Introduction

L’étage Albien est représenté dans une grande partie du Bassin de Paris par la superposition de deux grandes unités lithologiques : à la base, des sables glauconieux ou « Sables verts » et, au-dessus, des argiles noires ou grises correspondant aux « Argiles à faciès Gault ». Sur les marges du bassin et plus précisément en bordure des massifs anciens (Ardenne, Massif central et Massif armoricain), les dépôts albiens se terminent par une unité lithologique – ou plutôt un faciès – supplémentaire, en l’occurrence une marne silteuse incluant des cordons de nodules gréso-calcaires et cherteux riches en spicules d’éponges : la « Gaize » (Amédro & Matrion, 2004). Il est probable que la silice utilisée par les éponges pour construire leur squelette est venue de l’altération des massifs cristallins sous un climat chaud et humide, l’hydrolyse des silicates libérant de l’acide silicique Si (OH)₄ dans la solution de lessivage (Bomou et al., 2015 ; Scotese et al., 2021). L’épaisseur des dépôts albiens dépasse le plus souvent 60 m dans une large bande centrale du bassin et atteint 120 à 130 m dans l’aire la plus subsidente correspondant à la Brie, la Marne et l’Aube (Mégnien & Mégnien coord., 1980 ; Amédro & Matrion, 2014).

Un secteur fait toutefois exception au sein du Bassin de Paris par rapport à ce qui vient d’être décrit : le Bec de Caux et la Basse vallée de la Seine en Normandie, plus précisément la région comprise entre la Faille de Fécamp-Lillebonne relayée par la Faille de la Seine au nord et la Faille de Villers au sud (fig. 1). Dans toute cette zone géographique, l’enregistrement sédimentaire est très réduit, souvent inférieur à 30 m, voire à 20 m (Juignet, 1974). En même temps, la série est ultra condensée et présente de nombreuses lacunes de sédimentation et surfaces d’érosion (Destombes et al., 1974 ; Amédro, 2009). On se trouve sur un haut-fond, c’est-à-dire sur une zone haute à sédimentation réduite. En outre, si le sommet de l’étage Albien est constitué de gaizes de façon comparable à ce qui est observé en de nombreuses autres régions marginales du bassin, les faciès diffèrent considérablement à l’Albien inférieur et moyen (fig. 2). Les Sables verts et les deux tiers inférieurs des Argiles à faciès Gault sont en effet remplacés dans le Bec de Caux par une formation nommée « Poudingue ferrugineux » (Lesueur, 1843). Il s’agit de dépôts détritiques grossiers, jalonnés de galets et de graviers d’origines variées. Vers l’est, au niveau de la vallée de la Seine à Villequier, des niveaux argileux à faciès Gault nommés par Ragot (1989) « Argiles noires des Bissonnets » s’intercalent entre les formations aptiennes et les gaizes de l’Albien supérieur. Au sud de la vallée de la Seine, on retrouve dans la vallée de la Risle une succession assez comparable à celle du Bec de Caux (Juignet, 1974). Une vingtaine de kilomètres à l’est, dans la vallée de l’Oison, la granulométrie des éléments détritiques caractéristiques du Poudingue ferrugineux diminue et ces derniers passent latéralement aux « Sables du Bec-Thomas » (Wazi, 1988). Enfin, au sud-ouest de l’aire étudiée, à Villers-sur-Mer et à Lisieux, des résidus lenticulaires d’Albien remanié et condensé sont préservés localement entre les formations jurassiques et les craies cénomaniennes (Rioult, 1966).

Figure 1

Figure 2

En ce qui concerne l’Albien supérieur, le sous-étage est représenté par des Argiles à faciès Gault dont l’épaisseur est ici très réduite (4 à 5 m seulement, à comparer aux 120 m connus dans la région stratotypique de l’Aube ; cf. Amédro & Matrion, 2014), puis par des « Gaizes ». Les marnes silteuses et les grès fins riches en spicules de spongiaires constituant le faciès gaize incluent dans leur partie médiane et dans toute l’aire concernée une surface d’érosion nommée par Juignet (1974) « Surface Cauville ». Cette discontinuité sédimentaire permet de distinguer une « Gaize inférieure » datée de l’Albien supérieur (zone d’ammonite à Pervinquieria inflata) et une « Gaize supérieure » vraconnienne (partie supérieure de l’Albien supérieur) (de Lapparent, 1879).

Les formations albiennes affleurent de façon permanente en une coupe continue d’une quinzaine de kilomètres de longueur à la base des falaises crayeuses du Bec de Caux entre le Cap de la Hève et Saint-Jouin-Bruneval. Leur succession lithologique et leur contenu paléontologique sont aujourd’hui bien connus grâce à de multiples travaux et en particulier la thèse de Juignet (1974), avec en complément les publications de Destombes (1958), Destombes, Juignet & Rioult (1974), Maréchal et al. (1988), Maréchal (1991, 1994), Casey (1999) et Amédro (2009).

La situation est en revanche très différente en ce qui concerne l’Albien de la Basse vallée de la Seine représentée par l’aire située entre Lillebonne, Villers-sur-Mer, Lisieux et Elbeuf. Si les Argiles silteuses à faciès Gault et surtout les Gaizes affleurent çà et là dans des talus de route ou de petits escarpements en raison de leur dureté, tel n’est pas le cas des niveaux sableux plus tendres sous-jacents. Il s’agit le plus souvent d’observations ponctuelles effectuées à la faveur de travaux routiers ou de génie civil. Quelques forages réalisés à l’occasion du levé des cartes géologiques à 1/50 000 et de reconnaissances géotechniques complètent les données de surface (Juignet et al., 1966 ; Juignet, 1974). De ce fait, les récoltes de fossiles et en particulier d’ammonites qui permettent de dater les formations de façon précise sont exceptionnelles. Après plusieurs décennies de recherches, le bilan est maigre. Vers l’ouest, il se limite à moins d’une vingtaine de fragments usés provenant des niveaux ultra-condensés ou remaniés à la base du Cénomanien à Villers-sur-Mer et à Lisieux. Vers le sud-ouest, quelques moules internes ont été récoltés au sein de blocs provenant du Poudingue ferrugineux à Freneuse-sur-Risle (Wazi et al., 1986). Vers le sud-est, deux coupes partielles recoupant les Sables du Bec-Thomas dans leur localité type située dans la vallée de l’Oison ont également livré quelques ammonites (Wazi, 1988 ; Wazi et al., 1991). La plus grande partie du matériel recueilli n’ayant jamais été étudié, il nous a semblé intéressant d’en faire une courte description, ce qui permet d’apporter quelques informations nouvelles quant aux modalités de la transgression sur la bordure septentrionale du Massif armoricain durant l’Albien inférieur et l’Albien moyen.

Les ammonites des Argiles à faciès Gault et des gaizes font l’objet d’une étude séparée entreprise par deux d’entre nous (B.M. et J.G.). C’est la raison pour laquelle les formations datées de l’Albien supérieur ne sont pas prises en compte dans la présente publication.

La zonation d’ammonites utilisée, valable pour l’ensemble du Bassin anglo-parisien (*) ainsi que pour la plus grande partie du nord-ouest de l’Europe, est celle définie par Amédro (1981, 1992), actualisée par Casey (1999), Amédro et al. (2000) et Kennedy & Latil (2007) (fig. 3). Le grand nombre de biozones identifiées, une vingtaine au total, s’explique pour deux raisons. La première est la durée de l’étage Albien, la plus longue du Système Crétacé avec 12.7 millions d’années (Gradstein et al., 2020). La seconde est l’évolution rapide, au moins à l’échelle des temps géologiques, des familles retenues pour la construction de cette zonation à caractère phylétique : Leymeriellidae, puis Hoplitidae dans l’Albien inférieur et moyen, enfin Brancoceratidae dans l’Albien supérieur. Pour mémoire, la base de l’étage Albien est définie par l’apparition du foraminifère planctonique Microhedbergella renilaevis Huber & Leckie, 2011, suite à une décision de la Commission Stratigraphique Internationale (Kennedy et al., 2016). La base du Cénomanien, est prise quant à elle à l’apparition du foraminifère planctonique Thalmanninella globotruncanoides (Sigal, 1948).

(*) Le Bassin de Paris constitue la partie française du Bassin anglo-parisien, le Bassin du Wessex la partie britannique.

Figure 3

Les récoltes d’ammonites

Une description systématique de l’ensemble des ammonites recueillies dans les différents gisements n’est pas nécessaire dans la mesure où les espèces identifiées sont bien connues. En revanche, il semble utile de justifier certaines déterminations et de figurer les spécimens les plus représentatifs.

Le matériel décrit dans ce travail fait partie des collections de Jérôme Girard (JG), Jacques Ragot (JR), Damien Gendry (DG) et Francis Amédro (FA). Les deux premières collections sont en cours de dépôt au sein du Muséum d’Histoire Naturelle du Havre ; celle de Damien Gendry est déposée au Musée de Géologie de l’Université de Rennes. La collection de Francis Amédro est déposée au Musée d’Histoire naturelle de Lille également appelé Musée Gosselet du nom de son créateur.

• Ordre Ammonoidea Zittel, 1884
• Sous-ordre Ammonitina Hyatt, 1889
• Superfamille Desmoceratoidea Zittel, 1895
• Famille Cleoniceratidae Whitehouse, 1926

Genre et sous-genre Cleoniceras Parona & Bonarelli, 1897

Espèce-type : Ammonites cleon d’Orbigny, 1850, p. 124, par désignation originale.

Remarques. Le genre Cleoniceras a été créé par Parona & Bonarelli (1897) pour un ensemble d’ammonites discoïdales, plutôt involutes, à section du tour comprimée et ogivale, voire lancéolée. L’ornementation est caractérisée par la présence de côtes longues sigmoïdes ou falciformes qui naissent seules ou par paires au niveau de bulles ombilicales. Entre les côtes longues s’intercale parfois une côte courte qui nait à mi-flanc. En plus des Cleoniceras (Cleoniceras) sensu stricto, deux autres sous-genres sont identifiés au sein du genre Cleoniceras. Le premier est représenté par les Cleoniceras (Neosaynella) Casey, 1954 qui présentent un ventre plat sur les tours internes du phragmocône, une bordure ombilicale anguleuse et sont dépourvus de bulles ombilicales. Le second correspond aux Cleoniceras (Grycia) Imlay, 1961 qui perdent les tubercules ombilicaux à tous les stades de croissance, ont des côtes sinueuses mousses et une région ventrale plus arrondie.

Mirzoev (1969) et Destombes (1970) ont distingué sous deux noms différents un quatrième ensemble d’ammonites au sein du genre Cleoniceras : les C. (Anacleoniceras) Mirzoev, 1969 ou C. (Cleonella) Destombes, 1970, caractérisés par un ventre tendant à s’aplatir sur la chambre d’habitation, ainsi que par un renforcement des bulles ombilicales et des côtes qui sont plus nettement falciformes. Wright (1996) interprète les C. (Anacleoniceras) = C. (Cleonella) comme étant probablement des micromorphes des C. (Cleoniceras), tandis qu’Owen (1988) les considère comme de simples synonymes juniors des Cleoniceras (Cleoniceras), une opinion suivie ici.

Cleoniceras (Cleoniceras) cleon (d’Orbigny, 1850)

• pl. 2, fig. 2a-b, 5a-b

1841 Ammonites bicurvatus Michelin ; d’Orbigny, p. 286, pl. 84, fig. 1-3 (uniquement)

1850 Ammonites Cleon d’Orbigny, p. 124

1966 Cleoniceras (Cleoniceras) cleon (d’Orbigny) ; Casey, p. 554, pl. 91, fig. 5a, b ; pl. 92, fig. 9a, b ; 93, fig. 1 ; text-fig. 211 (avec synonymie).

1979 Cleoniceras (Cleoniceras) cleon d’Orbigny ; Destombes, p. 4-14, fig. 1a, b.

Matériel : deux spécimens (JG 180 et JG 182) des Sables du Bec Thomas dans la vallée de l’Oison au lieu-dit « Auberge du lac ». Les deux exemplaires proviennent des nodules ferrugineux présents au sein des lits 8 et 9 sans qu’il soit possible d’être plus précis.

Discussion : Le spécimen illustré pl. 2, fig. 2a-b est un moule interne de 37 mm de diamètre qui ne montre aucune trace de cloison. La coquille est comprimée (rapport H/E de la hauteur sur l’épaisseur du tour de 1,60), avec une épaisseur maximale observée à mi-flanc. La section du tour est ogivale, avec des flancs légèrement convexes et une région ventrale fortement arquée. L’ombilic est étroit et représente 15 % du diamètre. Au diamètre de 37 mm, on observe 6 fines bulles ombilicales pincées radialement et inclinées vers l’avant qui donnent chacune naissance à une, voire à deux ou trois côtes longues sigmoïdes mousses, peu marquées, entre lesquelles s’insinuent une ou deux côtes courtes qui apparaissent à des hauteurs variables sur le flanc. Toutes les côtes traversent la ligne siphonale en formant un léger chevron.

Le spécimen illustré pl. 2, fig. 5a-b présente un diamètre comparable au précédent (39 mm). L’enroulement est également très involute et la coquille très comprimée, avec une épaisseur maximale atteinte ici au tiers interne du flanc. L’ornementation est identique à celle du spécimen précédent.

La détermination de moules internes de petite taille n’est pas aisée dans la mesure où la plupart des espèces de Cleoniceras ont été décrites à partir de spécimens de 70 à 80 mm de diamètre provenant de l’Albien inférieur des Ardennes, en particulier du niveau phosphaté de Machéroménil (Casey, 1966 ; Amédro, 1985) et de l’Aube (Destombes, 1979). Malgré cette restriction, nos spécimens semblent très comparables au lectotype de Cleoniceras (Cleoniceras) cleon (d’Orbigny, 1850) refiguré par Casey (1966, p. 556, text-fig. 211d, e) et c’est à cette espèce que nous les rapportons.

Distribution : Albien inférieur, zone à Cleoniceras floridum et, suivant Destombes (1979), zone à Hemisonneratia puzosiana.

Cleoniceras (Cleoniceras) quercifolium (d’Orbigny, 1841)

• pl. 2, fig. 1a-b, 3a-b

1841 Ammonites quercifolius d’Orbigny, p. 284, pl. 83, fig. 4-6.

1966 Cleoniceras (Cleoniceras) quercifolium (d’Orbigny) ; Casey, p. 557, pl. 93, fig. 2a, b ; pl. 95, fig. 6a, b ; text-fig. 212, 215e (avec synonymie).

Matériel : deux spécimens (coll. J.-G. n° 177 et 184) du même niveau et de la même localité que les deux exemplaires précédents.

Discussion : Cleoniceras (Cleoniceras) quercifolium (d’Orbigny, 1841) est une espèce voisine de C. (C.) cleon. La principale différence entre les deux espèces réside dans la section du tour qui est sensiblement plus épaisse chez C. (C.) quercifolium. Les deux spécimens en notre possession ont un rapport de la hauteur sur l’épaisseur de la section du tour (H/E) de 1,50 pour le n° JG 177 et surtout de 1,23 pour le n° JG 184. L’ornementation, plus robuste que celle de C. (C.) cleon, est conforme à celle de l’holotype figuré par d’Orbigny, 1841, pl. 83, fig. 4-6. À partir de bulles ombilicales relativement saillantes naissent des faisceaux de 2 ou 3 côtes sigmoïdes assez fortes. Quelques côtes courtes sont également présentes. Toutes les côtes sont projetées vers l’avant sur la région ventrale et forment un chevron.

Distribution : Albien inférieur, zone à Hemisonneratia puzosiana.

Cleoniceras (Cleoniceras) floridum Casey, 1961

• pl. 2, fig. 4a-b

1961 Cleoniceras (Cleoniceras) floridum Casey, p. 599, pl. 84, fig. 6-7.

1966 Cleoniceras (Cleoniceras) floridum Casey ; Casey, p. 566, pl. 92, fig. 1a, b, 5, 7 ; text-fig. 215c, g.

1979 Cleoniceras (Cleonella) floridum Casey ; Destombes, p. 92, pl. 4-15, fig. 3-5.

Matériel : un spécimen (JG 178) du même niveau et de la même localité que les exemplaires précédents.

Discussion : le spécimen décrit ici est un moule interne de 41 mm de diamètre montrant un demi-tour d’un individu qui semble adulte. La coquille est discoïdale, avec un ombilic relativement large. La section du tour est ogivale, plus haute que large (H/E = 1,54), avec un ventre arqué. On compte 5 bulles ombilicales sur le demi-tour préservé, toutes allongées radialement et inclinées vers l’avant, donnant chacune naissance à une ou deux côtes falciformes assez robustes entre lesquelles s’intercalent fréquemment une ou deux côtes courtes. Toutes les côtes traversent la région ventrale en formant un large chevron qui tend à s’aplatir au niveau de la ligne siphonale sur le dernier quart de tour de spire.

Notre échantillon montre de fortes affinités avec le moule interne figuré par Casey, 1966, pl. 92, fig. 7 sous le nom de Cleoniceras (Cleoniceras) floridum Casey, 1961 et c’est à cette espèce que nous l’attribuons, même si l’atténuation des côtes primaires à mi-flanc est moins marquée sur notre spécimen que sur le matériel recueilli en Angleterre ou dans l’Aube.

Distribution : Albien inférieur, zone à Cleoniceras floridum.

 

• Superfamille Hoplitoidea Douvillé, 1890
• Famille Hoplitidae Douvillé, 1890
• Sous-famille Hoplitinae Douvillé, 1890

Genre et sous-genre Hoplites (Hoplites) Neumayr, 1875

Espèce-type : Ammonites dentatus J. Sowerby, 1821, p. 3, pl. 308, fig. 3 inférieure uniquement, suivant la décision de la Commission Internationale de Nomenclature Zoologique (ICZN Opinion generic name n° 876 ; ICZN Opinion specific name n° 489).

Hoplites (Hoplites) benettianus (J. de C. Sowerby, 1826)

• Text.-fig. 4c-d, f-g

Figure 4

1826 Ammonites benettianus J. de C. Sowerby, p. 77, pl. 539.

1841 Ammonites interruptus Bruguière ; d’Orbigny, p. 211 (pars), pl. 31, fig. 1-3 ; pl. 32, fig. 1, 2 (uniquement).

2014 Hoplites (Hoplites) benettianus (J. de C. Sowerby) ; Amédro et al., p. 207, pl. 18, fig. 1 ; pl. 19, fig. 1 à 15 ; pl. 20, fig. 1 à 5 ; pl. 21, fig. 1 à 4 ; pl. 22, fig. 1, 2 (avec synonymie complète).

Matériel : un spécimen (coll. Damien Gendry, n° IGR 153448) de Villers-sur-Mer, recueilli au sein de nodules phosphatés remaniés à la limite inférieure des niveaux cénomaniens.

Discussion : Les Hoplites (Hoplites) présents dans l’Albien de la Province nord-européenne du Domaine boréal, incluant le Bassin de Paris, ont fait l’objet d’une révision complète par Amédro et al. (2014). Cinq espèces « biologiques » pourvues d’un vaste spectre de variation morphologique sont actuellement reconnues au sein du sous-genre au lieu des 29 espèces « typologiques » admises auparavant. Parmi les cinq espèces identifiées, H. (H.) benettianus (J. de C. Sowerby, 1826) est aisément reconnaissable grâce à deux caractères spécifiques. Le premier est l’étroitesse du sillon ventral déterminé par la terminaison ventrale des côtes alternes. Le second est la forme de la section du tour. Dans le cas présent, les flancs ont tendance à devenir convexes et convergents sur le tiers externe et les terminaisons ventrales des côtes à s’arrondir. Un spécimen représentatif de l’espèce, provenant du stratotype de l’Aube, est illustré dans la figure 9c-d.

Le moule interne phosphaté illustré figure 9f-g est un fragment d’un individu de petite taille (diamètre estimé entre 35 et 40 mm). La préservation est très partielle. Néanmoins les deux caractères spécifiques décrits ci-dessus : sillon ventral étroit, formant un zigzag et flancs fortement arrondis et convergents sont bien visibles. On se trouve en présence d’un variant épais d’H. (H.) benettianus.

Distribution : sommet de l’Albien inférieur et base de l’Albien moyen ; zone à Hoplites (Isohoplites) steinmanni et zone à H. (H.) benettianus.

Hoplites (Hoplites) cf. dentatus (J. Sowerby, 1821)

• Text.-fig. 4a-b, e

à comparer

1821 Ammonites dentatus J. Sowerby, p. 3, pl. 308, fig. 3 inférieure (uniquement).

2014 Hoplites (Hoplites) dentatus (J. Sowerby) ; Amédro et al., p. 212, pl. 18, fig. 2 ; pl. 19, fig. 16 ; pl. 23, fig. 2, 4 à 6 ; pl. 24, fig. 1 à 8 ; pl. 26, fig. 1 à 8 ; pl. 27, fig. 1 (avec synonymie complète).

Matériel : un moule interne (coll. Damien Gendry, n° IGR 153449) du même niveau et de la même localité que le spécimen précédent.

Discussion : des coquilles d’ammonites complètes, très bien préservées, sont parfois difficiles à déterminer. À l’inverse, des fragments de coquille, a priori indéterminables, peuvent présenter des caractères morphologiques caractéristiques d’une espèce. C’est le cas ici. Le fragment de moule interne illustré figure 9e est typiquement celui d’un Hoplites par la présence de côtes longues qui naissent par paires au niveau de petits tubercules ombilicaux réduits à l’état de bulles pincés radialement. Quelques côtes courtes s’intercalent entre les côtes longues. Toutes les côtes sont légèrement inclinées vers l’avant. Les critères distinctifs sont dans le cas présent la morphologie des flancs qui sont presque plats et le caractère saillant des côtes qui sont séparées par des espaces intercostaux concaves. Ces éléments, ainsi qu’une région ventrale large, malheureusement non préservée sur la portion de coquille dont nous disposons, sont deux des critères spécifiques d’Hoplites (Hoplites) dentatus (J. Sowerby, 1821). Un spécimen complet provenant des argiles à faciès Gault de Wissant dans le Boulonnais est illustré pour comparaison dans la figure 9a-b.

Distribution : base de l’Albien moyen ; zone à Hoplites dentatus.

Genre Anahoplites Hyatt, 1900

Espèce-type : « Ammonites splendens d’Orb. sp. » suivant la définition originale de Hyatt, 1900. Cette définition pose problème pour deux raisons. Premièrement, l’auteur d’Ammonites splendens n’est pas Alcide d’Orbigny, mais J. Sowerby (1815, p. 1, pl. 103, fig. 2). Deuxièmement, les spécimens illustrés par d’Orbigny (1841, pl. 64, fig. 1, 2) sous le nom d’Ammonites splendens sont en réalité des Ammonites planus Mantell, 1822. Si l’on accorde priorité au nom d’espèce, le génotype d’Anahoplites est Ammonites splendens (J. Sowerby, 1815). En revanche, si l’on se réfère aux illustrations de d’Orbigny, la référence du genre devient Ammonites planus Mantell, 1822. Ce point de nomenclature devra être discuté dans le futur.

Anahoplites intermedius Spath, 1925

• pl. 2, fig. 8a-d, 9

1923a Hoplites intermedius Spath, p. 73 (nomen nudum)

1923a Hoplites praecox Spath, p. 75.

1923a Anahoplites mantelli Spath, p. 75.

1925a Anahoplites intermedius Spath ; Spath, p. 80.

1925b Anahoplites intermedius Spath ; Spath, p. 133, pl. 10, fig. 1 ; text-fig. 36.

2014 Anahoplites intermedius Spath ; Amédro et al., p. 238, pl. 32, fig. 1, 3-4 (avec synonymie complète).

Matériel : coll. JG : deux exemplaires provenant des nodules phosphatés de l’unité 14 des Sables du Bec Thomas dans la coupe du chemin départemental 84 située dans la localité type dans la vallée de l’Oison.

Description : Le spécimen illustré pl. 2, fig. 8a-d est composé de deux fragments de moule interne correspondant à deux portions de phragmocône « emboitables » d’un individu d’environ 45 mm de diamètre. L’enroulement est évolute. La coquille présente une section plus haute que large (rapport H/E de la hauteur sur l’épaisseur du tour de 1,58) avec une région ventrale creusée d’un sillon peu marqué. L’ornementation est constituée de côtes longues, flexueuses et proverses, qui naissent seules ou par paires au niveau de bulles ombilicales étirées radialement et inclinées à 45° vers l’avant. Une côte courte, qui nait assez bas sur le flanc, s’intercale parfois entre les côtes longues. Les terminaisons périphériques des côtes, mousses, ne sont pas saillantes par rapport à la ligne siphonale. L’exemplaire illustré pl. 2, fig. 9 est une portion de chambre d’habitation. L’ornementation est comparable à celle du spécimen précédent, avec toutefois des côtes plus fortes.

Discussion : Anahoplites intermedius Spath, 1925 est une espèce assez proche morphologiquement d’Hoplites (H.) dentatus (J. Sowerby, 1821) qui est son ancêtre. Le passage d’une espèce à l’autre s’effectue par adoucissement des côtes qui deviennent moins saillantes, atténuation des terminaisons périphériques des côtes et aplatissement de la région ventrale, trois caractères bien visibles sur notre matériel.

Distribution : Albien moyen, zone à Anahoplites intermedius.

Anahoplites osmingtonensis Owen, 1971

• pl. 2, fig. 6a-b, 7a-c

1971 Anahoplites osmingtonensis Owen, p. 150, pl. 1, fig. 1.

1971 Anahoplites grimsdalei Owen, p. 151, pl. 1, fig. 2.

2014 Anahoplites osmingtonensis Owen ; Amédro et al., p. 244, pl. 33, fig. 1 à 3.

Matériel : coll. JG : trois exemplaires recueillis dans la même localité et le même niveau que les spécimens décrits précédemment.

Discussion : À côté des Anahoplites intermedius à costulation bien marquée existent des formes faiblement costulées, voire presque lisses, dans lesquelles l’ombilic représente 26 à 31 % du diamètre. Ces Anahoplites très évolutes correspondent à l’espèce Anahoplites osmingtonensis Owen, 1971. Les trois spécimens en notre possession en sont des représentants typiques.

Distribution : Albien moyen, base de la zone à Anahoplites intermedius.

Anahoplites planus (Mantell, 1822)

• pl. 3, fig. 1a-b, 2a-b, 3a-b

1822 Ammonites planus Mantell, p. 90, pl. 21, fig. 3.

1925 Anahoplites planus (Mantell) ; Spath, p. 137, pl. 12, fig. 8, 9 ; pl. 13, fig. 2, 9 ; pl. 14, fig. 4 ; text-fig. 39-41 (avec synonymie).

1989 Anahoplites planus (Mantell) ; Ragot, pl. 1, fig. 1, 2.

2014 Anahoplites planus (Mantell) ; Amédro et al., p. 248, pl. 33, fig. 4, 5 ; pl. 34, fig. 3 à 6 (avec synonymie additionnelle).

Matériel : coll. J.R. : six spécimens, dont trois provenant du lit 15 et les trois suivants du lit 18 des Argiles noires des Bissonnets à Villequier.

Discussion : Le matériel est préservé sous l’aspect de moules internes en phosphate de calcium à la base du lit 15 ou en argile et faiblement écrasés dans le reste des Argiles des Bissonnets. Les coquilles ont un diamètre compris entre 50 et 135 mm et correspondent à des individus adultes. Le spécimen le plus grand, illustré pl. 3, fig. 1a-b, présente une coquille comprimée et très involute, avec un ombilic qui représente 20 % du diamètre. Les flancs sont légèrement convexes et la région ventrale plane et étroite. L’ornementation, très atténuée, consiste en un ensemble de minces côtes proverses peu marquées, qui naissent sur la bordure ombilicale au niveau de bulles allongées radialement et concaves vers l’avant. La costulation est surtout apparente sur le phragmocône et disparaît sur la chambre d’habitation. Le spécimen le plus petit (pl. 3, fig. 2a-b) est quasiment dépourvu d’ornementation. Seules de fines crénulations obliques par rapport à la ligne siphonale sont visibles sur l’épaule ventro-latérale.

Ces deux spécimens, ainsi que les exemplaires non figurés, sont identiques aux Anahoplites planus (Mantell, 1822) du stratotype de l’étage Albien illustrés par Amédro et al. (2014).

Distribution : Albien moyen et base de l’Albien supérieur, de la zone à Anahoplites intermedius à la zone à Pervinquieria pricei.

Genre Dimorphoplites Spath, 1925

Espèce-type : Ammonites biplicatus Mantell, 1822, p. 91, pl. 22, fig. 6, par désignation originale de Spath, 1925, p. 81.

Dimorphoplites biplicatus (Mantell, 1822)

Figure 5

• pl. 3, fig. 4a-b, 5a-b ; pl. 4, fig. 1a-b, 2a-b, 3a-b, 4a-b, 7a-b ; text-fig. 5a-d

1822 Ammonites biplicatus Mantell, p. 91, pl. 22, fig. 6.

1878 Hoplites tethydis Bayle, pl. 74, fig. 1,2.

1923a Anahoplites parkinsoni Spath, p. 75.

1926 Dimorphoplites glaber Spath, p. 163, pl. 14, fig. 1a,b.

1926 Dimorphoplites chloris Spath, p. 164, pl. 13, fig. 1a,b ; pl. 15, fig. 7a,b ; text-fig. 48c.

1926 Dimorphoplites tethydis (Bayle) ; Spath, p. 165, pl. 15, fig. 1a,b ; text-fig. 47a,b. (avec synonymie).

1926 Dimorphoplites biplicatus (Mantell) ; Spath, p. 167, pl. 15, fig. 8a,b ; text-fig. 48a-c. (avec synonymie).

1926 Dimorphoplites parkinsoni (Spath) ; Spath, p. 170, text-fig. 48d, 49. (avec synonymie).

1989 Hoplites cunningtoni Spath ; Ragot, p. 136, pl. 1, fig. 4.

1989 Dimorphoplites niobe Spath ; Ragot, p. 138, pl. 2, fig. 1a,b.

1989 Dimorphoplites aff. doris Spath ; Ragot, p. 138, pl. 2, fig. 2a-c.

1989 Dimorphoplites tethydis Bayle ; Ragot, p. 138, pl. 2, fig. 3.

1992 Dimorphoplites biplicatus (Mantell) ; Amédro, p. 204.

1995 Dimorphoplites biplicatus (Mantell) ; Amédro et al., p. 40, text-fig. 4, 7-8.

Matériel : coll. J. R. : huit spécimens dont un provenant du lit 15 et les sept autres du lit 18 des Argiles noires des Bissonnets à Villequier.

Description : Le spécimen illustré pl. 4, fig. 7a-b est un moule interne argileux d’un individu adulte de 105 mm de diamètre montrant la totalité du phragmocône et de la chambre d’habitation. Il s’agit d’un variant comprimé. L’enroulement est relativement involute avec un ombilic qui représente 22 % du diamètre. L’ornementation est constituée de fines côtes longues sinueuses, parfois simples, mais le plus souvent lautiformes (côtes naissant par paire au niveau des tubercules ombilicaux et se réunissant de nouveau sur les tubercules ventro-latéraux en formant une boucle) qui naissent au niveau d’un petit tubercule ombilical pincé radialement et oblique vers l’avant. Quelques côtes courtes, qui apparaissent assez bas sur le flanc, s’intercalent entre les côtes longues. Toutes les côtes se terminent le long de la bordure ventro-latéral par un petit tubercule pincé dans le sens de l’enroulement (nommé un clavus) et parallèle à la ligne siphonale. Au diamètre de 105 mm, on compte 7 tubercules ombilicaux (ou bulles ombilicales), 22 côtes et 16 clavi ventro-latéraux par demi-tour. Le spécimen illustré pl. 3, fig. 4a-b est écrasé et fragmentaire, mais comparable par sa densité costale à l’exemplaire décrit ci-dessus.

Le spécimen illustré pl. 4, fig. 1a-b est un autre moule interne argileux de 120 mm de diamètre. Il s’agit d’un variant légèrement moins comprimé un peu plus évolute que les exemplaires précédents, même si la morphologie de la coquille reste assez comparable. L’ombilic représente 31 % du diamètre. L’ornementation est constituée de fines bulles ombilicales, de côtes lautiformes sinueuses et de clavi ventro-latéraux parallèles à la ligne siphonale qui alternent de part et d’autre de celle-ci. On compte 7 bulles ombilicales, 20 côtes lautiformes et 14 clavi ventro-latéraux sur l’avant-dernier demi-tour de spire.

Les spécimens illustrés pl. 3, fig. 5a-b et pl. 4, fig. 4a-b sont des formes plus épaisses à costulation plus saillante et moins dense. L’ornementation est toujours constituée majoritairement de côtes lautiformes, mais celles-ci sont cependant plus fortement projetées vers l’avant au tiers externe du flanc en JR 4. En revanche, les clavi ventro-latéraux restent dans tous les cas parallèles à la ligne siphonale.

Le fragment de petite taille illustré pl. 4, fig. 2a-b est le seul Dimorphoplites provenant de l’unité 15 des Argiles noires des Bissonnets à Villequier, tous les autres spécimens ayant été découverts au sein de l’unité 18. Cette ammonite a été figurée par Ragot (1989, pl. 1, fig. 4) sous le nom d’Hoplites cunningtoni Spath. L’holotype d’H. (H.) cunningtoni Spath, 1925 a été refiguré par Amédro et al. (2014, pl. 17, fig. 4a, b). Sa morphologie est très différente du moule interne illustré ici qui correspond à un variant modérément épais de la population décrite ci-dessus.

Discussion : Le matériel dont nous disposons est constitué seulement de 8 spécimens. C’est la raison pour laquelle il n’est pas question dans le cadre de ce travail à caractère régional d’entreprendre une étude systématique des Dimorphoplites. Celle-ci nous amènerait à revoir les types de toutes les espèces décrites au sein du Bassin anglo-parisien ainsi que sur la plate-forme russe, jusqu’aux abords de la Mer Caspienne. Seules les espèces connues au sein du Bassin anglo-parisien sont discutées ici. Rappelons simplement qu’à partir des Hoplites, deux directions évolutives divergentes donnent respectivement naissance aux lignées phylétiques des « Euhoplitids » et des « Anahoplitids » de Spath (1942). Les « Euhoplitids » sont caractérisés par la réalisation conjointe de côtes lautiformes et d’un sillon ventral profond qui se transforme rapidement en un véritable canal siphonal. Les « Anahoplitids », à région ventrale légèrement concave ou convexe, montrent quant à eux une alternance régulière de populations d’ammonites à côtes bifurquées, puis à côtes lautiformes à travers 6 genres qui se suivent et se relayent : Anahoplites, Dimorphoplites, Metaclavites, Epihoplites, Callihoplites et Pleurohoplites.

Spath (1925b, 1926) a distingué au sein des Dimorphoplites 11 espèces en utilisant un concept purement typologique. Selon celui-ci, la moindre variation d’un caractère morphologique est le prétexte pour la création d’une « espèce » qui n’a probablement pas une valeur ni un sens biologique. Le résultat est que, malgré le grand nombre de taxons décrits, on rencontre lors des déterminations plus de formes transitionnelles entre deux espèces que ces espèces elles-mêmes. L’observation du matériel provenant d’un même niveau permet en réalité de reconnaître des séries morphologiques reliées par tous les intermédiaires. Suivant les conceptions actuelles de la taxonomie, ces séries peuvent être interprétées comme les représentants d’espèces peu nombreuses, mais pourvues d’une grande variabilité avec des formes comprimées, moyennes et épaisses. La multiplication des noms d’espèces devient alors inutile. Dans le cas présent, Amédro (1992) a proposé de reconnaître seulement quatre populations successives de Dimorphoplites au lieu des 11 espèces identifiées par Spath, soit, du bas vers le haut et en gardant le nom du variant le plus ancien décrit au sein de chaque population : Dimorphoplites niobe Spath, 1926 ; D. doris Spath, 1926 ; D. biplicatus (Mantell, 1822) et enfin D. silenus (Spath, 1926).

Au sein de ces taxons, les moules internes recueillis dans les unités 15 et 18 des Argiles des Bissonnets à Villequier correspondent à la population rapportée par Amédro (1992) à l’espèce Dimorphoplites biplicatus. Le spécimen original de Mantell (1822, pl. 22, fig. 6) provient du bed VIII du Gault de Folkestone dans le Kent au sud-est de l’Angleterre. Cet holotype a été refiguré par Spath (1926, text-fig. 48a). La coquille présente une section du tour subtrapézoïdale, un peu plus plus haute que large (rapport H/E de la hauteur sur l’épaisseur du tour de 1,07), avec une épaisseur maximale au niveau des tubercules ombilicaux. La région ventrale est légèrement concave. L’ornementation est composée de tubercules ombilicaux pincés radialement à partir desquels naissent des côtes lautiformes incurvées vers l’avant, irrégulières, en nombre 2 à 3 fois plus élevé que celui des tubercules ombilicaux. Toutes les côtes se terminent sur la bordure ventro-latérale au niveau de clavi ventro-latéraux légèrement obliques par rapport à la ligne siphonale. On compte sur le dernier demi-tour de spire 7 tubercules ombilicaux et 11 à 12 clavi ventro-latéraux.

Selon Amédro (1992), le spectre de variation de cette population d’ammonites rapportée ici à l’espèce Dimorphoplites biplicatus inclut les « espèces typologiques » suivantes de Spath, soit depuis les formes comprimées jusqu’aux formes épaisses : Dimorphoplites glaber Spath, 1926 ; D. chloris Spath, 1926 ; D. tethydis (Bayle, 1878) ; D. biplicatus (Mantell, 1822) et enfin D. parkinsoni (Spath, 1923a). En se basant sur les mesures effectuées sur les holotypes, la forme la plus comprimée : D. glaber, a un rapport H/E de la hauteur sur l’épaisseur du tour de 1,85 avec un ombilic représentant 21 % du diamètre, tandis qu’à l’opposé du spectre, D. parkinsoni a un rapport H/E de 0,95 et un ombilic correspondant à 31 % du diamètre. Spath (1926) admettait d’ailleurs lui-même que « ses espèces » sont reliées par d’innombrables intermédiaires comme en témoignent trois phrases extraites de sa monographie consacrée aux « Ammonoidea of the Gault » :

• p. 164 : « Dimorphoplites chloris is morphologically intermediate between the more compressed D. glaber with less pronounced costation and inconspicuous umbilical bullae, and the more coarsely ornemented D. tethydis in which the inner whorls are already strongly ribbed » ;
• p. 168 : « Dimorphoplites biplicatus is closely allied to the more involute D. tethydis, with which it is connected by numerous transitions » ;
• p. 170 : « D. parkinsoni is a coarsely ornemented development of the same stock that produced D. biplicatus ».

En 1926, Spath avait compris qu’il avait devant lui une population d’ammonites incluant des formes comprimées, moyennes et épaisses, mais la notion d’une espèce unique, incluant un large spectre de variation morphologique, n’était pas encore mûre. Celle-ci sera conceptualisée trois décennies plus tard par Reeside & Cobban (1960) à partir de l’étude des Neogastroplites albiens et cénomaniens de la mer intérieure du Canada et des USA.

En tenant compte de ces mises en synonymies, les spécimens JR 1 et JR 2 sont considérés comme étant des variants comprimés de Dimorphoplites biplicatus (Mantell, 1822), les spécimens JR 3 et JR 4 comme étant des variants plus épais.

Dimorphoplites doris Spath, 1926, qui précède D. biplicatus dans l’échelle des temps géologiques, possède des côtes lautiformes comme D. biplicatus, mais celles-ci sont irrégulièrement développées et surtout fortement projetées vers l’avant à partir du tiers externe du flanc. Les terminaisons ventro-latérales des côtes sont également beaucoup plus saillantes et ont tendance à former des palettes très obliques par rapport à la ligne siphonale.

Le dernier représentant des Dimorphoplites, qui succède à D. biplicatus à la base de l’Albien supérieur, est Dimorphoplites silenus (Spath, 1926). La chambre d’habitation des deux espèces est assez comparable morphologiquement, à l’exception des tubercules ventro-latéraux qui ont tendance à être plus développés chez D. silenus. Les phragmocônes sont en revanche très différents. Chez D. biplicatus, l’ornementation de ce dernier est constituée de côtes lautiformes dès les premiers tours de spire. Chez D. silenus, l’ensemble du phragmocône est orné de côtes simples ou naissant par faisceaux de 2 ou 3 comme chez les Metaclavites. Il s’agit d’un remarquable exemple de protérogenèse.

Quelques Dimorphoplites des Argiles à faciès Gault de Wissant dans le Boulonnais (Pas-de-Calais) sont illustrés text.-fig. 5a-l pour comparaison avec le matériel normand.

Distribution : sommet de l’Albien moyen et base de l’Albien supérieur, zone à Dimorphoplites biplicatus et zone à Dipoloceras cristatum.

 

Superfamille Acanthoceratoidea de Grossouvre, 1894

Famille Leymeriellidae Breistroffer, 1951

Genre Leymeriella Jacob, 1907

Espèce-type : Ammonites tardefurcatus d’Orbigny, 1841, p. 248, pl. 71, fig. 4, 5, suivant la désignation subséquente de Spath, 1925, p. 75.

Sous-genre Neoleymeriella Saveliev, 1973

Espèce-type : Leymeriella (Leymeriella) consueta Casey, 1957

Leymeriella (Neoleymeriella) regularis (d’Orbigny, 1841)

• pl. 1, fig. 1a-c, 2a-c

1841 Ammonites regularis Bruguière ; d’Orbigny, p. 245, pl. 71, fig. 1 et 2 uniquement.

1978 Leymeriella (Neoleymeriella) regularis (d’Orbigny) ; Casey, 1978, p. 607, pl. 98, fig. 1a-b, 2 ; pl. 99, fig. 9, 10a-b ; text-fig. 230a-b, d-h. (avec synonymie).

1999 Leymeriella (Neoleymeriella) regularis (Bruguière) ; Baraboshkin, p. 193, text-fig. 7-5.

2000 Leymeriella (Neoleymeriella) regularis (d’Orbigny) ; Kennedy et al., p. 598, text-fig. 6d-f.

2016 Leymeriella (Neoleymeriella) regularis (d’Orbigny) ; Seyed-Emani & Wilmsen, p. 86, text-fig. 6A-J, 7D-E.

Matériel : deux spécimens, le premier (JG 167) des nodules ferrugineux présents au sein des lits 8 et 9 des Sables du Bec Thomas dans la vallée de l’Oison au lieu-dit « Auberge du lac », le second (JG 168) également de nodules ferrugineux, mais cette fois issus de la base du Poudingue ferrugineux à Freneuse-sur-Risle.

Discussion : les deux spécimens dont nous disposons sont des moules internes de très petite taille, avec des diamètres respectifs de 18 et 20 mm. La coquille présente un enroulement relativement évolute. La section du tour, subtrapézoïdale, est légèrement plus haute que large. La région ventrale est faiblement concave. L’ornementation est constituée de côtes longues, simples, saillantes, légèrement sigmoïdes et inclinées vers l’avant, qui portent sur les tours internes un petit tubercule latéral pincé radialement. Toutes les côtes naissent à la base du mur ombilical, tendent à être creusées d’une rainure sur la partie externe du flanc et se terminent sur l’épaule ventro-latérale en clavi épineux obliques par rapport à la ligne siphonale. On compte 12 à 13 côtes par demi-tour au diamètre de 18 mm.

Saveliev (1973) a distingué deux sous-genres au sein des Leymeriella. Le premier sous-genre est constitué des L. (Leymeriella) sensu stricto chez lesquels les côtes naissent assez haut sur le mur ombilical, sont toujours dépourvues de tubercules sur les flancs et où la coquille ne présente jamais de constrictions sur le dernier demi-tour de spire. Le second sous-genre est représenté par les L. (Neoleymeriella) qui, à l’inverse, développent des tubercules ombilicaux ou latéraux, au moins sur les premiers tours de spire, ont des côtes qui naissent très bas sur le mur ombilical et se terminent fréquemment sur l’épaule ventro-latérale en clavi épineux et, enfin, présentent souvent des constrictions sur le tour externe.

La présence de tubercules latéraux bien marqués et le caractère épineux des clavi ventro-latéraux permet d’attribuer aisément nos deux spécimens au sous-genre L. (Neoleymeriella), tandis que les côtes distantes et saillantes et la densité costale sont comparables à celles de L. (N.) regularis (d’Orbigny, 1841) et en particulier du spécimen du sud-est de l’Angleterre illustré par Casey, 1978, pl. 98, fig. 2.

Distribution : Albien inférieur, zone à Leymeriella regularis.

Leymeriella (Neoleymeriella) intermedia Spath, 1925

• pl. 1, fig. 3 a-b

1925a Leymeriella tardefurcata (Leymerie) var. intermedia Spath, p. 85, pl. 6, fig. 12.

1973 Leymeriella (Neoleymeriella) intermedia Spath ; Saveliev, p. 200.

1973 Leymeriella (Neoleymeriella) multicostata Saveliev, p. 267, pl. 43, fig. 1-4 ; pl. 54, fig. 1 ; text-fig. 62.

1978 Leymeriella (Neoleymeriella) intermedia Spath ; Casey, p. 611, pl. 98, fig. 5 ; pl. 99, fig. 3a-b, 4 ; pl. 100, fig. 8 ; text-fig. 231 (avec synonymie).

Matériel : un spécimen (coll. J.-G. n° 169) récolté au sein des nodules ferrugineux présents à la base du Poudingue ferrugineux à Freneuse-sur-Risle.

Description : le moule interne illustré pl. 1, fig. 3a-b correspond à un individu de 53 mm de diamètre dont seul un demi-tour de spire est préservé. Il s’agit probablement d’une chambre d’habitation. La section du tour, subrectangulaire, est comprimée (rapport H/E = 1,54). Les flancs sont plats et la région ventrale creusée d’un très léger sillon, au moins sur l’avant-dernier quart de tour de spire. Les côtes, toutes longues et rainurées, en particulier sur la partie externe du flanc, naissent à la base de la bordure ombilicale. Elles sont faiblement inclinées vers l’avant et sigmoïdes. Sur l’avant-dernier quart de tour de spire, les côtes se terminent au niveau de l’épaule ventro-latérale en petits clavi obliques par rapport à la ligne siphonale. Sur le dernier quart de tour de spire, les côtes tendent au contraire à s’unir en chevrons sur le ventre suite à la disparition du sillon siphonal. La densité costale est assez élevée et on compte 19 côtes sur le demi-tour de spire préservé. On observe à plusieurs reprises de faibles constrictions entre les côtes. Ces constrictions sont indiquées par des irrégularités dans l’espacement des côtes.

Discussion : L’absence de tubercules latéraux pourrait suggérer à première vue que le moule interne décrit ici correspond à un Leymeriella (Leymeriella) et en particulier au génotype L. (L.) tardefurcata (d’Orbigny, 1841) en tenant compte de la densité costale. Les tubercules latéraux sont cependant présents uniquement sur les tours internes des L. (Neoleymeriella) et on se trouve ici en présence d’une chambre d’habitation. L’existence de faibles constrictions, la densité costale élevée et la tendance des côtes à s’unir en chevrons vers le péristome sont en revanche des caractères typiques de Leymeriella (Neoleymeriella) intermedia Spath, 1925, une espèce illustrée par Casey, 1978, text-fig. 231.

Distribution : Albien inférieur, zone à Leymeriella regularis.

 

Sous-ordre Ancyloceratina Wiedmann, 1966

Superfamille Douvilleiceratoidea Parona & Bonarelli, 1897

Famille Douvilleiceratidae Parona & Bonarelli, 1897

Sous-famille Douvilleiceratinae Parona & Bonarelli, 1897

Genre Douvilleiceras de Grossouvre, 1894

Espèce-type : Ammonites mammillatus Schlotheim, 1813, p. 111 ; suivant la décision de la Commission Internationale de Nomenclature Zoologique (ICZN Opinion specific name n° 422).

Douvilleiceras mammillatum (Schlotheim, 1813)

• pl. 1, fig. 4a-b, 5a-b, 6a-b, 7a-b

1813 Ammonites mammillatus Schlotheim, p. 111.

1816 Ammonites monile J. Sowerby, p. 35, pl. 117, fig. 1 (seulement).

1841 Ammonites Clementinus d’Orbigny, p. 260, pl. 75, fig. 5, 6.

1849 Ammonites monile aequinodus Quenstedt, p. 137, pl. 10, fig. 2.

1923b Douvilleiceras monile Spath, p. 70.

1962 Douvilleiceras scabrosum Casey, p. 278, pl. 40, fig. 1-3 ; pl. 42, fig. 2 ; text-fig. 102f, 103.

1979 Douvilleiceras perchoisense Destombes, p. 72, pl. 4-4, fig. 2.

1992 Douvilleiceras mammillatum (Schlotheim) ; Amédro, p. 198.

2015 Douvilleiceras mammillatum (Schlotheim) ; Kennedy & Klinger, p. 47, fig. 1-4, 6-7, 9-10, 11A-C, M-O, 12A-H, 14-18, 21, 22A-B. (avec synonymie).

Matériel : 7 spécimens, coll. J. G. Les cinq premiers proviennent des nodules ferrugineux présents au sein des lits 8 et 9 des Sables du Bec Thomas dans la vallée de l’Oison au lieu-dit « Auberge du lac ». Les deux derniers des nodules ferrugineux présents à la base du Poudingue ferrugineux à Freneuse-sur-Risle.

Discussion : Il existe deux approches différentes dans l’interprétation des espèces de Douvilleiceras. La première est fondée sur une conception purement typologique où la moindre variation d’un caractère morphologique est le prétexte pour la création d’un taxon. Casey (1962) reconnait ainsi 19 espèces au sein du genre, tandis que Klein & Bogdanova (2013) y rapportent 44 espèces ! La seconde approche considère que l’on se trouve face à une population d’ammonites hautement variable morphologiquement, allant de formes à ornementation atténuée jusqu’à des formes hypertuberculées. Amédro (1992) reconnaît ainsi seulement deux espèces qui se suivent et se relayent dans le temps :

• Douvilleiceras leightonense Casey, 1962 à côtes relativement arrondies et à dépression ventrale large et peu profonde, limitée aux zones à Leymeriella tardefurcata, à L. regularis et à Sonneratia kitchini ;
• Douvilleiceras mammillatum (Schlotheim, 1813) à côtes saillantes et à dépression ventrale étroite et plus prononcée, bien représentée à partir de la zone à S. kitchini jusqu’à la zone à Hoplites benettianus.

Plus récemment, Kennedy & Klinger (2015) ont retenu trois taxons : D. leightonense comme espèce ancestrale, suivie de deux espèces « filles » contemporaines : D. mammillatum à ornementation atténuée et D. inaequinodum (Quenstedt, 1849) caractérisée par une ornementation hypertrophiée, tout en reconnaissant que « it is perfectly possible that these two groups are merely parts of a continuum of variation in a single species, given the wide range of intraspecific variation shown by many other ammonite species (as with the classic example of Neogastroplites Reeside & Cobban, 1960 ».

Tous nos spécimens ont un sillon ventral étroit, des tubercules ombilicaux et ventro-latéraux coniques entre lesquels s’insinue une faible bulle latérale interne et portent sur l’épaule ventro-latérale 6 rangées de clavi plus ou moins développés, mais jamais hypertrophiés. Tous entrent dans le spectre de variation de l’espèce Douvilleiceras mammillatum (Schlotheim, 1813).

Distribution : Albien inférieur (à partir de la zone à Cleoniceras floridum) et base de l’Albien moyen (jusqu’à la zone à Hoplites benettianus).

 

Super-famille Turrilitoidea Gill, 1871

Famille Hamitidae Gill, 1871

Genre Hamites Parkinson, 1811

Espèce-type : Hamites attenuatus J. Sowerby, 1814

Hamites sp.

• pl. 4, fig. 5a-b, 6a-b

Matériel : coll. J.R. : 10 spécimens provenant du lit 15 des Argiles noires des Bissonnets à Villequier.

Discussion : Spath (1942) admet l’existence de 5 espèces d’Hamites dans sa sous-zone à Euhoplites lautus-nitidus qui correspond à la zone à Dimorphoplites biplicatus utilisée ici. Les différences entre les différents taxons sont fondées sur la forme de la section du tour, la densité costale, l’inclinaison plus ou moins marquée des côtes et leur caractère plus ou moins saillant. Notre matériel est trop fragmentaire et mal préservé pour tenter des déterminations spécifiques.

Distribution : Albien moyen et base de l’Albien supérieur.

La coupe de référence à l’échelle régionale : les falaises du Bec de Caux

Comme nous l’avons déjà indiqué dans le chapître introductif de ce travail, l’Albien du Bec de Caux est représenté par trois formations superposées qui affleurent au pied des falaises entre le Cap de la Hève et Saint-Jouin-Bruneval, soit du bas vers le haut : le Poudingue ferrugineux, les Argiles à faciès Gault et les Gaizes. En deux localités, à Cauville et à Saint-Jouin, une quatrième unité lithologique s’insère en biseau entre le Poudingue ferrugineux et les Sables ferrugineux de l’Aptien supérieur situés en dessous : les Argiles à Bucaillella (Destombes et al., 1974 ; Maréchal et al., 1988). Toutes les coupes accessibles à partir de l’estran ont été décrites de façon très précise par Juignet (1974). L’évolution du trait de côte en un demi-siècle a toutefois modifié la morphologie de la falaise et les affleurements ne sont plus les mêmes. La présente note cible les formations datées de l’Albien inférieur et moyen. Néanmoins, le souci d’offrir une vision d’ensemble de la coupe des falaises du Bec de Caux, utilisée comme référence à l’échelle régionale, nous amène à étendre exceptionnellement la description lithologique à la totalité de l’étage.

Au point de vue paléontologique, la plupart des ammonites récoltées au sein des Sables ferrugineux, des Argiles à Bucaillella, du Poudingue ferrugineux, ainsi que dans la partie inférieure des Argiles à faciès Gault proviennent de Cauville (Juignet, 1974 ; Destombes et al., 1974 ; Maréchal, 1991, 1994). C’est la raison pour laquelle la moitié inférieure de la coupe composite illustrée dans la figure 6 reproduit la succession visible dans cette localité. Le sommet des Argiles à faciès Gault et les Gaizes étant toutefois inaccessibles à Cauville, cette partie de la coupe est prise au Cap de la Hève. Du bas vers le haut, la succession lithologique synthétique est la suivante.

Figure 6

Sables ferrugineux (vus sur 3 m) : sables glauconieux, plus ou moins argileux, jaunâtres. Les 20 cm supérieurs des Sables ferrugineux sont bioturbés et parcourus de terriers remplis d’argile sableuse provenant des Argiles à Bucaillella situées au-dessus. La limite supérieure des Sables ferrugineux est une surface d’omission. La récolte de plusieurs Hypacanthoplites plesiotypicus (Fritel, 1906) [=H. jacobi (Collet, 1907)] dans la partie moyenne des Sables ferrugineux permet d’attribuer la formation à l’Aptien supérieur.

Argiles à Bucaillella (2,10 m) : argile sableuse gris-foncé, limitée au sommet par une surface d’érosion. Les ammonites identifiées dans les Argiles à Bucaillella comprennent H. plesiotypicus, H. clavatus (Fritel, 1906), H. elegans (Fritel, 1906), H. milletioides Casey, 1961, H. trivialis Breistroffer, 1947, Bucaillella cayeuxi Destombes, Juignet & Rioult, 1974 et Arcthoplites marechali Casey, 1999, une association de la zone à Leymeriella germanica considérée maintenant comme albienne dans la mesure où elle est postérieure à l’apparition du foraminifère planctonique Microhedbergella renilaevis Huber & Leckie, 2011 qui est le critère retenu par la Commission Stratigraphique Internationale pour définir la base de l’étage Albien (Petrizzo et al., 2012 ; Kennedy et al., 2016).

Poudingue ferrugineux (4,20 m) : sables grossiers, glauconieux, plus ou moins argileux, jalonnés de galets et de graviers, composés de quatre unités lithologiques superposées, séparées les unes des autres par des surfaces d’érosion. Les ammonites recueillies dans les unités successives sont les suivantes :

• lits 7 à 9 de Juignet (1974) : Leymeriella (Leymeriella) sp. (dans l’unité 7 uniquement) et L. (Neoleymeriella) regularis (d’Orbigny, 1841) : zones à L. tardefurcata et à L. regularis indifférenciées ;
• lit 10 : Cleoniceras sp., Sonneratia kitchini Spath, 1925 et Douvilleiceras mammillatum (Schlotheim, 1813) : zone à S. kitchini ;
• lit 11 : Beudanticeras sp., Cleoniceras (Neosaynella) inornatum Casey, 1966, D. mammillatum, Otohoplites normanniae Destombes, Juignet & Rioult, 1974, Hoplites (Isohoplites) steinmanni (Jacob, 1907), H. (Hoplites) benettianus (J. de C. Sowerby, 1826) et Lyelliceras vaasti Destombes, Juignet & Rioult, 1974 : zone à H. (I.) steinmanni. C’est probablement de ce lit et de ses équivalents latéraux que proviennent un Otohoplites subhilli (Spath, 1942) (coll. Maréchal, Le Havre) récolté non en place à Cauville, ainsi qu’un Lyelliceras lyelli (d’Orbigny, 1841) recueilli dans le Poudingue ferrugineux au Cap de la Hève à 9 km au sud de Cauville, illustré par Destombes et al. (1974). Si tel est le cas, l’attribution du lit 11 pourrait couvrir un intervalle allant de la zone à O. subhilli à la base à la zone à H. (H.) benettianus au sommet ;
• lits 12 à 17 : Hoplites (Hoplites) dentatus (J. Sowerby, 1821) et Anahoplites intermedius Spath, 1925 à la base, Anahoplites planus (Mantell, 1822) et Dimorphoplites niobe Spath, 1926 au sommet : zones à H. dentatus, à A. intermedius et à D. niobe.

Les espèces citées ci-dessus permettent d’attribuer le Poudingue ferrugineux à l’Albien inférieur et moyen, et plus précisément à un intervalle allant de la zone à Leymeriella tardefurcata à la zone à Dimorphoplites niobe. La succession lithologique semble toutefois affectée d’un hiatus entre les lits 10 et 11 dans la mesure où les zones successives à Cleoniceras floridum et à Hemisonneratia puzosiana n’ont pas été identifiées. À moins qu’il ne s’agisse d’un artéfact lié à un manque de récoltes paléontologiques.

Gault ou plus exactement Argiles à faciès Gault (vues sur 2,60 m à Cauville. Épaisseur le plus souvent comprise entre 3 et 4 m dans les falaises du Bec de Caux) : glauconitite argilo-sableuse verte passant vers le haut à une argile sableuse, glauconieuse, gris-foncé, contenant localement un ou deux lits de nodules phosphatés. La macrofaune est rare et les seules ammonites identifiées jusqu’à présent sont Prohysteroceras (Goodhallites) goodhalli (J. Sowerby, 1820) et Pervinquieria (Pervinquieria) pricei (Spath, 1923) (Juignet, 1974). On se trouve ici dans la zone à P. pricei de l’Albien supérieur et plus précisément dans la moitié supérieure de la zone en raison de l’absence d’Actinoceramus sulcatus (Parkinson, 1819), une espèce d’inocérame particulièrement abondante dans la moitié inférieure de la zone à travers l’ensemble du Bassin anglo-parisien. La limite entre le Poudingue ferrugineux et les Argiles à faciès Gault coïncide avec un second hiatus significatif dans la succession des associations d’ammonites. Deux zones et demi manquent : la zone à Dimorphoplites biplicatus au sommet de l’Albien moyen, la zone à Dipoloceras cristatum et la moitié inférieure de la zone à Pervinquieria pricei à la base de l’Albien supérieur.

Gaizes inférieure et supérieure (7 à 13 m). Dans les falaises du Bec de Caux, les formations albiennes se terminent par une marne silteuse grise avec des cordons de nodules gréso-calcaires et cherteux : la Gaize. La limite entre les Argiles à faciès Gault et la Gaize coïncide le plus souvent avec un simple changement de faciès, sans discontinuité sédimentaire marquée. Tel est le cas au Cap de la Hève ou à Saint-Jouin. La seule exception est observée à Octeville, à 4 km au nord du Cap de la Hève où une surface d’omission souligne la limite entre les deux formations. La surface d’érosion Cauville, située dans la partie médiane de la Gaize, permet de distinguer une Gaize inférieure et une Gaize supérieure (Juignet, 1974). La Gaize inférieure est datée de la zone à Pervinquieria inflata (Albien supérieur sensu stricto) par la récolte de l’espèce index associée à Callihoplites auritus (J. Sowerby, 1816), Anahoplites picteti Spath, 1925, Prohysteroceras (Neoharpoceras) hugardianum (d’Orbigny, 1841) et Hysteroceras carinatum Spath, 1922 (Juignet, 1974). La Gaize supérieure est attribuée quant à elle au « Vraconnien », c’est-à-dire à l’Albien terminal par la présence de Pervinquieria (P.) fallax Breistroffer, 1940 et de P. (S.) perinflata (1922) (Destombes, 1958). La limite entre la Gaize et la craie glauconieuse du Cénomanien inférieur coïncide enfin avec un troisième hiatus souligné par une importante surface d’érosion nommée surface Octeville par Juignet (1974).

Cette description et l’examen de la figure 6 (*) montrent que l’enregistrement sédimentaire est très réduit dans l’Albien du Bec de Caux et les hiatus nombreux. En plus de la lacune de sédimentation (H3) observée à la limite Albien-Cénomanien, qui est générale au sein du Bassin anglo-parisien, deux autres hiatus à caractère régional affectent la succession lithologique. Le premier (H1) est situé au sein du Poudingue ferrugineux. Le second hiatus (H2) coïncide avec la limite entre le Poudingue ferrugineux et les argiles à faciès Gault. Le Bec de Caux correspond alors à une zone haute, c’est-à-dire à un haut-fond sur lequel peu de sédiments sont préservés. Le Poudingue ferrugineux mesure en moyenne 3 à 6 m d’épaisseur, mais représente 10 zones d’ammonites, soit un intervalle de temps d’environ 6 à 7 Ma. Si le Bec de Caux constitue à l’échelle régionale une coupe de référence pour l’étage Albien en raison, premièrement du caractère pérenne des affleurements – même si leur morphologie se modifie au fil des ans – et deuxièmement de leur extension sur une quinzaine de kilomètres entre le Cap de la Hève et Saint-Jouin-Bruneval, la succession lithologique y est très incomplète.

(*) L’interprétation séquentielle présentée sur la partie droite de la figure 6 est discutée dans un autre chapître.

Les affleurements de la basse vallée de la Seine

Villequier (Seine-Maritime)

La localité de Villequier est située dans un méandre de la Seine, sur la rive droite du fleuve, à mi-chemin entre Rouen et Le Havre (fig. 1). La coupe présentée dans la figure 7 a été levée à la fin des années 1980 dans une carrière localisée dans le Bois des Bissonnets (Ragot, 1989). Cette carrière (latitude : 49° 511 000 N ; longitude : 0° 668 000 E) appartenait à la « Société des Argiles de Villequier » qui a cessé son activité à la fin du xix^e siècle. Du bas vers le haut, la succession lithologique apparaissait comme suit dans l’intervalle qui nous intéresse.

Figure 7

Sables ferrugineux (Seuls les 2 m sommitaux sont pris en compte. La formation mesure en réalité 31 m d’épaisseur à Villequier et surmonte ici des argiles noires du Kimméridgien, observées sur 1 m. C’est la raison pour laquelle le métrage de la coupe débute au niveau 30 m) : sables quartzeux, glauconieux, jaune verdâtre, dans lesquels Dollfus (1929) cite la présence « d’Ammonites milleti », c’est-à-dire vraisemblablement d’un Hypacanthoplites plesiotypicus, ce qui permet d’attribuer la formation à l’Aptien supérieur.

Argiles noires des Bissonnets (11,20 m). Deux ensembles lithologiques à valeur de membres sont distingués au sein de la formation par Ragot (1989).

Membre inférieur englobant les unités 14 à 19 de Ragot (8,20 m) : argile sableuse noire dans laquelle on peut distinguer quatre cycles limités au sommet, pour les trois premiers, par une surface d’omission riche en Thalassinoides et surtout Chondrites qui s’enfoncent à chaque fois sur une vingtaine de centimètres et, pour le dernier, par une surface d’érosion tapissée de nodules phosphatés. Le cycle inférieur, plus épais que les trois suivants, débute par un niveau décimétrique riche en graviers (unité 14) au sommet duquel on observe un lit de nodules phosphatés (unité 15). Ce cycle se poursuit par un mètre d’argile franchement sableuse contenant encore de nombreux graviers de quartz. Le reste du cycle, ainsi que les trois cycles suivants, sont constitués d’argile sableuse gris-foncé. Deux niveaux ont livré des ammonites au sein du Membre inférieur des Argiles noires des Bissonnets dans la carrière de Villequier. Le matériel, préservé sous l’aspect de moules internes en phosphate de calcium dans le premier niveau (unité 15) et en argile dans le second niveau (unité 18), est le suivant :

• de l’unité 15 : Anahoplites planus (Mantell, 1822) (3 exemplaires), Dimorphoplites biplicatus (Mantell, 1822) (1 ex.) et Hamites sp. (10 ex.) ;
• de l’unité 18 : Anahoplites planus (3 exemplaires) et Dimorphoplites biplicatus (7 ex.).

L’ensemble de ces ammonites est caractéristique de la zone à Dimorphoplites biplicatus, ce qui permet d’attribuer la totalité de l’unité lithologique au sommet de l’Albien moyen.

Membre supérieur ou unité 20 (3 m) : argile gris-pâle, ponctuée de fins grains de glauconie et parsemée de quelques nodules pyriteux et phosphatés centimétriques. Le contact avec la Gaize est souligné par une surface d’érosion qui témoigne d’un arrêt dans la sédimentation. Les ammonites identifiées, toutes préservées sous la forme de moules internes argileux, incluent les suivantes : Pervinquieria (Pervinquieria) pricei (Spath, 1922) (1 ex.), P. (Deiradoceras) devonense Spath, 1933 (1 exemplaire, figuré sous le nom de Goodhallites goodhalli par Ragot, 1989, pl. 1, fig. 5) et Hysteroceras carinatum Spath, 1922 (1 ex.).

Cette association est typique de la zone à Pervinquieria pricei de l’Albien supérieur. Le Membre supérieur des Argiles noires des Bissonnets correspond aux Argiles à faciès Gault du Bec de Caux, une conclusion à laquelle Ragot (1989) était déjà arrivé.

Gaize inférieure (décrite sur une hauteur de 3 m) : marne silteuse, très glauconieuse, entrecoupée de bancs cherteux et débutant à la base par un lit de nodules phosphatés.

Au terme de cette description de la coupe de Villequier, l’attribution stratigraphique du Membre inférieur des Argiles noires des Bissonnets mérite une courte remarque. Ragot (1989) a attribué cette unité lithologique à l’Albien moyen et l’a considéré comme un équivalent latéral du Poudingue ferrugineux du Bec de Caux en se fondant sur l’identification des espèces d’ammonites suivantes : Beudanticeras laevigatum, Hoplites cunningtoni, Anahoplites planus, Hamites attenuatus et Hamites rotundus dans l’unité 15 ; Anahoplites planus, A. splendens, Dimorphoplites niobe, D. aff. doris, D. tethydis et Hamites sp. dans l’unité 18.

La révision du matériel révèle aujourd’hui que toutes les ammonites déterminées à l’époque comme Hoplites cunningtoni, Dimorphoplites niobe, D. aff. doris et D. tethydis appartiennent en réalité à une seule et même espèce : Dimorphoplites biplicatus ! Cette confusion s’explique par le fait que tous les spécimens concernés possèdent en commun des côtes lautiformes, c’est-à-dire des côtes naissant par paire au niveau des tubercules ombilicaux et se réunissant de nouveau sur les tubercules ventro-latéraux en formant une boucle. Or l’apparition de côtes lautiformes est récurrente chez les Hoplitidae et l’on en observe chez les Otohoplites de l’Albien inférieur, chez certains Hoplites et Dimorphoplites de l’Albien moyen et enfin chez les Callihoplites de l’Albien supérieur, d’où l’existence de nombreux homéomorphes. L’identification des espèces est fondée sur des critères ténus et seule une longue expérience permet de se repérer au sein de la systématique des Hoplitidae, une compétence que deux d’entre nous (F.A. et B.M.) ont acquise suite à l’examen de plusieurs centaines de représentants de chaque espèce.

En définitive, si le Membre inférieur des Argiles noires des Bissonnets est bien daté de l’Albien moyen, son attribution stratigraphique précise ne correspond pas à la base de l’Albien moyen, mais au sommet du sous-étage et plus précisément à la zone à Dimorphoplites biplicatus qui n’a jamais été identifiée dans le Bec de Caux. Le Membre inférieur des Argiles noires des Bissonnets ne peut être corrélé à aucune unité lithologique du Bec de Caux.

Le Bec-Thomas (Eure)

Le Bec-Thomas est un village de 200 habitants situé dans la vallée de l’Oison à 10 km au sud-ouest d’Elbeuf. La présence dans ce secteur d’argiles, de sables et de poudingue ferrugineux albiens a été signalée pour la première fois par Lancelevée (1887). La coupe synthétique illustrée dans la figure 7 est reproduite de la thèse de Wazi (1988). Sa construction s’appuie sur un forage réalisé dans la vallée de l’Oison et sur des relevés topographiques de quelques affleurements apparus dans la localité à l’occasion de travaux de voirie. Deux d’entre eux, nommés « auberge du lac » (latitude : 49° 244 950 N ; longitude : 0° 974 950 E) et « talus du chemin départemental 86 » (latitude : 49° 242 700 N ; longitude : 0° 974 150 E) ont livré des ammonites. Du bas vers le haut, la coupe lithologique synthétique est la suivante.

Sables du Bec-Thomas (recoupés sur une hauteur de 14,60 m) : superposition de plusieurs ensembles lithologiques à dominante sableuse ou argileuse, soit :

• unité 1 : sables fins ;
• unités 2 à 7 : argiles silteuses et sables argileux ;
• unités 8 et 9 : sables argileux parsemés de nodules gréso-ferrugineux non carbonatés, pluri-centimétriques à décimétriques, de couleur marron et très fossilifères ;
• unité 10 : sables argilo-glauconieux grossiers ;
• unités 11 à 13 : sables fins ;
• unités 14 et 15 : argiles sableuses à la base, devenant silteuses vers le haut. Un lit de nodules phosphatés livrant des moules internes d’ammonites est présent à la limite inférieure de l’unité 14. La limite supérieure des Sables du Bec Thomas est une surface d’érosion bien marquée.

Selon Wazi (1988), les limites inférieure et supérieure de l’unité 10 correspondent à des discontinuités, mais la nature de celles-ci n’est pas précisée (surfaces d’omission, d’érosion ou autres ?). Les ammonites recueillies au sein de la formation proviennent, d’une part des nodules ferrugineux présents au sein des unités 8 et 9 et, d’autre part du lit de nodules phosphatés situé à la base du lit 14. L’inventaire du matériel est le suivant :

• des unités 8 et 9 : Cleoniceras (Cleoniceras) cleon (d’Orbigny, 1841) (2 ex.), C. (C.) quercifolium (d’Orbigny, 1841) (2 ex.), C. (C.) floridum Casey, 1961 (1 ex.), C. (C.) sp. (2 ex.), Leymeriella (Neoleymeriella) regularis (d’Orbigny, 1841) (1 ex.) et Douvilleiceras mammillatum (Schlotheim, 1813) (5 ex.) ;
• de l’unité 14 : Anahoplites intermedius Spath, 1925 (2 exemplaires), Anahoplites osmingtonensis Owen, 1971 (3 ex.) et Anahoplites sp. (juvénile) (1 ex.).

Gault (unités 16 à 18 : 6 m) : argile sablo-glauconieuse gris foncé, graveleuse à la base, devenant plus carbonatée dans les 0,50 m supérieurs.

Gaize (unité 19 décrite sur 1 m) : calcaire gréseux et noduleux qui a fourni plusieurs fragments d’ammonites appartenant aux genres Pervinquieria et Callihoplites.

Wazi (1988) considère les Sables du Bec-Thomas comme un équivalent latéral du Poudingue ferrugineux du Bec de Caux et attribue l’ensemble de la formation à l’étage Albien. Les premières ammonites albiennes trouvées au sein des Sables du Bec-Thomas proviennent des unités 8 et 9, tandis que la limite inférieure de l’unité 2 est une surface d’érosion au-dessus de laquelle on trouve des graviers. Si les unités 2 à 9 inclus sont assez grossières et glauconieuses et rappellent par leur faciès le Poudingue ferrugineux du Bec de Caux, l’unité 1 est en revanche constituée d’un sable fin, jaune verdâtre, qui semble beaucoup plus comparable aux Sables ferrugineux aptiens du Bec de Caux. C’est la raison pour laquelle nous pensons que la base des Sables du Bec Thomas pourrait être aptienne et correspondre au sommet des Sables ferrugineux du Bec de Caux, de la Basse vallée de la Seine et de la vallée de la Risle.

En ce qui concerne l’attribution stratigraphique des unités lithologiques suivantes, l’association d’ammonites trouvée dans les nodules ferrugineux des unités 8 et 9 indique une condensation des zones à Leymeriella regularis et à Cleoniceras floridum de l’Albien inférieur, tandis que celle contenue dans les nodules phosphatés de l’unité 14 est représentative de la zone à Anahoplites intermedius de l’Albien moyen.

Freneuse-sur-Risle (Eure)

Le village de Freneuse-sur-Risle est situé à 16 km au sud-est de Pont-Audemer (fig. 1). Contrairement à ce qui vient d’être décrit à Villequier ou au Bec-Thomas, il n’existe aucune coupe lithologique synthétique des formations albiennes dans le secteur, faute d’affleurements. Les seules informations partielles proviennent des environs de Pont-Audemer (Couvey, 1883 ; Bucaille, 1886, Juignet, 1974). Des forages réalisés à l’occasion de la construction de l’autoroute A13 ont traversé, à 4 km au nord-ouest de la localité et du haut vers le bas : 4 à 9 m d’argiles sablo-glauconieuses correspondant au faciès Gaize et au Gault, puis en dessous, une importante masse sableuse dont l’épaisseur dépasse 25 m, dans laquelle on observe des intercalations de poudingue ferrugineux et qui correspond à la formation éponyme (Juignet et al., 1966 ; Juignet, 1974).

Des travaux de terrassement effectués lors de la construction d’un garage à Freneuse-sur-Risle ont révélé la présence de sables ferrugineux incluant des nodules, également ferrugineux, pluri-centimétriques à décimétriques (latitude : 49° 254 640 N ; longitude : 0° 669 880 E) (Wazi et al., 1986). Aucune coupe n’a pu être levée, mais les nodules ont livré plusieurs moules internes d’ammonites incluant : Leymeriella (Neoleymeriella) regularis (d’Orbigny, 1841) (1 ex.), L. (Neoleymeriella) intermedia Spath, 1925 (1 ex.) et Douvilleiceras mammillatum (Schlotheim, 1813) (2 ex.). Ces nodules ferrugineux sont identiques à ceux décrits au sein des unités 8 et 9 des Sables du Bec Thomas dans la vallée de l’Oison, à la fois par leur couleur marron, mais aussi par leur nature pétrographique et leur contenu paléontologique.

Les affleurements marginaux de Villers-sur-mer et de Lisieux

Les formations albiennes décrites ci-dessus sont le plus souvent totalement érodées lorsqu’on se rapproche de la bordure du Massif armoricain (Rioult et al., 1966). Des lambeaux lenticulaires d’Albien de quelques décimètres à un ou deux mètres d’épaisseur sont néanmoins préservés çà et là entre la surface d’érosion post-jurassique et les couches basales du Cénomanien. Ces dépôts apparaissent le plus souvent sous un faciès très glauconieux. Il s’agit de la Glauconie de base (Juignet, 1974) qui est une glauconitite sablo-argileuse verdâtre dans laquelle on peut distinguer localement trois unités lithologiques. Chacune de ces unités est limitée à la base par une surface d’érosion au-dessus de laquelle on trouve des graviers de quartz, des nodules phosphatés et, en ce qui concerne l’unité inférieure, des galets ferrugineux identiques à ceux du Poudingue ferrugineux du Bec de Caux et des environs de Lisieux. Selon Juignet (1974), l’unité inférieure pourrait correspondre au Poudingue ferrugineux du Bec de Caux, l’unité médiane aux Argiles à faciès Gault et l’unité supérieure aux gaizes. En d’autres endroits, des nodules phosphatés albiens sont remaniés à la base des formations cénomaniennes. Tel est en particulier le cas dans les Falaises des Vaches Noires entre Houlgate et Villers-sur-Mer et à Lisieux (Rioult et al., 1966).

Villers-sur-Mer (Calvados)

Les Falaises des Vaches noires, situées entre Houlgate et Villers-sur-Mer dans le Calvados (fig. 1), sont célèbres pour leurs riches faunes d’ammonites calloviennes et oxfordiennes. Si les deux tiers inférieurs des falaises sont constitués de formations jurassiques, le tiers supérieur est formé de dépôts carbonatés cénomaniens transgressifs qui reposent sur les précédents par l’intermédiaire d’une importante discontinuité sédimentaire. Les niveaux de base du Crétacé sont difficilement visibles en raison d’éboulements et du fluage des argiles. Néanmoins, les observations réalisées depuis de nombreuses décennies par différents chercheurs et en particulier Rioult (1978), Rioult et al. (1989) et Leconte (2023) apportent quelques informations intéressantes.

Des poches lenticulaires de sables fins, jaunâtres, à concrétions ferrugineuses, ainsi que des débris de conglomérat à matrice gréso-ferrugineuse, intercalés entre les formations oxfordiennes et cénomaniennes ont été observés à plusieurs reprises le long des falaises entre Houlgate et Villers-sur-Mer. Ces faciès rappellent ceux des Sables ferrugineux et du Poudingue ferrugineux du Bec de Caux. La surface d’érosion située à la limite inférieure des sables glauconieux du Cénomanien inférieur supporte quant à elle des graviers de quartz, grès, calcaires, ainsi que des nodules gréso-phosphatés noirs. Les fossiles sont rarement déterminables en raison de leur mauvaise conservation et en particulier de leur usure. Néanmoins quelques ammonites, collectées entre Houlgate et Villers-sur-Mer et issues de ces nodules phosphatés, sont typiquement des formes apto-albiennes. L’inventaire du matériel décrit dans la littérature, classé suivant son attribution stratigraphique, est le suivant :

• de l’Aptien supérieur : Hypacanthoplites anglicus Casey, 1950 (1 exemplaire) (Breton et al., 2003) ;
• de l’Albien inférieur et/ou moyen : Douvilleiceras mammillatum (Schlotheim, 1813) (1 ex.) (Krause, 2016, 2020) ;
• de l’Albien supérieur : Metaclavites compressus Parona & Bonarelli, 1897 (1 ex.) (Juignet, 1974).

À ces spécimens, on peut ajouter, grâce aux récoltes réalisées durant ces quinze dernières années par l’un d’entre nous (Damien Gendry) :

• de l’Albien moyen : Hoplites (Hoplites) sp. (2 ex.), Hoplites (Hoplites) benettianus (J. de C. Sowerby, 1826) (1 ex.) et H. (H.) cf. dentatus (J. Sowerby, 1821) (1 ex.) ;
• de l’Albien supérieur : Pervinquieria (Pervinquieria) sp. (1 ex.) et, bien qu’il ne s’agisse pas d’une ammonite, mais d’un inocérame : Actinoceramus sulcatus (Parkinson, 1819) (1 ex.).

Si aucune biozone ne peut être identifiée au sein de l’Albien inférieur, les espèces représentatives de l’Albien moyen et de l’Albien supérieur permettent néanmoins de caractériser pour la première fois plusieurs zones au sein des deux sous-étages, soit dans l’Albien moyen, les zones successives à H. benettianus et à H. dentatus par la présence des index et, dans l’Albien supérieur, les zones à Dipoloceras cristatum et à Pervinquieria pricei par l’association de Metaclavites compressus, Pervinquieria (Pervinquieria) sp. et d’Actinoceramus sulcatus. Malgré le caractère condensé et remanié de la faune, l’attribution stratigraphique des nodules phosphatés présents au niveau de la surface d’érosion séparant les formations jurassiques et crétacées peut être précisée.

Lisieux (Calvados)

Il n’existe actuellement, et selon les informations dont nous disposons, aucun affleurement d’Albien aux abords de la ville de Lisieux. Toutefois, Bigot (1896) cite la présence de « Gault » dans la sablonnière de Saint-Martin-de-la-Lieue, une commune mitoyenne située au sud. La description laissée par l’auteur indique la présence d’1,50 m d’argiles noires, grossières, à petits galets de quartz et nodules phosphatés à la base. Ces argiles sont transgressives sur les sables séquaniens et sont elles-mêmes surmontées par les dépôts glauconieux de la base du Cénomanien. Selon Bigot, « on trouve dans le Gault quelques ammonites rapportées à Ammonites interruptus ». Cette espèce bien caractéristique étant aujourd’hui mise en synonymie avec Hoplites (H.) dentatus (J. Sowerby, 1821), on peut raisonnablement admettre l’existence de la zone éponyme à Lisieux. L’auteur ne précise malheureusement pas si les ammonites sont des moules internes phosphatés remaniés à la base des argiles à faciès Gault ou trouvés en place au sein des argiles. Le contexte régional suggère que la première hypothèse est plus probable, mais sans certitude.

Comparaison des coupes

La figure 8 présente une tentative de corrélation des principales coupes décrites dans le chapitre précédent. Son examen confirme le caractère ultra condensé des formations, en particulier en ce qui concerne le Poudingue ferrugineux. Mais il révèle surtout de nombreuses lacunes de sédimentation et/ou d’érosion au sein de chaque coupe. Seules deux formations couvrent toute l’aire étudiée : les Sables ferrugineux aptiens et les Argiles à faciès Gault de l’Albien supérieur. Les dépôts attribués à l’Albien inférieur et moyen sont quant à eux très discontinus géographiquement et aucune corrélation directe n’est possible entre les coupes.

Figure 8

Une autre présentation du cadre stratigraphique est proposée dans la figure 9 en indiquant pour chaque coupe les zones d’ammonites identifiées au sein des formations. Cette approche différente fait apparaître quelques informations intéressantes.

Figure 9

• Les Sables du Bec-Thomas sont un équivalent latéral de la partie supérieure des Sables ferrugineux et du Poudingue ferrugineux du Bec de Caux dont ils ne différent que par une granulométrie moins grossière.
• Le Membre inférieur des Argiles noires des Bissonnets, daté de la zone à Dimorphoplites biplicatus, n’a aucun équivalent stratigraphique dans l’aire étudiée.
• Le Membre supérieur de la même formation correspond au « Gault » du Bec de Caux et des autres localités normandes étudiées.
• Enfin, quatre invasions marines significatives peuvent être tracées à l’échelle régionale. Deux d’entre elles encadrent l’intervalle étudiée : à l’Aptien supérieur durant la zone à Hypacanthoplites plesiotypicus et à l’Albien supérieur au cours de la zone à Pervinquieria pricei. Les deux autres événements à caractère transgressifs ont lieu à l’Albien inférieur et moyen : le premier durant la zone à Leymeriella regularis, le second durant la zone à Hoplites dentatus.

En définitive, l’enregistrement sédimentaire se révèle très discontinu sur le Bec de Caux et la Basse vallée de la Seine à l’Albien inférieur et moyen, à la fois géographiquement, mais aussi temporellement. Il s’agit du résultat combiné d’une absence de dépôt durant plusieurs intervalles de temps (lacunes de sédimentation -mais sans émersion-) et de phénomènes de vannage locaux liés à des courants marins à faible profondeur (lacunes d’érosion). Il est probable que la mer ait couvert toute la région durant la plus grande partie du temps, mais seuls quelques témoins résiduels de ces invasions marines subsistent çà et là.

Les modalités de la transgression sur le Bec de Caux et la basse vallée de la Seine à l’Albien inférieur et moyen : une tentative d’interprétation

En tenant compte des informations dont nous disposons actuellement (et nous sommes conscients que celles-ci restent très fragmentaires) il reste maintenant à essayer de comprendre de quelle manière la mer a couvert le Bec de Caux et la Basse vallée de la Seine à l’Albien inférieur et moyen. Comment peut-on expliquer en particulier que les successions lithologiques présentent autant de lacunes de sédimentation (celles-ci variant d’une coupe à l’autre) et que l’enregistrement sédimentaire ne soit pas simplement ultra condensé ?

Une partie de la réponse tient à un contrôle tectonique régional de la sédimentation. On se trouve sur un haut-fond, ou plutôt sur une zone haute à sédimentation réduite, comprise entre la Faille de Fécamp-Lillebonne relayée par la Faille de la Seine au nord et la Faille de Villers (ou peut-être simplement la bordure du Massif armoricain) au sud. L’influence de cette structure s’est fait sentir de l’Aptien au Cénomanien (Juignet, 1974).

Le reste de la réponse est lié à des variations relatives de hauteur du niveau marin. La grande transgression du Crétacé au sein du Bassin de Paris commence, semble-t-il, au Valanginien (Rusciadelli, 1999) et trouve son apogée à la base du Turonien moyen (Gale, 1996 ; Amédro, Matrion & Robaszynski coord., 2018). Il s’agit de la phase transgressive d’un cycle eustatique de 1^er ordre (Haq et al., 1988 ; Hardenbol et al., 1998). Sur cette montée transgressive globale se superposent des cycles de 2^e ordre. À ces variations de grande et moyenne amplitude s’ajoutent enfin des cycles de 3^e ordre qui reflètent plus précisément les hausses et baisses relatives du niveau marin.

Le cortège sédimentaire complet ou séquence d’un cycle de 3^e ordre est constitué par la succession de trois prismes sédimentaires : Prisme de Bas Niveau (PBN), Intervalle Transgressif (IT) et Prisme de Haut Niveau (PHN). Les principaux critères de reconnaissance des limites de séquences et des prismes sédimentaires des séquences de 3^e ordre sont les suivants.

Limites de séquence (LS). Suivant les concepts de l’interprétation séquentielle, les limites de séquences sont prises à la base des prismes de bas niveau (PBN). Toutefois sur les marges des bassins intracratoniques tel que le Bassin de anglo-parisien, les prismes de bas niveau sont souvent peu épais ou non enregistrés (Vail et al., 1987). En l’absence de ces prismes sédimentaires, les limites de séquences coïncident avec les surfaces de transgression (ST).

Intervalle transgressif (IT). La plupart du temps, les surfaces de transgression sont des surfaces d’érosion (de ravinement) surmontant des lacunes de sédimentation, des surfaces d’omission (surfaces perforées) ou simplement des niveaux au-dessus desquels apparaissent des sédiments glauconieux et/ou plus grossiers, souvent riches en quartz. Communément, les surfaces de transgression sont soulignées par la présence d’un lit de nodules phosphatés contenant de nombreuses ammonites, avec apparition ou développement de nouvelles espèces, ou présence d’ammonites venant d’autres provinces fauniques. Les intervalles transgressifs renferment généralement une macrofaune riche et diversifiée. Plusieurs surfaces d’inondation jalonnent souvent un intervalle transgressif. La plus élevée est la surface d’inondation maximale (SIM). Il s’agit souvent d’une petite discontinuité marquée par un peu de glauconie et de phosphate en grain. Dans certains cas, l’intervalle transgressif peut être réduit à un seul lit de nodules phosphatés.

Prisme de Haut niveau (PHN). Les argiles ou marnes constituant dans la plupart des cas les prismes de haut niveau sont le plus souvent dépourvues de glauconie, sauf en bordure de bassin et sont caractérisées par une raréfaction et une moindre diversité de la macrofaune.

Une première courbe de variation du niveau marin relatif à l’Albien, prenant en compte les cycles de 2^e et 3^e ordre au sein des bassins européens, a été publiée par Haq et al. (1988). Cette courbe a été actualisée une première fois par Amédro (1992). Les modifications proposées à cette occasion ont été reprises par Hardenbol et al. (1998) et Jacquin et al. (1998) dans la charte stratigraphique d’Exxon. La mise en évidence de deux nouvelles séquences eustatiques de 3^e ordre par Amédro (2009), puis par Amédro & Matrion (2014), d’abord le long de la bordure orientale du Bassin de anglo-parisien dans la Marne, l’Aube et l’Yonne, puis à travers l’ensemble du bassin et en particulier dans le Kent et le Boulonnais, a conduit à une seconde actualisation de la courbe (Amédro et al., 2021, 2024). La figure 10 présente cette version actualisée de la courbe présumée de variation du niveau marin relatif dans l’Albien du Bassin anglo-parisien. Son examen montre que la montée transgressive globale présente trois pics de second ordre, le premier dans l’Albien inférieur au sommet de la zone à Leymeriella regularis, le second à la base de l’Albien moyen durant la zone à Hoplites benettianus et le troisième dans l’Albien terminal (« Vraconnien ») au sommet de la zone à Pervinquieria fallax. Les cycles de 3^e ordre se greffent sur ces variations de plus grande amplitude. Au total, 11 cycles de 3^e ordre sont reconnus sur la courbe eustatique de l’Albien. Quels éléments de réflexion nous apportent cette courbe pour l’interprétation des successions albiennes du Bec de Caux et de la Basse vallée de la Seine ?

Figure 10

Le premier pic transgressif de 2^e ordre est situé à la limite entre les zones à Leymeriella tardefurcata et à Leymeriella regularis et c’est à ce moment-là que la mer envahit pour la première fois l’aire qui nous intéresse en Normandie. Le second pic de 2^e ordre est atteint durant la zone à Hoplites benettianus où 94 % des populations d’ammonites sont constituées d’espèces cosmopolites et téthysiennes (Amédro et al., 2014). On pourrait penser que ce second pic transgressif coïncide avec une autre incursion significative de la mer à l’échelle régionale. Il n’en est cependant rien en raison d’un événement tectonique qui atténue les effets de la pulsation transgressive. Il s’agit du soulèvement des bordures nord-est et sud-ouest du Bassin de Paris au sommet de l’Albien inférieur suite à un jeu compressif qui serait, selon Guillocheau et al. (1999), lié à l’ouverture du golfe de Gascogne. Le résultat de cette déformation du substratum est que les dépôts transgressifs des séquences de 3^e ordre AL 5 et AL 5a, datés du sommet de la zone à Hoplites dentatus et de la zone suivante à Anahoplites intermedius, où la proportion des ammonites cosmopolites et téthysiennes ne dépasse pas 4 % des populations, couvrent au sein du Bassin anglo-parisien une aire largement supérieure à ceux de la séquence AL 4 qui englobe les zones précédentes à H. steinmanni et à H. benettianus (Amédro et al., 2014). Cette observation est valable aussi bien dans le Bec de Caux et la Basse vallée de la Seine, que dans le Pays de Bray (Destombes & Destombes, 1938), en Artois, dans le Boulonnais, le Hainaut et la bordure de l’Ardenne (Amédro & Leplat, 1983 ; Amédro, 1984, 1985, 2009 ; Amédro & Robaszynski, 1987 ; Amédro et al., 2014). Le troisième pic transgressif de 3^e ordre est situé dans l’Albien terminal ou Vraconnien, mais dès la zone à Pervinquieria pricei, le niveau marin relatif est suffisamment haut pour être ressenti comme un événement transgressif à l’échelle européenne et même mondiale (Owen, 1996).

En ce qui concerne les séquences de 3^e ordre qui correspondent chacune à une élévation, puis à une baisse relative du niveau marin de moindre amplitude, leur identification et la reconnaissance des corps sédimentaires à l’échelle locale est parfois délicate car elle nécessite la prise en compte d’un grand nombre d’observations et de paramètres à caractère régional ou global. Tout dépend en effet de la position de la coupe étudiée au sein du bassin sédimentaire. Si la sédimentation est relativement continue dans la partie centrale de celui-ci, sur la plate-forme et vers les bordures du bassin existent d’importantes lacunes de sédimentation qui peuvent parfois passer presque inaperçues si les faciès des prismes successifs sont peu différenciés.

La coupe synthétique des falaises du Bec de Caux présentée dans la figure 6 montre que quatre séquences eustatiques de 3^e ordre sont identifiables au sein des Argiles à Bucaillella et du Poudingue ferrugineux et probablement deux dans les Argiles à faciès Gault et les Gaizes de l’Albien supérieur.

Séquence AL 1. Intercalées entre les Sables ferrugineux en dessous et le Poudingue ferrugineux au-dessus, les Argiles à Bucaillella constituent une unité lithologique très particulière. Dans l’état actuel des connaissances, elles semblent préservées uniquement en deux localités du Bec de Caux : à Cauville sur une distance de quelques centaines de mètres avec une épaisseur n’excédant pas 5 m et, à 5 km au nord, à Saint-Jouin, dans un affleurement ponctuel situé sur l’estran. L’extension géographique très limitée des Argiles à Bucaillella -elles ne sont connues nulle part ailleurs au sein du Bassin anglo-parisien-, la position stratigraphique de l’unité intercalée entre deux discontinuités sédimentaires et enfin le caractère endémique des Bucaillella sont trois arguments convergents pour interpréter les Argiles à Bucaillella comme un prisme de bas niveau préservé localement. Suivant cette hypothèse, la surface d’omission située à la base des Argiles à Bucaillella pourrait représenter la limite de la séquence AL 1 et la surface d’érosion visible au sommet la surface de transgression. Les 1,80 m de sables argilo-glauconieux, graveleux à la base, des lits 7 à 9 du Poudingue ferrugineux correspondent quant à eux à l’intervalle transgressif de la séquence.

Séquences AL 2, AL 4, AL 5 et AL 5a. Les surfaces d’érosion surmontées de niveaux graveleux inclus dans une matrice sablo-glauconieuse observées au sein du Poudingue ferrugineux entre la base du lit 10 et le sommet du lit 17 sont interprétées comme autant de limites de séquences. Le contenu paléontologique conduit à identifier la séquence AL 2 dans le lit 10, la séquence AL 4 dans le lit 11 et les séquences AL 5 et 5a indifférenciées dans les lits 12 à 17.

Séquence AL 9. En toute honnêteté, l’interprétation séquentielle des formations attribuées à l’Albien supérieur dans le Bec de Caux (qui, rappelons-le, ne sont pas le sujet de la présente étude) est plus délicate que celle des niveaux précédents. Pour cette raison, l’interprétation proposée prend en compte les données obtenues dans le reste du Bassin anglo-parisien (Amédro, 2009 ; Amédro & Matrion, 2014 ; Amédro et al., 2021). La présence de glauconie, sable et phosphate sur toute la hauteur des Argiles à faciès Gault du Bec de Caux est typique d’un intervalle transgressif. La récolte de Prohysteroceras (Goodhallites) goodhalli et Pervinquieria (Pervinquieria) pricei, mais en même temps l’absence d’Actinoceramus sulcatus indiquent qu’il s’agit de l’intervalle transgressif de la séquence AL 9. Au-dessus, la Gaize inférieure à Pervinquieria (P.) inflata, qui succède aux Argiles à faciès Gault, le plus souvent sans discontinuité, est composée d’une marne silteuse, très légérement glauconieuse, qui se charge en nodules gréso-calcaires et cherteux vers le haut. Nous l’interprétons comme représentant le prisme de haut niveau de la séquence par comparaison avec les successions connues dans le Kent, l’Aube et l’Yonne.

Séquence AL 10. Les surfaces d’érosion Cauville et Octeville encadrent la Gaize supérieure. N’ayant pas été étudiée, la formation est simplement attribuée de façon globale à la séquence AL 10 par son contenu ammonitologique.

Si l’on considère maintenant de façon plus globale les formations attribuées à l’Albien inférieur et moyen au sein du Bec de Caux et de la Basse vallée de la Seine, la séquence AL 1, bien caractérisée à Cauville, est également représentée par son intervalle transgressif à Freneuse-sur-Risle et au Bec Thomas dans la vallée de l’Oison. Les séquences AL 2 et AL 5a sont mises en évidence seulement le long des falaises du Bec de Caux. Les séquences AL 3, AL 4 et AL 5 sont identifiées pour certaines d’entre elles à Lisieux, Villers-sur-Mer et au Bec Thomas. Enfin, la séquence AL 6a, datée de la zone à Dimorphoplites biplicatus, est identifiée uniquement à Villequier au sein du Membre inférieur des Argiles noires des Bissonnets. La présence de cette unité lithologique argileuse épaisse de 8,20 m à Villequier interpelle dans la mesure il n’en existe aucune trace dans les autres coupes étudiées, aussi bien dans la Basse vallée de la Seine que dans le Bec de Caux, ou même au sein du Pays de Bray voisin. Peut-être s’agit-il du remplissage d’une vallée incisée ? Il est possible que la mer ait couvert toute la zone haute allant du Bec de Caux jusqu’à la bordure orientale du Massif armoricain au sommet de l’Albien moyen, mais à l’exception des témoins résiduels observés aux abords de la commune de Villequier, les éventuelles boues argileuses sédimentées au cours de la zone à D. biplicatus n’ont pas été préservées.

Conclusion

Un demi-siècle de recherches effectuées dans la Basse vallée de la Seine au sein des formations sablo-argileuses de l’Albien inférieur et moyen nous permettent aujourd’hui de réunir une collection de 60 ammonites recueillies en place. Il s’agit d’un résultat remarquable compte tenu de la rareté et du caractère éphémère des affleurements, ainsi que de la nature détritique des faciès qui n’est pas favorable à la préservation de macrofossile. L’étude du matériel permet de dater les différentes unités lithologiques et de préciser les modalités de la grande transgression du Crétacé sur la bordure occidentale du Bassin anglo-parisien dans l’intervalle de temps étudié. Après un épisode régressif situé à la limite Aptien-Albien, la mer envahit la totalité de l’aire englobant la Basse vallée de la Seine et le Bec de Caux à l’Albien inférieur, durant la zone à Leymeriella regularis. La région reste probablement submergée durant le reste de l’Albien inférieur et l’Albien moyen, mais elle constitue alors un haut-fond. De ce fait, l’enregistrement sédimentaire y est très réduit et la série, ultra condensée, présente de nombreuses lacunes de sédimentation et surfaces d’érosion qui coïncident avec les épisodes de bas niveau marin des cycles eustatiques de 3^e ordre. C’est seulement à la base de l’Albien supérieur, durant la zone à Pervinquieria pricei, que le niveau marin relatif devient suffisamment haut pour que l’enregistrement sédimentaire soit continu.

Remerciements. Monsieur Jean-François Deconinck (professeur émérite à l’Université de Dijon) et Monsieur Bernard Hoyez (professeur émérite à l’Université du Havre) ont relu une première version de ce manuscrit. Monsieur Eric Lasseur (BRGM, Orléans) a accepté d’en être le rapporteur en y apportant de nombreuses remarques constructives. Qu’ils en soient tous trois chaleureusement remerciés.

Légende des planches

Planche 1

Planche 2

Planche 3

Planche 4