Bosq d’Aubigny (traversées entre - 87 et - 32,60 m, soit une épaisseur de 54,60 m) présentent une alternance de marnes bioclastiques, quelquefois silteuses, et de calcaires argileux coquilliers. La fraction biogène est variable, avec une macrofaune diversifiée (Bivalves, Gastropodes, Échinodermes, Éponges, Bryo-zoaires, Balanes, rares Polypiers solitaires,…) et une riche microfaune. Les épandages coquilliers grossiers, présents à plusieurs niveaux dans ces marnes, annoncent les épaisses accumulations coquillières du Falun de Bohon sus-jacent, dans ce forage. Elles se différencient des Grès coquilliers de Marchésieux sous-jacents par une diminution brutale de la charge détritique quartzeuse et par une augmentation concomitante de la phase carbonatée d’origine biologique. Les dinoflagellés, ainsi que les nannofossiles calcaires, abondants dans les Grès coquilliers de Marchésieux, disparaissent, attestant la fermeture partielle du Bassin de Sainteny-Marchésieux et un changement dans les circulations marines (Morzadec‑Kerfourn in Garcin et al., 1997).

3.2.2 - Éléments de datation biostratigraphique

42A partir d’échantillons isolés de surface ou de sondages (Margerel, 1970 ; Le Calvez in Pareyn et al., 1983 ; Le Calvez, 1987), les Foraminifères trouvés au sommet des Marnes du Bosq d’Aubigny ont été datées du sommet du Pliocène supérieur (biozone P III). L’étude des foraminifères dans le forage carotté du Bosq d’Aubigny a confirmé cette datation (Le Calvez in Clet-Pellerin et al., 1985). Les assemblages polliniques indiquent un âge compris entre le Pliocène supérieur et le Pléistocène inférieur (forage de Marchésieux : fin du Reuvérien b et Reuvérien c (Clet-Pellerin & Farjanel in Garcin et al., 1997) ; forage du Bosq d’Aubigny : Pléistocène inférieur avec Tiglien a et b ( Clet‑Pellerin, 1983, 1984).

3.2.3 - Extension latérale des Marnes du Bosq d’Aubigny

43Dans le bassin de Sainteny-Marchésieux, les Marnes du Bosq d’Aubigny reposent indifféremment sur un substratum permien (forages S07 et T73), miocène (autour de Sainteny : S3’), plio-pléistocène (forage SG3) ou dans la continuité verticale des Grès coquilliers de Marchésieux (forage LSM) (fig. 8).

44Au Nord du bassin de Sainteny-Marchésieux (forage T73), les Marnes du Bosq d’Aubigny apparaissent dès la biozone P II (association de foraminifères 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 falun est daté de la biozone P II et le second de la biozone P III. Les Foraminifères confirment donc la continuité d’une sédimentation marneuse entre le Pliocène moyen et le Pliocène supérieur (s. international) d’une part et le passage latéral de marnes à des faluns, en direction des bordures, d’autre part.

3.3 - Formation du falun de Bohon (pliopléistocène inférieur)

45La Formation du Falun de Bohon ou « Tufs à Térébratules » (Vieillard & Dollfus, 1875) est un calcaire coquillier gréseux grossier, beige à roux, qui affleure autour de Saint-Georges-de-Bohon et qui a été traversé dans de nombreux forages à proximité des bordures du bassin de Sainteny‑Marchésieux (fig. 8). Les faciès sédimentaires décrits à l’affleurement se retrouvent dans tous les forages recoupant le 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.

3.3.1 - Forage de Marchésieux

46Cette formation traversée dans le forage de Marchésieux (entre -32,40 m et -5,20 m ; cotes forage) (fig. 7), est un faciès de calcaire lumachellique gréseux, peu induré et à litage subhorizontal grossier. Par rapport aux Marnes du Bosq d’Aubigny, le Falun de Bohon se caractérise par une augmentation brutale des charges détritiques quartzeuse et bioclastique. Il érode le toit des Marnes du Bosq d’Aubigny (-32,40 m), sous la forme d’une discrète surface d’érosion, avec des graviers intraformationnels argileux (Ø 1 cm). Le stock bioclastique prédominant est composé de fragments de Bryozoaires, Balanes, radioles d’Oursins et Gastropodes. En revanche, la microfaune reste assez pauvre, ainsi que les assemblages de Bivalves marins avec des Pectinideae Chlamys, (Merle in Garcin et al., 1997).

3.3.2 - Éléments de datation biostratigraphique

47Dans le bassin de Sainteny-Marchésieux, le Falun de Bohon est assigné au Pliocène I (association de foraminifères de Bohon) dans un forage au nord (T64), au Pliocène II (association de foraminifères de la Brumannerie : forages T 65, T73 et T72) dans des forages au nord-est et au sud (S17 et T60) et au Pliocène III (association de foraminifères du Bosq d’Aubigny : forage S4B) dans le secteur autour de Marchésieux (LSM et S17). Dans le forage de Marchésieux, cette formation est datée indirectement du Prétiglien par la palynologie (Garcin et al., 1997) et entre le Reuvérien b et la base du Tiglien a dans le reste du bassin de Sainteny-Marchésieux (Clet, comm. pers.). Les associations polliniques du forage de Marchésieux enregistrent le refroidissement climatique prétiglien sous les premiers dépôts de faluns. Mais, l’absence de cortèges significatifs dans les dépôts trop grossiers des faluns ne permet pas toutefois de placer la limite Prétiglien/Tiglien (Clet, trav. en cours).

3.3.3 - Extension latérale du Falun de Bohon et environnement de dépôt

48Dans les bassins de Sainteny-Marchésieux, ces épaisses accumulations de sables quartzeux et coquilliers se rencontrent 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’). L’épaisseur maximale traversée est de 56 m (SAB), à proximité de Saint-André-de-Bohon. Cette formation est également reconnue dans la vallée du Merdret et dans le secteur de Saint-Sauveur-le-Vicomte.

49En conclusion, les études biostratigraphiques des Bivalves (Lauriat-Rage, 1986) et des Foraminifères (Le Calvez, 1987) démontrent le diachronisme des faluns et leur progradation progressive vers le sud au Pléistocène inférieur (Dugué et al., 2000). Les marnes coquillières (Marnes du Bosq) contemporaines passent latéralement aux dépôts subtidaux coquilliers du Falun de Bohon. Cette formation est interprétée comme un ensemble de mégarides de sables coquilliers en mouvement, vers l’E-NE et progradant au cours du temps, vers le sud. À proximité du rivage et entre ces mégarides bioclastiques, s’installent des vasières caractérisées par des marnes silteuses et bioclastiques.

3.4 - Formation des marnes de Saint‑Nicolas‑de‑Pierrepont (Pléistocène inférieur)

50Faute d’affleurements, cette formation et surtout ses relations avec les unités sous- et sus-jacentes restent peu connues. Brébion et al. (1975) ont détaillé l’évolution des faunes et de la sédimentation, dans le bassin de Saint-Sauveur-le-Vicomte ; Baize (1998) a décrit cette formation, épaisse de 5 à 40 m (SW de Sainteny), dans les bassins de Lessay et de Sainteny‑Marchésieux. Ces marnes et marnes sableuses micacées contiennent de grandes coquilles bien conservées et souvent entières de Bivalves (Nucula, Mytilus, Pecten, Ostrea, Astartes), Gastropodes (Buccinum, Littorina, Natica) et des Foraminifères benthiques d’eaux froides telles Elphidium hannai et des Foraminifères d’eaux tempérées-chaudes comme Elphidium macellum granulosum (Margerel in Brébion et al., 1975). Les assemblages fauniques sont un mélange d’espèces littorales (Lauriat Margerel in Brébion et al., 1975) à estuariennes (Buge in Brébion et al., 1975), soumises à une dessalure progressive (Brébion et al., 1975).

51Dans les forages du bassin de Saint-Sauveur-le-Vicomte, les Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont reflètent deux alternances climatiques, froid puis tempéré, dans une tendance généralisée vers un réchauffement.

3.4.1 - Extension latérale des Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont

52Ces marnes silteuses micacées et coquillières, avec une abondante microfaune recouvrent le Falun de Bohon (forages T 62, S3’, ABB et Angle B) ou les Marnes du Bosq d’Aubigny (forages T 58 et T 55). Dans ce dernier cas, l’épaisse série terrigène devient très difficile à subdiviser sur des critères lithologiques (abondance du stock micacé, absence de bioclastes agglomérés) 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.

3.4.2 - Éléments de datation biostratigraphique

53Cette formation est datée par ses macro- et micro-faunes, du Quaternaire ancien (limite Pliocène/Pléistocène ou association de Foraminifères de Saint-Nicolas-de-Pierrepont), avec la coexistence de Foraminifères pliocènes (Faujasines) et pléistocènes (Elphidiela) (Brébion et al., 1975 ; Le Calvez, 1987). Margerel compare ces assemblages de Foraminifères avec ceux de l’étage anglais du Ludhamien dans le Norfolk (East Anglia) décrit par Funnell (1961).

54La microflore est caractérisée par la prédominance d’associations d’espèces subarctiques et arctiques, avec des récurrences tempérées et boréales, qui désigneraient plutôt un interstade Tiglien froid (Clet-Pellerin, 1996).

3.5 - Formation des sables de Saint-Vigor (Pléistocène inférieur)

55Une série sableuse azoïque (30 m max.) surmonte toutes les formations plio-pléistocènes sous-jacentes. Exploités dans de nombreux gisements autour de Carentan (Poncet, 1959 ; Germain, 1960), ces sables quartzeux et glauconieux 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 précisément, car azoïques. Bigot (1935) comparait ces faciès fins homogènes aux «Sables rouges» de Bretagne attribués au Pliocène (Milon, 1929). Berthois & Milon (1935) confirmaient cette analogie sur la base des minéralogies et les interprétaient comme d’origine marine. Les datations récentes par R.P.E (Résonance paramagnétique de spin) des sables rouges du Bassin de Rennes (van Vliet-Lanoë et al., 1998) donneraient un âge Tortonien-Zancléen.

56La Formation des Sables de Saint-Vigor est retrouvée en plusieurs endroits de la Normandie (Crouay : Skrodski, 1896-1897) et peut-être au NE de Caen (Pellerin et al., 1970) et dans des placages sableux dans le Nord et Sud-Cotentin (Baize, 1998). Dans le Centre-Cotentin, les sables fins (sablière du Mesnil-Vigot) possèdent des caractères minéralogiques identiques à ceux des Sables de Saint-Vigor (Baudre & Berthois, 1935). Ils affleuraient dans les sablières de la Lande de Millières (bassin de Lessay) et de Saint-Sébastien-de-Raids (bassin de Sainteny-Marchésieux) (fig. 9). Au nord du bassin, l’épaisseur maximale traversée en forage est d’une trentaine de mètres (forage T 36 : 28 m).

3. 5.1 - Description des Sables de Saint-Vigor

57Deux unités sont distinguées dans les sablières de Millières (fig. 10) et de Saint-Sébastien-de-Raids (Dugué et al., 1997 ; Baize, 1998).

58A Millières, l’unité basale (5 m) est un sable fin homolithique, très bien classé et azoïque, à litage oblique, passant latéralement à un faciès argilo‑sableux à litage de rides de courant. Le litage oblique est de type sigmoïdal, selon la nomenclature de Mutti et al., (1985). Au sein de mégarides, les faisceaux sableux présentent latéralement des amincissements ou des dilatations progressifs, chaque faisceau étant séparé par un drapage argilo-silteux millimétrique. Les courants dominants portent vers l’E à NE (N 60 à N 110), avec des courants opposés subordonnés vers le NNW (N 290). Ces structures décrivent l’accrétion latérale de faisceaux tidaux, au cours de la progradation de mégarides sableuses (Nio & Yang, 1991).

59Dans les sablières de Saint-Sébastien-de-Raids (bassin de Sainteny‑Marchésieux), le litage oblique en auge présente de très rares liserés de décantation argileuse. Seul le sommet des derniers faisceaux est localement bioturbé, par des terriers verticaux millimétriques de Skolithos.

60L’unité sommitale (2 m à Millières) est un sable fin hétérométrique, toujours azoïque, mais à litage de rides de courant. Elle se caractérise par la présence 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 synsédimentaires sont interprétées comme d’origine glacielle. Les blocs et graviers seraient largués par des glaces flottantes, dans un environnement estuarien interne (Dugué et al., 1997 ; Baize, 1998 ; Dugué & Tessier, 1999).

3.5.2 - Extension latérale des Sables de Saint-Vigor

61Les Sables de Saint-Vigor présentent la plus grande extension latérale dans le Centre-Cotentin, recouvrant 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), débordant sur les bordures actuelles miocènes au NW (forages T8, T25, T26, T35, PRI et NEU) et permo-triasiques vers le nord et l’est (forages T53 et T56), dans le Bassin de Sainteny-Marchésieux (fig. 9).

62A proximité de bordures ou de hauts fonds, ces sables fins se chargent en matériaux plus grossiers ou remaniés. Ces derniers ont été retrouvés dans les matériaux de forage : graviers du Falun de Bohon (forage SGI), falun miocène à bryozoaires (forage T 26) ou siltites rougeâtres permo‑triasiques (forage T 76). Au contact des Sables de Saint-Vigor, le substratum paléozoïque (sablière de Millières) est creusé de gouttières de longueur décimétrique (hauteur : 20 cm, largeur : 5 cm) orientées NO et comblées par des sables très grossiers et des graviers avellanaires de phtanite précambrienne, de Grès de Lessay ou de quartzites ordoviciennes. Poncet (1959) avait déjà décrit un « poudingue de base » au contact du substratum paléozoïque, près de Lessay (carrière du passage à niveau située à environ 3 km de la sablière étudiée). Cette surface de transgression est ensuite recouverte par une unité métrique de sable moyen à grossier, hétérométrique et non argileux, d’abord à rides de courant, indiquant un transport vers l’est (N 88), puis à litage subhorizontal à lamines peu pentées (< 5°) vers l’est.

63Dans le Bassin de Picauville-Orglandes, ces sables quartzeux affleurent également, autour d’Amfréville, Gourbesville et Pont l’Abbé. Ils sont aussi reconnus ponctuellement à l’est de Sainte‑Mère‑Église et à Fres‑ville.

3.5.3 - Éléments de datation

64Les Sables de Saint-Vigor sont azoïques à l’affleurement et il n’existe aucune évidence directe de leur âge, étant donné l’absence de faunes ou de flores préservées dans ces sables. L’attribution stratigraphique des Sables de Saint-Vigor au Tiglien est basée sur la présence d’Elphidium hannai trouvés dans des sables coquilliers, à la base de la série sableuse azoïque, lors d’un forage réalisé dans la sablière de Millières (forage LL1, Margerel, comm. person.) (Baize, 1998). Dans d’autres forages plus profonds, des sables quartzeux, très riches en foraminifères, reposent sur les Marnes du Bosq d’Aubigny (forage T 73), sur le Miocène (forage T 33) ou 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. Si les Foraminifères trouvés les ont fait assimiler aux Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont (Pléistocène inférieur) par Brébion et al. (1975), leurs caractères sédimentologiques les rapprochent plutôt des Sables de Saint-Vigor. En outre, cette attribution serait conforme à la datation trouvée dans la série fluviatile sus-jacente.

3.6.- Formation des Sables de la Lande de Millières (Pléistocène inférieur)

65La Formation des Sables de la Lande de Millières (25 m environ) désigne des sables moyens à grossiers, mal classés, avec une matrice argileuse importante, présentant épisodiquement des passées graveleuses à conglomératiques (Dangeard et al., 1968) et passant au sommet à des faciès argilo‑silto‑tourbeux (Dugué et al., 1997 ; Clet-Pellerin et al., 1997). Les directions de paléo‑courants (fig.10) indiquent un écoulement vers le N et le NE, en direction de la Baie des Veys, mais perpendiculaire à l’écoulement actuel de la rivière l’Ay (Baize et al., 1998). De rares indices tidaux ont été trouvés à la base de la série (Baize, 1998).

3.6.1 - Extension latérale des Sables de la Lande de Millières

66A travers les bassins de Lessay et de Sainteny-Marchésieux, ces sables grossiers hétérométriques dessinent de vastes gouttières allongées SW-NE confirmant l’hypothèse d’un réseau fluviatile en tresses (fig. 9). Dans le détail, ils sont présents 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 indistinctement le Falun à bryozoaires (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 levers de la carte géologique de Carentan au 1/50 000 ont également confirmé la grande extension latérale des conglomérats reposant indistinctement sur toutes les séries plio-pléistocènes (Baize et al., 1998).

3.6.2 - Éléments de datation palynologique

67Les assemblages polliniques trouvés dans les argiles tourbeuses au sommet des Sables de la Lande de Millières ont permis de proposer un âge pour cette série fluviatile. Les pollens des argiles tourbeuses révèlent une végétation de climat tempéré développée entre la fin d’un interglaciaire et le début d’un refroidissement climatique. Il a donc été interprété par Clet‑Pellerin et al. (1997) comme la fin de l’amélioration climatique du Waalien (Pléistocène inférieur). Par conséquent, cette interprétation palynologique impose un âge au moins de l’Éburonien pour les sables fluviatiles moyens à grossiers sous-jacents et confirme donc indirectement un âge Tiglien, pour les Sables de Saint-Vigor (Clet-Pellerin et al., 1997).

3.7 - Évolution sédimentaire de la série plio‑pléistocène inférieur du cotentin

68Deux cycles de transgression/régression sont reconnus dans l’évolution sédimentaire de la série plio‑pléistocène du Centre-Cotentin (Dugué, 2003) (fig. 10).

3.7.1 - Le cycle de transgression/régression (T/R) Pliocène supérieur à Pléistocène inférieur

69La transgression de la mer pliocène aborde la Normandie armoricaine au début du Reuvérien a (Clet‑Pellerin et al., 1999). Elle est entièrement enregistrée dans le forage de Marchésieux, sur la bordure méridionale du bassin de Sainteny-Marchésieux.

• Phase transgressive du Pliocène supérieur (Reuvérien) : sables bioclastiques marins proximaux

70La transgression pliocène dépose les Grès coquilliers de Marchésieux (environ 65 m d’épaisseur) sur une plate-forme marine subtidale ouverte sur l’Océan Atlantique et en mer, dans le bassin des Écrehous (Baize, 1998). En direction des bordures du bassin de Sainteny-Marchésieux, ces sables quartzeux et bioclastiques marins passent à des marnes coquillières avec une riche microfaune décrivant la base des Marnes du Bosq d’Aubigny. La morphologie du bassin de Sainteny‑Marchésieux semble donc acquise dès les premières lèches marines du Pliocène supérieur, avec un golfe largement ouvert sur la Manche occidentale.

71Par 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 & Gibbard, 1988)]. Au Pliocène supérieur, l’actuelle Mer de la Manche occidentale forme un vaste golfe ouvert sur l’Atlantique et recevant des apports de fleuves côtiers orientaux (Jenkins et al., 1986 ; Lericolais, 1997 ; Gibbard, 1988).

• Phase régressive à la transition Pliocène/Pléistocène : marnes et sables coquilliers côtiers

72Au début du Pléistocène inférieur, la phase régressive est caractérisée par des dépôts de moins en moins influencés par l’océan Atlantique. Une épaisse succession sédimentaire (maximum 110 m) regroupant les Marnes du Bosq d’Aubigny, Falun de Bohon et la base des Marnes de Saint‑Nicolas‑de‑Pierrepont décrit un complexe sédimentaire estuarien. Les faciès terrigènes d’abord grossiers et coquilliers, puis plus fins des Marnes du Bosq d’Aubigny, passent latéralement en direction des bordures, à des cordons coquilliers (Falun de Bohon) protégeant ces vasières subtidales, des influences océaniques. Dans le forage de Marchésieux, la diminution importante des dinoflagellés et la disparition des nannofossiles calcaires sont enregistrées dans les Marnes du Bosq d’Aubigny. Dans le même temps, il y a une fréquence accrue des apports coquilliers et de sables quartzeux, l’apparition de pollens cénozoïques remaniés et d’apports de plancton d’eau douce. Plusieurs épisodes d’apports de graviers, de coquilles brisées et de surfaces d’érosion existent parallèlement (Garcin et al., 1997 ; Baize, 1998 ; Dugué et al., 2000).

73Les environnements marins deviennent plus côtiers, l’énergie hydrodynamique augmente et les faciès sédimentaires se diversifient. Sur les bordures nord et nord-est du bassin de Sainteny‑Marchésieux, cette vasière subtidale est bordée par des accumulations de sables calcaires plus coquilliers et quartzeux (Falun de Bohon ; environ 50 m). Ces cordons coquilliers protègent le bassin de Sainteny-Marchésieux des influences atlantiques. En revanche, les vasières intertidales ou de schorre ne sont pas identifiées, sans doute érodées lors de la transgression suivante des Sables de Saint-Vigor.

74Ce complexe sédimentaire de Marchésieux s’édifie entre les biozones P II à P III (entre le Reuvérien b et le Tiglien b). Cette évolution sédimentaire régressive se poursuit avec les apports terrigènes sableux et coquilliers des Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont qui marquent un renouvellement de la microfaune, en liaison avec un refroidissement climatique. La rupture sédimentaire majeure interviendra entre les Marnes de Saint‑Nicolas‑de‑Pierrepont et les Sables de Saint-Vigor.

3.7.2 - Le cycle de transgression/régression du Pléistocène inférieur

• Phase transgressive au Tiglien : sables quartzeux

75Faute d’affleurements, le début du cycle transgressif est encore peu connu, correspondant probablement aux marnes marines riches en microfaunes, décrites au sommet des Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont, puis recouvertes par des sables quartzeux coquilliers, à la base des Sables de Saint-Vigor. En Normandie, les Sables de Saint-Vigor, attribués indirectement au Tiglien b et c recouvrent indistinctement les dépôts plio‑pléistocènes, néogènes, voire mésozoiques et paléozoïques des bassins du Cotentin, puis du Bessin (Elhaï, 1963 ; Pareyn, 1980). Cette transgression a décapé tout ou partie de la couverture d’altérites des paléoreliefs (Diorite de Coutances, Grès de Lessay) et au cours du recouvrement des bordures du bassin, les pentes avoisinantes ont pu aussi apporter des graviers, dérivant partiellement ou totalement des altérites.

76Les dépôts du Bassin de Lessay attestent une dynamique tidale, avec des paléocourants orientés vers le NNE et enregistrent le passage vertical d’un environnement subtidal profond à un système estuarien. La déformation de ces sables par la chute de blocs glaciels au sommet de la formation matérialise un refroidissement climatique qui amorce la phase régressive de la sédimentation pléistocène inférieur, dans le Cotentin.

• Phase régressive Pléistocène inférieur (Tiglien C4 ? - Waalien) : sables estuariens, puis fluviatiles

77L’évolution des environnements subtidaux des Sables de Saint-Vigor vers un estuaire sableux à argilo-sableux recevant des apports détritiques plus grossiers, fluviatiles et glaciels décrit cette régression. Cette évolution s’accuse par l’incision fluviatile des séries marines sous-jacentes (Sables de la Lande de Millières, 25 m) par des sables argileux fluviatiles, datés du Pléistocène inférieur dans le bassin de Lessay (Éburonien à Waalien) (Clet‑Pellerin et al., 1997), enrichis localement d’apports conglomératiques et s’écoulant vers le NNE, en direction d’une paléovallée des Veys se raccordant au fleuve de la Manche.

78Ressenti dans toute l’Europe, le refroidissement climatique de l’Éburonien s’accompagne d’une altération périglaciaire des sols qui favorise l’alimentation des grands fleuves côtiers de la Manche (Gibbard, 1988) et des deltas des Pays-Bas (Zagwijn, 1974) en Mer du Nord.

4 - La série plio-pléistocène marine à fluviatile de la vallée de la seine (Haute‑Normandie)

79A environ 150 km à l’est du Cotentin, d’autres coupes de référence des terrains plio-pléistocènes ont été décrites en Seine-Maritime, dans divers placages ou remplissages de fossés et de karsts, à la faveur de fouilles ou d’anciennes exploitations en carrières. La difficulté est de paralléliser les coupes entre elles et surtout de les rattacher aux séries, toutes aussi fragmentaires, mais mieux étalonnées, du Cotentin, de Bretagne ou de la Loire.

80Ainsi, des sédiments plio-pléistocènes recouverts par les lœss sont préservés dans la basse Vallée de la Seine (fig. 11), sur les plateaux au sud de Rouen, dans des petits fossés étroits, peu profonds comme à la Londe (séries visibles sur au moins 15,3 m) de direction NW-SE et parallèles à la direction de l’anticlinal du Roumois (Kuntz et al., 1979). Bien que les carrières les plus importantes de la Londe aient été périodiquement étudiées (Frémy & Dangeard, 1938 ; Cholley, 1956 ; Elhaï 1963 ; Kuntz et al., 1979 ; Lautridou, 1985), des ambiguïtés persistent sur les rapports géométriques existant entre ces différentes unités, peu visibles à l’affleurement. Clet-Pellerin et al. (1999) ont parallélisé ces dépôts aux séries marines du Cotentin (forage de Marchésieux), sur la base de l’étude palynologique des argiles laguno-lacustres.

81En Haute-Normandie, les points d’ancrage chronologique de la série plio‑pléistocène sont les Argiles de la Londe (sud de Rouen) à flores reuvériennes et début du Prétiglien, le Falun de Valmont plus à l’ouest (près de Fécamp) attribué aujourd’hui au début du Pléistocène (trav. en cours), le Falun de Fécamp sur la façade maritime, possédant une microfaune non remaniée du Messinien-base du Zancléen inférieur et les Sables argileux de Saint-Prest datés du Pléistocène inférieur. Ces dépôts fossilifères ne présentent aucun rapport géométrique direct entre eux. Mais, la formation la plus souvent rencontrée est une série détritique azoïque (Sables de Lozère) dont l’âge et la genèse font l’objet de nombreuses discussions (Wazi, 1988 ; Tourenq & Pomerol, 1995 ; Larue & Étienne, 2000).

4.1 - Les faluns du néogène et du pléistocène inférieur de Fécamp et de Valmont

82Des sables quartzeux et calcaires coquilliers marins ont été trouvés dans des fouilles de terrassement à Fécamp (Bassompierre et al., 1972), puis dans l’ancienne sablière de Valmont, à 90 m NGF, (Cavelier & Kuntz, 1974). À Valmont, ces sables coquilliers (1 à 3 m) reposent directement sur le substratum crétacé, par l’intermédiaire d’un cailloutis de base à silex (Kuntz & Lautridou, 1974) et sont piégés dans un karst. Leurs faunes marines « chaudes » ont été initialement attribuées au Pliocène inférieur (Cavelier & Kuntz, 1974 ; Cavelier et al., 1980), c’est-à-dire au Brunssumien. De nouvelles analyses des Foraminifères benthiques trouvés dans le Falun de Valmont proposent un âge Pléistocène inférieur (Tiglien) équivalent aux Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont, dans le Cotentin (Bourdillon, trav. en cours).

83La récente révision biostratigraphique du Falun de Fécamp (Bourdillon, inédit) indique deux stocks de Foraminifères benthiques : l’un provenant d’une thanatocœnose associée à des bioclastes de Bryozoaires et remaniant des sédiments du Tortonien-Messinien et l’autre définissant une biocénose datée du Messinien-base du Zancléen inférieur et qui serait proche des microfaunes décrites en Vendée (Andreieff et al., 1969). Ce serait donc pour l’instant le seul témoin zancléen défini sur des bases biostratigraphiques et reconnu en Normandie. Enfin, les datations isotopiques ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr sur les coquilles du Falun de Fécamp ont fourni un âge Tortonien final à Messinien, avec de possibles contaminations (Mercier et al., 1997 in van Vliet-Lanoë et al., 2002) et concerneraient donc un matériel remanié.

4.2. - L’épisode sableux fini-néogène (Miocène supérieur ? - Pliocène inférieur) à Pléistocène inférieur : les sables de Lozère normands

84Des cailloutis et des sables argileux hétérogènes et regroupés sous le nom de formation de Sables de Lozère sont connus de la Limagne au Pays de Caux, constituant un fuseau large de 30 à 40 km sur les plateaux de l’Orléanais, de la Beauce, du Vexin, du Pays de Caux et de la partie nord du Roumois (fig. 11 et 12). Dans cette étude, seuls sont décrits les sables présents en Normandie, dans la vallée de la Seine. Ce sont des sables grossiers quartzeux avec feldspaths, muscovites, quelques silex, des graviers de 1 à 2 cm à Saint-Étienne-du-Rouvray et à la Londe, près de Rouen, mal classés, peu émoussés rubéfiés, à matrice argileuse et parfois à lits centimétriques d’argiles (Saint‑Étienne).

85Leur mise en place a été discutée. À l’est de Rouen (Mercey) (fig. 11), deux séquences fluviatiles sont distinguées. L’origine fluviatile a été établie par des études sédimentologiques (Wazi, 1988), et confirmée par une étude exoscopique faite sur des grains de quartz d’un échantillon de Trappes, au sud de Paris (Tourenq et al., 1991). Le stock sableux détritique proviendrait d’apports de la Loire caractérisés par un fort pourcentage de minéraux de métamorphisme et rejoignant la Seine vers Montereau, au Miocène supérieur ou au Pliocène, selon les auteurs. La capture de la Loire par la Seine a été discutée par Freytet et al. (1989) qui proposent de grands cônes alluviaux de la Loire accumulés en Orléanais et repris ensuite par des affluents de la Seine, comme le Loing. Les datations de ces différents stocks sableux détritiques dépourvus de faunes (Sables de Sologne, Sables du Bourbonnais et Sables de Lozère) et leurs relations géométriques font l’objet actuellement de discussions (Larue & Étienne, 2000).

86La Haute-Normandie est localisée en position intermédiaire entre une paléo-Seine amont transportant des sables fluviatiles grossiers (Sables de Lozère parisiens) et l’embouchure de la paléo-Seine soumises à des influences fluviatiles et marines (Lautridou et al., 1999). Dorénavant, deux unités sont distinguées dans la formation diachrone des Sables de Lozère normands :

87– Sables de Lozère normands inférieurs ou I, avec des sables grossiers d’âge anté-Reuvérien. Ils affleurent à la base de la carrière de la Londe.

88– Sables de Lozère normands supérieurs ou II, avec des sables plus fins et d’âge au moins Pléistocène inférieur, recouvrant des sables coquilliers tigliens, à Valmont.

4.2.1 - Les Sables de Lozère normands inférieurs (Sables de Lozère normands I)

89A la base du remplissage du fossé de la Londe, ce sont des sables quartzeux et feldspathiques, blancs, grossiers et très mal classés, présentant des lentilles argileuses (faciès « gros sel » des anciens auteurs (Pomerol, 1951). Ils ont été reconnus dans toute la vallée de la Seine (Kuntz & Lautridou, 1974, 1980) en poches ou en placages, sur le Pays de Caux et entre Rouen et Pont-Audemer. Ces sables grossiers décrivent l’architecture fluviatile en tresses, d’une paléo-Seine reconnue jusqu’au NW de Rouen (la Londe).

4.2.2 - Les Sables de Lozère normands supérieurs (Sables de Lozère normands II)

90A l’aval de Rouen, les sables grossiers fluviatiles des Sables de Lozère normands deviennent plus fins et mieux classés (Sables de Lozère II, 15 m), érodant les sables coquilliers de Valmont et caractérisant un domaine fluvio-marin (Tourenq et al., 1991). Ces sables disparaissent finalement au Nord du Havre, sur les fonds de la Manche. Leur extension n’est pas connue vers l’est. Ils sont retrouvés sur les plateaux au nord-est, à Doudeville, sur 8 m d’épaisseur, la partie supérieure devenant très fine (médiane de 0,1 mm).

91Dans la carrière de Valmont, leur épaisseur atteint 15 m. Ce sont des sables quartzeux fins à moyens, argileux, azoïques, à crachées rares de sables grossiers et à lits millimétriques d’argiles grises. Ils sont intercalés entre le Falun de Valmont qu’ils érodent et les Sables et silts de Saint-Eustache. Au sommet, ils possèdent beaucoup de similitudes minéralogiques avec les Sables de Lozère I décrits en amont de la vallée de la Seine, avec toutefois une granulométrie plus petite, l’absence de cailloutis, un meilleur classement granulométrique du matériel détritique (mode de 0,2 mm) et la présence d’un peu d’argile.

4.3 - L’épisode lagunaire pliocène (Reuvérien à Prétiglien) des Argiles de la Londe

92A la Londe (100 m NGF), des argiles silteuses noires, riches en matières organiques (Argiles de la Londe, 10-13m, Kuntz et al., 1974) se déposent dans des lagunes marines (Huault & Clet, 1987) ou continentales, voire marécageuses (Elhaï, 1963 ; Kuntz et al., 1979 ; Lautridou, 1985), installées directement sur des sables mal classés à graviers sub-émoussés de quartz attribués à la formation des Sables de Lozère normands I (30 m à la Londe). La tourbe sommitale des Argiles de la Londe est surmontée par des silts gris à lits tourbeux, puis par une alternance centimétrique de sables fins et de silts à structures en ripple marks, indiquant la présence d’un paléo-estuaire de la Seine toute proche. Cette dernière unité sableuse est interprétée comme un équivalent latéral des Sables et silts de Saint‑Eustache. Ces argiles reuvériennes de la Londe se sont déposées dans la plaine alluviale de la paléo-Seine (Sables de Lozère). Des influences marines sont décelées à la base du Reuvérien b et c.

93Les Argiles de la Londe sont surmontées par un premier niveau de cailloutis, mais la sédimentation demeure silto-argileuse, de couleur lie de vin, dans des environnements lacustres. À l’est de la carrière, un horizon humifère sommital recèle des pollens du Pléistocène inférieur post-Tiglien (Clet in Kuntz et al., 1979).

94En Haute-Normandie, la carrière abandonnée de la Londe reste actuellement le seul site démontrant l’existence de dépôts du Pliopléistocène inférieur, dans la vallée de la Seine. Les Argiles de la Londe sont datées par la palynologie du Pliocène supérieur (Reuvérien a à la base du Prétiglien) et enregistrent le refroidissement prétiglien à leur sommet, avec une nette diminution des taxons subtropicaux (Clet-Pellerin, 1983 ; Clet-Pellerin Huault, 1987). Des influences marines sont également décelées à la base du Reuvérien b et c, dans les associations de diatomées (Huault, 1987), pour disparaître ensuite lors du refroidissement du Reuvérien c et du Prétiglien (sédimentation lacustre). La tourbe sommitale marque l’émersion pléistocène.

4.4 - Les sables fins et silts de Saint-Eustache

95Définis initialement à Saint-Eustache, au nord de Tancarville (fig. 11 à 13), ces sables gris-clair (rubéfiés à Valmont) sont fins, sans argile et très bien classés (Lautridou, 1965 ; Kuntz et al., 1979) (médiane entre 0,1 et 0,15 mm). Leur épaisseur atteint 20 m à Saint-Eustache et à Valmont. Ces sables passent vers le haut à des silts gris à passées tourbeuses (Val de Mont-Criquet) ou avec des bois silicifiés (Fourmetot). Leur passage vertical à ces silts (Silts de Mont-Criquet) impose dorénavant de regrouper ces deux formations dans les Sables et silts de Saint-Eustache.

96Leur environnement de dépôt a été discuté : fluviatile pour Kuntz, laguno‑marin pour Lautridou, voire éolien. L’analyse des faciès sableux fins et biens classés à flaser-bedding indiquerait plutôt des environnements subtidaux à intertidaux, confirmant les conclusions morphoscopiques et exoscopiques des grains de quartz (Tourenq et al., 1991).

97Les grains de quartz des Sables de Valmont et de Fécamp sont très émoussés et rarement esquilleux. Leur exoscopie décrit un matériel quartzeux marin infratidal. Les grains esquilleux possèdent de nombreuses traces d’érosion en croissant (Chattermarks trail) et des figures de néogenèse qui caractérisent un matériel sableux deltaïque soumis à des battements de nappe phréatique ou à des émersions fréquentes. Plus particulièrement, les grains de quartz à la Londe deviennent plus émoussés et décrivent un stock marin infratidal avec des traces d’une éolisation antérieure. Enfin, à l’ouest du Pays de Caux (Valmont, Mont Criquet Saint‑Eustache) et autour de Pont-Audemer (Fourmetot), les grains de quartz sont émoussés appartenant à un matériel marin intertidal polyphasé (altération éolienne antérieure). Les Sables de Saint-Eustache sont composés de grains de quartz de type émoussé luisant ou mat avec des traces d’usure éolienne antérieure et des figures en croissant décrivant un stock marin intertidal (possible stock des Sables de Lozère).

98Les grains de quartz esquilleux à chattermark trails très frais des Sables fins et silts de Saint‑Eustache représentent un nouveau stock détritique marin, remaniant une partie des Sables de Lozère normands. Ces derniers sont caractérisés par un cortège de minéraux argileux à kaolinite prédominante (80 %) et interstratifiés illite-smectites (20 %) et par deux associations de minéraux lourds : l’un à ubiquistes avec tourmaline dominante et l’autre de minéraux de métamorphisme avec présence de monazite (au total 60-80 %). Les Sables fins et silts de Saint-Eustache sont caractérisés par de la kaolinite, avec un peu d’illite et des interstratifiés illite-smectites et des cortèges de minéraux lourds avec peu de zircons, l’absence de monazite et épisodiquement de l’épidote.

99Les Sables fins et silts de Saint-Eustache (10 à 20 m) recouvrent le Pays de Caux et le nord du Roumois jusqu’à l’ouest de Rouen (Caumont) et seraient un équivalent latéral des Sables lités estuariens de la Londe présentant une composition minéralogique identique. Faute de marqueurs biostratigraphiques, la datation des sables fins et silts de Saint-Eustache est de nouveau indirecte. Cette formation sus-jacente aux Argiles de la Londe serait par conséquent post-reuvérienne.

4.5 - L’épisode des sables et cailloutis du Pléistocène inférieur

100A la Londe, des dépôts de pente, avec sables et cailloutis mal classés de silex gélifractés, dans une matrice argileuse remanient les Argiles à silex et les Sables de Lozère normands. Plusieurs paléosols lessivés rouges ou gris hydromorphes sont intercalés dans ces sables. L’ensemble correspond à des dépôts de pente périglaciaires du Pléistocène inférieur (Formations de Fourmetot et du Roumois). Ils sont surmontés par un lœss sablonneux, moins bien classé que ceux plus récents du Pléistocène moyen et supérieur, mais plus riche en minéraux de métamorphisme (toujours abondants dans les Sables de Lozère). Une origine locale lui est donc attribuée (Lautridou, 1985). Toutes ces formations possèdent un paléomagnétisme négatif (Biquand & Lautridou, 1979) à la différence des lœss du Pléistocène moyen (cf. note dans ce volume).

4.6 - La série du Pléistocène inférieur de Saint-Prest

101La coupe de Saint-Prest, près de Chartres, permet de dater le sommet de la série lœssique de la Londe. Au-dessus d’une série de sables et graviers fluviatiles périglaciaires de l’Eure (très haute terrasse de l’Eure), piégés dans une grande poche, des sables argileux fluviatiles de l’Eure contiennent la célèbre faune interglaciaire de Saint-Prest, à éléphant méridional, récemment révisée (Guérin et al., 2003). Elle appartient à la biozone standard MNQ 20 et datée de 1 M d’années. Des sables à cailloutis, puis un lœss les surmonte. Ces dépôts sont tous deux identiques à ceux trouvés à la Londe et leur paléomagnétisme est également négatif (Guérin et al., 2003). Les sables et cailloutis, ainsi que les lœss sont d’âge Bavélien (chronologie nordique), ce qui permet par conséquent d’attribuer un âge Ménapien à la très haute terrasse de l’Eure et de dater le premier enfoncement du réseau fluviatile de l’Eure, et probablement celui de la Seine, avant 1 M d’années.

4.7 - Conclusion : évolution néogène à Pléistocène inférieur de la Vallée de la Seine

102Une paléo-Seine drainant le nord du Massif central s’écoule dans la Vallée de la Seine, déposant des sables fluviatiles grossiers (Sables de Lozère I) et édifiant un système estuarien aux abords de Rouen, jusqu’au Pliocène supérieur (Reuvérien). La basse vallée de la Seine (entre Rouen et Le Havre) est soumise à plusieurs invasions marines déposant des sables coquilliers (faluns) facilement remaniés et érodés, par les transgressions suivantes. Mais, seuls deux épisodes transgressifs sont conservés à Fécamp (Messinien à Pliocène inférieur), puis à Valmont (Pléistocène inférieur). Un autre épisode transgressif du Pléistocène inférieur a déposé des sables fins quartzeux tidaux qui sont trouvés dans la basse vallée de la Seine (Sables fins et silts de Saint-Eustache). Ils sont comparables à ceux décrits dans le Cotentin et dans le Bessin (Sables de Saint-Vigor). Ils caractérisent un environnement estuarien reconnu jusqu’à la hauteur de la Londe où ils recouvrent des argiles tourbeuses lagunaires datées du Reuvérien à début Prétiglien, voire du Tiglien. Cette lagune s’installe dans des sables grossiers fluviatiles d’une paléo-Seine (Sables de Lozère I) ; elle a été envahie par des lèches marines au début du Reuvérien b et Reuvérien c. Les apports de sables fluviatiles de la paléo-Seine deviennent ensuite plus fins (Sables de Lozère II) et s’avancent vers le Nord, érodant le Falun de Valmont daté du Pléistocène inférieur. Il en résulte une interdigitation de faciès sédimentaires marins et continentaux et des géométries d’autant plus difficiles à détailler que les points de datation demeurent très rares et peuvent concerner des stocks faunistiques remaniés. Cette complexité des géométries et des faciès décrit le paléo‑estuaire de la Seine.

103Les dépôts du paléo-estuaire de la Seine sont finalement recouverts sous des épandages périglaciaires (Sables et cailloutis) à la fin du Pléistocène inférieur (Bavélien) qui décapent la couverture sédimentaire des plateaux de la Seine.

5 - Contrôles climatiques des environnements plio-pléistocènes en Normandie (Cotentin, Vallée de la Seine)

104Les changements climatiques plio-pléistocènes ont contrôlé à la fois le caractère de la sédimentation marine, la quantité et la nature des apports terrigènes et la répartition du couvert végétal sur les terres émergées. En se basant sur l’implantation actuelle de la végétation autour du globe, des zones bioclimatiques (biomes) regroupant des écosystèmes avec des organismes identiques, ont été définies sur l’ensemble de la Terre (Prentice et al., 1992). En Europe du Nord-Ouest, les principaux biomes décrits actuellement correspondent aux environnements de toundra, taïga, forêt boréale et forêt tempérée qui sont retrouvés successivement pendant les différentes périodes glaciaires et interglaciaires, dès la fin du Pliocène, en Normandie.

105En Normandie, les changements climatiques plio-pléistocènes peuvent être entrevus à partir de la comparaison des enregistrements palynologiques de deux sites, distants d’environ 150 km, entre le Cotentin et la Londe, dans la vallée de la Seine (Clet-Pellerin, 1983 ; Clet-Pellerin & Huault, 1987). Les cadres paléogéographiques sont toutefois différents. Le bassin du Cotentin est sous le contrôle des transgressions d’origine atlantique. Le secteur de la Londe est situé à la fois en position distale du bassin versant du Massif central qui le pourvoit en matériaux détritiques fluviatiles, mais également dans la basse-vallée de la Seine qui facilite la remontée des transgressions marines vers le Sud. Néanmoins, ces deux régions normandes enregistrent des changements synchrones dans la végétation, attestant la prédominance du contrôle climatique dans les enregistrements sédimentaires.

106Dans le Cotentin, les analyses palynologiques des sédiments du Pliocène supérieur décrivent la prédominance d’un domaine littoral, avec des schorres et une végétation halophile composée principalement de Chenopodiaceae. Puis, lorsque l’influence marine décroît, des marais d’eau douce se développent, avec Cyperacerae et plantes aquatiques. En s’éloignant de ces plans d’eau, les fougères prennent alors le relais.

107Au Pliocène inférieur (Zancléen), les associations végétales de l’Europe du Nord-Ouest, étaient différentes de celles d’aujourd’hui. Un climat de type subtropical très humide favorisait le développement de forêts composées d’arbres à feuilles toujours vertes, ressemblant à ceux observés actuellement sous des latitudes voisines de 20° N, en Chine méridionale, en altitude, au Mexique, voire sur les bordures côtières maritimes recouvertes de mangroves. À la limite Pliocène inférieur/supérieur (3,6 Ma) le climat commence à se refroidir, dans l’hémisphère nord ; ce refroidissement se poursuivra jusqu’à 3,3 Ma (Fauquette, 1998). Les espèces subtropicales disparaissent progressivement au profit d’arbres à feuilles caduques, puis de gymnospermes (Pinus, par exemple), pendant les refroidissements les plus importants (Reuvérien a).

108La dégradation climatique du Reuvérien a est uniquement enregistrée dans le site de La Londe, en Haute-Normandie avec une forêt boréale à Conifères. Un réchauffement débute ensuite à la limite Reuvérien a/b sur toute l’Europe et permet le retour d’espèces méga-mésothermes de la forêt marécageuse côtière (Taxodium, Symplocos, Myrica) ou s’étendant dans les zones moins humides (Sequoia, Liquidambar, Nyssa) (fig. 14). Cette association végétale se retrouve dans le Cotentin, dans le forage carotté de Marchésieux, à la base des Grès coquilliers de Marchésieux (Clet‑Pellerin in Garcin et al., 1997). Elle est présente aujourd’hui, pour tout ou partie, dans le sud-est des U.S.A où des marais à cyprès-chauves succèdent aux forêts de caryers. Ce réchauffement enregistré dans les environnements terrestres du Cotentin, au début du Reuvérien b, peut être parallélisé à la première transgression pliocène abordant le Cotentin (Grès coquilliers de Marchésieux). Cette évolution sédimentaire transgressive se poursuit jusqu’à la fin du Reuvérien b (Dugué, 2003).

109Au Reuvérien b, la végétation des bordures du bassin du Cotentin est tempérée à tempérée chaude. Le climat redevient moins humide à la fin du Reuvérien b, (fig. 14) et l’extension latérale des marais littoraux diminue ; des arbres à feuilles caduques sont remplacés par des gymnospermes comparables aux espèces actuellement présentes en Chine (Cedrus, Tsuga, Sciadopitys, Pinus haploxylon, Cathaya) ou en Europe, avec les Cupressaceae (Thuya, Juniperus…), les sapins et les épicéas.

110Au passage Reuvérien b / Reuvérien c, une tendance régressive est enregistrée dans les dépôts marins du Cotentin (Complexe de Marchésieux), en même temps que le début de changements dans les végétations qui caractérisent la détérioration climatique graduelle du Reuvérien c qui sera généralisée à toute l’Europe ; dans le détail, elle est ponctuée de rares et rapides phases plus tempérées.

111Au Reuvérien c, des landes à Ericaceae (bruyères) colonisent, de plus en plus, les espaces terrestres. À la fin du Reuvérien c, une oscillation climatique positive explique un éphémère développement de marais à cyprès-chauves, alors que les arbres tempérés ont pratiquement disparu. Le relatif bas niveau marin de la fin du Reuvérien c, dans la série marine du Cotentin, serait une nouvelle fois d’origine climatique. En effet, les changements les plus significatifs dans la sédimentation et dans les végétations définissent la limite Pliocène/Pléistocène (Prétiglien) marquée par un net refroidissement. En Cotentin, l’enregistrement du Prétiglien est soit incomplet ou partiellement érodé lors de la transgression tiglienne. Cette période froide est caractérisée par le développement d’Ericaceae et de plantes herbacées sur les terres et par la disparition définitive des Taxodiaceae en Normandie. En Europe, le refroidissement général au début du Prétiglien se marque progressivement par l’établissement de landes à Ericaceae et de plantes herbacées, plus ou moins caractéristiques de la toundra tandis que subsistent encore quelques traces soit d’éléments tempérés, soit de gymnospermes tempérés.

112Dans le Cotentin (fig. 14), la fin du Prétiglien et le Tiglien restent mal identifiés car de nombreux niveaux demeurent azoïques ou érodés. Les assemblages de pollens sont à la fois pauvres dans les marnes (Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont) et les sables (Sables de Saint-Vigor, Sables de la Lande de Millières). Au passage entre les dépôts marins à fluviatiles, des blocs et graviers glaciels, trouvés dans les sédiments estuariens des Bassins de Lessay et de Sainteny-Marchésieux (Dugué et al., 1997 ; Baize, 1998), indiquent un important refroidissement climatique, accompagné d’une baisse significative du niveau marin relatif. Ces environnements estuariens passent latéralement à des sables fluviatiles. Néanmoins, les étages européens Tiglien, Éburonien et Waalien inférieur sont représentés dans une épaisse séquence sableuse marine à fluviatile. La fin de l’interglaciaire du Waalien et les traces du refroidissement final sont enregistrés dans les pollens au sommet des sables fluviatiles (Clet-Pellerin et al., 1997). En Normandie, la végétation de la fin du Pléistocène inférieur reste peu connue. Seul un intervalle argilo-tourbeux au sommet des Sables de la Lande de Millières présente quelques lits tourbeux possédant un contenu pollinique suffisant (Clet-Pellerin et al., 1997). Bien que présents dans un contexte de plaine d’inondation, tous les éléments de la forêt marécageuse décrits à la fin du Pliocène supérieur ont disparu. Pendant un épisode tempéré, la forêt marécageuse est colonisée par Alnus principalement en bordure des cours d’eau et par une association de Pterocarya et de Carpinus/Ostrya, dans les zones mieux drainées. Au‑dessus, une nouvelle dégradation climatique est attestée par l’implantation d’une forêt de conifères avec Pinus, Picea, Abies et Betula.

113Ensuite, pendant une longue période d’environ 700 000 ans, la plupart des sédiments du Centre‑Cotentin se sont révélés azoïques, car sans doute trop grossiers. Néanmoins, quelques sondages ont conservé la trace d’un réchauffement climatique (fig. 14), probablement au début du Tiglien, avec le retour d’arbres plus tempérés.

6 - Conclusion : évolution cénozoïque de la Normandie

114L’évolution cénozoïque du Massif armoricain est caractérisée par plusieurs épisodes d’érosions et de déformations séparant des périodes de sédimentation décrites dans le Cotentin, en Bretagne, en Mer de la Manche ou dans le Bassin parisien (Pomerol 1967 ; Cavelier et al., 1980; Evans, 1990; Anderton, 2000; Guillocheau et al., 2003; Dugué et al., 2005; Dugué, 2007).

6.1 - Paléocène : émersion de l’Armorique

115Les terrains du Paléocène inférieur restent absents du SE de l’Angleterre tandis que les séries du Paléocène supérieur recouvrent la surface érodée de la craie. Le Paléocène est également inconnu dans le Cotentin, surélevé et émergé à cette époque. Si des faciès continentaux sont connus en Manche centrale, une sédimentation marine se poursuit en Manche occidentale, dans la continuité des craies du Crétacé supérieur.

116Une déformation de grande longueur d’onde et de faible amplitude atteint le Massif armoricain, à la limite Crétacé/Cénozoïque (Wyns, 1977, 1991, 2002 ; Quesnel, 1997), déformant le secteur vendéen de la marge Sud‑armoricaine et la bordure Nord-armoricaine (Cotentin), mais épargnant le secteur septentrional breton où des séries paléocènes similaires à celles du Crétacé supérieur se déposent dans leur continuité (puits PENMA 1 : Brault, 2002). Cette déformation paléocène expliquerait que les hauts-niveaux eustatiques thanétien et yprésien n’aient pas atteint et recouvert les bordures armoricaines.

6.2 - Éocène : déformations du sud de l’Angleterre, émersion de l’Armorique

117Un deuxième soulèvement intervient à l’Éocène, dans le Sud de l’Angleterre, fournissant des matériaux détritiques sur les côtes anglaises de la Manche, au Nord de la Cornouailles et en Mer Celtique (Anderton, 2000). Dans le Cotentin, l’émersion se poursuit (Yprésien à Lutétien p.p.), les eaux atlantiques ne le submergeant qu’à la fin de l’Éocène moyen.

6.3 - Fin de l’Eocène moyen : transgression atlantique tardive sur le nord de l’Armorique

118Ce n’est qu’à la fin de l’Éocène moyen (Lutétien supérieur et Bartonien), que la bordure Nord-armoricaine est envahie sous les eaux atlantiques, lors du haut-niveau eustatique bartonien. Cette transgression s’avance dans le golfe du Cotentin, ceinturé par les reliefs du Nord et Sud-Cotentin et structuré lors des premières déformations cénozoïques, avec d’épaisses accumulations de sables et graviers calcaires à Foraminifères (falun). Les influences terrigènes armoricaines y demeurent insignifiantes. À partir de l’Éocène, le dispositif sédimentaire de baie ou de golfe du bassin du Cotentin devient pérenne. En revanche, cette transgression n’atteint pas les reliefs du Sud de l’Angleterre soulevé.

6.4 - Éocène supérieur-oligocène inférieur: inversion des accidents armoricains, régime laguno-lacustre sur l’Armorique

119Les déformations cénozoïques les plus importantes démarrent dès l’Éocène supérieur, pour s’achever au plus tôt à l’Oligocène inférieur, intéressant tout le pourtour armoricain (Armorique, Approches occidentales de la Manche, Mer de la Manche). Elles correspondent à l’inversion des failles et structures de la Manche, à l’arrêt de la transgression bartonienne dans le Cotentin et à la mise en place d’environnements terrigènes lacustres ou saumâtres sur la presque totalité d’une Mer de la Manche émergée et de l’Armorique. Le soulèvement généralisé du pourtour armoricain s’amortit en direction du Golfe de Gascogne.

6.5 - Oligocène à Miocène moyen : sédimentation marine profonde atlantique, émersion de l’Armorique

120La transgression néogène s’avance ensuite vers l’est, sur la plate-forme externe (Oligocène), puis à travers la Manche occidentale, recouvrant en discordance les séries paléogènes déformées sous-jacentes ou en concordance les dépôts marins de l’Oligocène supérieur. La presque totalité de la plate-forme continentale est recouverte au maximum de la transgression, déposant des calcaires bioclastiques datés du Miocène inférieur, mais sans atteindre le Cotentin et le Bassin parisien. Sur la côte anglaise, leur extension reste inconnue, car les dépôts sont postérieurement décapés, lors d’une déformation fini-Néogène.

6.6 - Miocène moyen : transgression atlantique sur les rivages de l’Armorique

121Entre l’Oligocène supérieur et le Miocène moyen, le Massif armoricain émergé est érodé. Les conditions marines ne sont rétablies qu’au Miocène moyen dont les témoins sont aujourd’hui préservés dans le Cotentin, avec des faluns calcaires à Bryozoaires, transgressifs sur tous les terrains sous‑jacents et construisant des dunes subtidales en arrière de hauts-fonds rocheux.

122Cette paléogéographie de la plate-forme carbonatée helvétienne du centre-Cotentin rappelle celle de l’Éocène moyen.

6.7 - Miocène supérieur : émersion et déformations de l’Armorique

123A la fin du Miocène moyen ou au début du Miocène supérieur, une baisse importante du niveau marin (Haq et al., 1987, 1988), à la limite Serravallien/Tortonien, est ressentie dans toute l’Europe : son amplitude est estimée environ - 50 m (Haq et al., 1987). Ses conséquences en sont la vidange des bassins armoricains, puis l’érosion des plates-formes proximales armoricaines.

124Dans le Cotentin, la chute eustatique serravallo-tortonienne expliquerait l’arrêt des épandages de sables coquilliers carbonatés sur la plate-forme armoricaine, puis son émersion. En Bretagne, cette limite Miocène moyen/supérieur se caractérise par une profonde incision du substratum, avec la formation de vallées incisées (Brault et al., 2004). L’âge du creusement de la vallée de la Seine n’est pas connu. D’anciens sables coquilliers du Miocène supérieur sont décrits à Fécamp.

125Une phase de soulèvement intervient au Miocène supérieur et érode la quasi-totalité des dépôts miocènes, aujourd’hui conservés uniquement sur la façade côtière du Cotentin, en Manche occidentale (Falun de Fécamp) et dans le synclinal des Approches occidentales de la Manche.

6.8 - Miocène supérieur-pliocène inférieur : comblement des vallées incisées miocènes bretonnes, émersion du nord de l’Armorique

126En Bretagne, le remplissage des vallées incisées miocènes débute par un cycle de transgression/régression au Miocène supérieur (Formation des Sables rouges correspondant à des sables quartzeux fluviatiles puis estuariens, Tortonien à Messinien). Un second cycle au Pliocène supérieur (Argiles reuvériennes de Redon, Plaisancien) parachève ce remplissage et se rattache au cycle plio-pléistocène défini dans le Cotentin.

127Une déformation sépare les deux cycles en Bretagne (Guillocheau et al., 2003) et pourrait expliquer la lacune du haut-niveau eustatique zancléen (Pliocène inférieur) sur toute l’Armorique. Cette lacune zancléenne sur la façade atlantique de la bordure armoricaine ne peut s’expliquer par la seule présence d’un prisme de bas niveau; son haut-niveau eustatique plus important que celui du Pliocène supérieur aurait dû atteindre le Massif armoricain. Cette lacune serait donc d’origine structurale. Mais la présence de sables coquilliers datés du Messinien-base du Zancléen inférieur à Fécamp atteste un domaine marin en Mer de la Manche qui n’a recouvert ni le Cotentin, ni la Bretagne.

6.9 - Pliocène supérieur-pléistocène inférieur : les derniers dépôts marins de l’Armorique

128La transgression pliocène aborde le Nord du Massif armoricain, dans le golfe du Cotentin, au début du Pliocène supérieur (Reuvérien a) (Clet‑Pellerin et al., 1999), c’est-à-dire plus tardivement qu’en Bretagne.

129Un premier cycle de transgression/régression (T/R) Pliocène supérieur à Pléistocène inférieur (chronologie NW européenne) dépose d’abord des sables quartzeux et bioclastiques (Grès coquilliers de Marchésieux) sur une plate-forme marine subtidale ouverte sur l’océan Atlantique (Baize, 1988). Vers la fin du Pliocène supérieur (chronologie NW européenne), cette plate­‑forme évolue vers des environnements terrigènes estuariens, de moins en moins influencés par des apports atlantiques : les influences continentales (pollen, plancton d’eau douce) et des apports terrigènes fins armoricains y deviennent plus accusés. Dans le même temps, les variations climatiques sont également plus nombreuses (Clet et al., 1999). Les bordures restent toutefois peu escarpées, car ni cailloutis fluviatiles, ni cônes alluviaux ne sont retrouvés dans les séries plio-pléistocènes.

130Ces vasières subtidales évoluent entre le Pliocène supérieur (Reuvérien b) et le Pléistocène inférieur (chronologie NW européenne, Tiglien b) et présentent des cordons tidaux de sables coquilliers et quartzeux (Falun de Bohon), déposés dans le prolongement des faluns miocènes à Bryozoaires. Ensuite, le refroidissement climatique décrit dans toute l’Europe du NW, au début du Pléistocène inférieur (Prétiglien, chronologie NW européenne) ne s’accompagne pas dans le Cotentin, d’une émersion, mais d’un renouvellement des microfaunes.

131Au Pliocène supérieur, la mer de la Manche occidentale forme un vaste golfe ouvert sur l’Atlantique qui reçoit les apports des fleuves côtiers orientaux (Jenkins et al., 1986 ; Lericolais, 1997 ; Gibbard, 1988) dont la paléo-Seine qui draine le Nord du Massif central. Un édifice deltaïque s’édifie autour de Rouen. Une nouvelle transgression aborde la marge nord-armoricaine, au Pléistocène inférieur (chronologie NW européenne, Tiglien), déposant d’abord des marnes marines très riches en microfaunes, (sommet des Marnes de Saint-Nicolas-de-Pierrepont), puis des sables quartzeux tidaux (Sables de Saint-Vigor, Tiglien b et c) transgressifs sur toutes les séries géologiques du Centre-Cotentin. Cette transgression qui déborde largement les contours du Golfe du Centre Cotentin, décape tout ou partie de la couverture d’altérites des paléoécueils, atteint le Bessin (Elhaï, 1963 ; Pareyn, 1980) et la basse vallée de la Seine (Sables fins et silts de Saint‑Eustache). La plate-forme marine subtidale du Cotentin évolue finalement vers un système estuarien sableux interne, dans le Cotentin.

6.10 - Pléistocène inférieur : le refroidissement climatique éburonien de l’Armorique du Nord

132La présence de blocs glaciels dans les environnements estuariens tigliens du Centre-Cotentin (sommet des Sables de Saint-Vigor) marque un refroidissement climatique, à la fin du Tiglien (passage Pliocène/Pléistocène au sens international). L’évolution régressive et le refroidissement climatique s’accusent avec l’érosion fluviatile des séries néogènes du Centre-Cotentin. Des sables et conglomérats fluviatiles (Sables de la Lande de Millières), datés du Pléistocène inférieur (Éburonien à Waalien) (Clet‑Pellerin et al., 1997), s’écoulent vers le NNE, en direction d’une paléovallée des Veys se raccordant au fleuve de la Manche. Cette incision fluviatile est liée à un refroidissement climatique de l’Éburonien, ressenti dans toute l’Europe. Il s’accompagne d’une altération périglaciaire des sols qui favorise l’alimentation des grands fleuves côtiers de la Manche (Gibbard, 1988) et des deltas des Pays-Bas (Zagwijn, 1960, 1974, 1986) en mer du Nord.

133A partir de la fin du Pléistocène inférieur ou du début du Pléistocène moyen, plus aucun dépôt marin n’aborde le Centre-Cotentin ou la Bretagne. Les seuls témoins sont à rechercher dorénavant à la périphérie de l’Armorique, sur son littoral actuel, formant des « plages perchées » qui sont en réalité des complexes sédimentaires de sables et de graviers où les indices sédimentologiques de paléo-plages sont rares. Les reliefs actuels du Cotentin ne correspondent toutefois pas à l’orographie néogène, avec une ouverture atlantique et des reliefs dans le Nord- et Sud-Cotentin ceinturant un bassin périodiquement ouvert sur la Baie des Veys. Une déformation fini- ou post-Pléistocène inférieur a réorganisé l’écoulement de la paléo-Ay vers l’Ouest, seule rivière dont nous connaissons les écoulements au Pléistocène inférieur, vers la Baie des Veys.