Le Bas-Bugey et la partie septentrionale de l’Ile Crémieu

3. Les Monts d’Or lyonnais ... 79 4. Le Revermont ... 80 5. La Haute Chaîne ... 90 6. Le Vignoble et le faisceau lédonien ... 102 7. L’arc Bisontin ... 114 8. Les plateaux de Haute-Saône ... 121 9. Origine de la mise en place de la séquence locale Bj2’ (zone à Propinquans)....130 10. Résumé de la sédimentation jurassienne : ... 134

B. Les Monts du Mâconnais ... 139

1. Coupe de la Roche de Vergisson ... 139 2. Corrélations séquentielles régionales ... 143

C. La Côte chalonnaise et les Monts du Tournugeois ... 147

1. La côte chalonnaise ... 147 2. Les Monts du Tournugeois ... 149 3. Corrélations séquentielles régionales ... 152

D. Le seuil de Bourgogne ... 155

1. Coupe de Pouillenay ... 155 2. Corrélations séquentielles régionales ... 159

E. Le Nivernais ... 166

1. Description et cadre biostratigraphique ... 166 2. Corrélations séquentielles régionales ... 166

F. La Lorraine méridionale ... 169

1. Série type de la Lorraine méridionale ... 169 2. Corrélations séquentielles régionales ... 176

G. La Lorraine septentrionale ... 182

1. Coupe composite du Haut Pays ... 182 2. Corrélations séquentielles régionales ... 189

H. Les Ardennes ... 194

1. Coupe de Dom-le-Mesnil ... 194 2. Corrélations séquentielles régionales ... 196

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

CHAPITRE 3

L

B

’

E

Comme exposé dans le chapitre 2, la sédimentologie de faciès en raisonnant sur les enchaînements de faciès, permet de faire ressortir des cycles de variation du niveau de base ou séquences, aisément corrélables de proche en proche.

La séquence est constituée d’un demi-cycle transgressif ou de montée du niveau marin relatif et d’un demi-cycle régressif ou de chute du niveau marin relatif.

La limite de séquence marque l’inversion de tendance entre le demi-cycle régressif et le demi-cycle transgressif. Sur les plates-formes peu profondes, où les sauts de faciès sont fréquents, elle se traduit fréquemment par une surface de discontinuité (surface d’érosion, surface d’émersion ou surface perforée), facilement identifiable et corrélable sur de grandes étendues. Elle correspond fréquemment aux limites de formation, mais aussi aux limites d’étage. D’un point de vue pratique, il est donc préférable de placer la limite de séquence au niveau de ces surfaces, plutôt qu’au niveau des maxima d’approfondissement.

Les corrélations séquentielles, contraintes par des données biostratigraphiques, soit récoltées sur le terrain, soit issues de la bibliographie, sont replacées dans les séquences

distinguées ici.

Le découpage biostratigraphique utilisé, fait référence à la nouvelle échelle zonale des ammonites (Figure 3.1), publiée par le Groupe français d’Etude du Jurassique (RIOULT et al., 1997).

La légende des coupes est présentée dans la figure 3.2. Les coupes sont toutes figurées de la manière suivante :

Ø La partie principale est descriptive et se décompose en trois parties :

- A gauche, est représentée l’évolution texturale et granulométrique. La classification texturale utilise celle de DUNHAM (1962), complétée par celle de EMBRY et KLOVAN (1971) pour les éléments supérieurs à 2 mm.

- Au centre, le profil d’érosion est habillé avec les structures sédimentaires et les éléments figurés principaux,

- A droite sont indiquées, toutes les structures sédimentaires, les surfaces, les marqueurs biostratigraphiques, les séquences diagénétiques intrinsèques (DURLET et LOREAU, 1996) et la description rapide de la lithologie.

Ø La partie de gauche indique le découpage lithostratigraphique et

Figure 3.1: Biozonation standard des ammonites pour les régions téthysiennes au Bajocien. D’après RIOULT et al. (1997)

CHAPITRE 3

biostratigraphique, ainsi que la localisation des affleurements lorsque la coupe est composite.

Ø Enfin, la partie la plus à droite donne une interprétation en terme d’environnement de la série étudiée, ainsi que l’interprétation séquentielle.

Chaque coupe est accompagnée d’un log simplifié, utilisé dans les schémas de corrélation.

Comme présenté dans le chapitre 1, les régions concernées par cette étude montrent des faciès et des enchaînements très différents. Ainsi, pour chaque région, figura dans un premier temps, une coupe de référence. Dans un deuxième temps, un transect, regroupant le maximum d’affleurements, sera proposé et servira à suivre les variations latérales des dépôts et à discuter des particularités séquentielles locales ou régionales.

Les affleurements non décrits dans le texte, mais représentés de manière schématique sur les transects, sont regroupés dans l’annexe 1. La situation de chaqu’un des transects est présenté dans l’annexe 3.

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

Figure 3.3: Légende des figurés, des logos diagénétiques utilisés et des variations du niveau marin relatif.

La représentation des phases diagénétiques par des logos reprend la signalétique de DURLET

CHAPITRE 3

A. Le Jura

1. Le Bas-Bugey et la partie septentrionale de l’Ile Crémieu

Le Bas-Bugey correspond à la partie la plus méridionale du Jura plissé (Figure 3.4). Il est limité au Sud par la cluse du Rhône qui sépare l’Ile Crémieu, partie tabulaire du Jura, du reste de la chaîne. La limite septentrionale du Bas-Bugey est matérialisée par la vallée de l’Ain.

Le Bajocien affleure largement dans ces deux secteurs. Il forme les falaises qui bordent la partie septentrionale de l’Ile Crémieu, permettant un bon suivi latéral des formations. Dans le Bas-Bugey, la tectonique alpine rend ce suivi plus délicat, la série bajocienne étant souvent interrompue par des failles. Les panneaux effondrés de la cluse du Rhône offrent tout de même de bons affleurements. Il en est de même dans la cluse des Hôpitaux où coule l’Albarine.

Bien qu’appartenant à des domaines structuraux différents, ces deux secteurs présentent la même série. Au Sud de Crémieu, les faciès étant différents, l’Ile Crémieu méridionale sera traitée séparément.

1.1 Coupe de Souclin

La coupe de Souclin est représentative du secteur qui va de Crémieu à Chatillon-de-Cornelle. Elle se situe, dans la cluse du Rhône, dans la série de panneaux effondrés qui terminent vers le Nord, le Jura tabulaire de l’Ile Crémieu. Elle est levée le long de la route D.99 qui conduit de Saint-Sorlin-en-Bugey à Souclin (Figure 3.5), mais une faille interrompt la série. La partie manquante peut être observée dans la carrière Morel située sur la rive gauche du Rhône et le long de la N.75. Des observations complémentaires, d’ordre géométrique, ont pu être réalisées dans les falaises des panneaux effondrés qui jalonnent la cluse.

La coupe de Souclin débute au sommet des « Calcaires à Cancellophycus » de l’Aalénien supérieur, visibles dans la carrière de groise, en bordure de la D.99. Ces calcaires ont pu être datés par corrélation avec ceux des Balmettes de la zone à Concavum, sous-zone à Formosum.

Figure 3.4 Divisions géographiques du Jura.

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

1.1.a Description de la série

La numérotation des unités lithologiques utilise la terminologie proposée par FERRY et MANGOLD

(1995), mais les limites entre les unités présentées ici, sont parfois différentes, principalement pour la base du Bajocien inférieur. Il en est de même pour les numéros de séquence.

La fin de la série aalénienne est formée de tempestites litées à laminations horizontales ou quasi-planaires, visibles dans les parties silicifiées (chailles). Les derniers centimètres de ces « Calcaires à Cancellophycus », sont plus grossiers. Ils renferment de nombreuses coquilles de lamellibranches dissoutes et oxydées qui laissent supposer la présence d’une phase d’émersion. La fin de la série aalénienne s’organise en un demi-cycle lentement régressif.

Sur cette surface, les dépôts bajociens viennent en transgression par l’intermédiaire d’un conglomérat à galets remaniés et à matrice calcaire, épais d’une trentaine de centimètres (Figure 3.6). Ce niveau constitue la base de l’unité E1 des « Calcaires à entroques inférieurs ». Il est surmonté par une surface bioturbée puis perforée par des bivalves du genre Lithodomus (surface SP1). Bien qu’aucune phase diagénétique précoce n’ait pu être mise en évidence à cause de la nature boueuse du sédiment encaissant, il semble qu’elle se soit formée en milieu phréatique marin. Elle marque simplement un arrêt de la sédimentation lors de la transgression.

L’unité E1 se poursuit par 1,5 mètres d’une dune hydraulique surmontée par des structures amalgamées de type HCS à grande longueur d’onde. Il s’agit de calcaires bioclastiques, essentiellement à base de débris d’entroques. Au-dessus, les HCS deviennent de moins en moins réactivés et alternent avec des tempestites litées coquillières, de plus en plus fréquentes vers le haut. Elles précèdent un niveau marneux à plaquettes ondulées et lentilles calcaires à miliolidés. Il marque le maximum d’approfondissement de la première séquence bajocienne (Bj1) et la base de l’unité E2. Surmontant un niveau à figures de liquéfaction et d’échappement d’eau (structure de type ball and pillow), une discontinuité de chute du niveau marin relatif est enregistrée. En effet, directement sur les marnes, repose une masse calcarénitique rousse, à HCS sur érosion amalgamés. Ces calcaires bien triés, à texture grainstone - packstone, renferment de nombreuses oolithes. Ils correspondent au cortège régressif de la séquence Bj1.

Figure 3.5: Situation des différents points d’observation servant à la construction de la coupe synthétique de Souclin.

(1) Coupe de la D.99 (2) Carrière Morel (3) Coupe de la N.75

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CHAPITRE 3

L’unité E3 est peu épaisse (1.5 m). Elle se compose de calcaires wackestones-packstones riches en débris de coquilles, et constitue un niveau repère dans la région. Le passage de l’unité E3 à E4 est progressif. Il se traduit par un approfondissement avec des calcaires plus fins (wackestone à packstone moyen peloïdique), à laminations internes horizontales recoupées par des surfaces de réactivation. Ces faciès fins sont interrompus à plusieurs reprises, dans leur partie supérieure, par des calcarénites grossières granoclassées, à structures d’HCS. Ces intercalations grossières ont toujours une base nette, tandis que leur sommet montre un retour progressif aux calcaires fins. L’unité E4 apparaît ainsi constituée de cycles mineurs de variation de profondeur, débutant par une discontinuité de chute du niveau marin relatif et se terminant en approfondissement progressif. Le maximum d’approfondissement Bj2 se traduit par un fin niveau marneux.

Les derniers mètres de la formation des « Calcaires à entroques inférieurs » (auct.) montrent des litages obliques à faible pendage au sein d’un calcaire à entroques et à oolithes fines. Ils enregistrent la chute rapide du niveau marin relatif. Par corrélation avec les séries voisines de l’Ile Crémieu, ils peuvent correspondre à l’unité E5 dont l’épaisseur serait ici très faible.

Reposant sur une surface plane façonnée en milieu marin (pas d’indices d’émersion), les « Calcaires à polypiers inférieurs » ou unité P1 débutent par un niveau argileux à madréporaires lamellaires massifs, qui évoluent verticalement vers des formes plus petites et plus fines de type microsolénidés. Ces organismes se développent dans des environnements relativement profonds

(INSALACO, 1996), marquant ici, le maximum d’approfondissement de la séquence Bj2’ (voir

paragraphe 1.2, pour la numérotation). Ils s’observent dans un mudstone à coquilles de bivalves et à joints argileux irréguliers. Rapidement l’ensemble perd en argilosité au profit d’une alternance de calcarénites grossières bien triées et de couches plus boueuses à débris de madréporaires. L’épisode corallien se termine par une dizaine de mètres de packstone à peloïdes renfermant des fragments de madréporaires branchus et de lamellibranches.

Le retour brutal des dépôts calcarénitiques à entroques, sous faciès de HCS amalgamés, puis de dunes hydrauliques tronquées et de laminations quasi-planaires de plage, marque le début des « Calcaires à entroques moyens » ou CEM. La partie supérieure de l’unité est plus grossière, avec à la base des structures mamelonnées emboîtées, surmontées par des dunes hydrauliques faiblement inclinées. Ces dernières sont entrecoupées de tempestites lumachelliques granoclassées. Avant la faille, les dunes hydrauliques sont de mieux en mieux préservées dans un calcaire crinoïdique grossier. Régressifs par rapport à la formation P1, les CEM enregistrent toutefois de faibles variations du niveau marin relatif à haute fréquence, entre le shoreface et la plate-forme tidale protégée de la houle.

La faille fait disparaître environ 25 mètres de série et met en contact anormal, les CEM avec les niveaux marneux des « Calcaires à petites huîtres » du Bajocien supérieur. La partie manquante est visible dans la carrière Morel, de l’autre côté du Rhône. Dans la partie Sud-Est de l’exploitation, le toit des CEM qui forme le plancher de la carrière est encroûté par des huîtres et criblé de perforations (surface SP2). La séquence diagénétique intrinsèque ou SDI (DURLET et LOREAU, 1996) de cette surface, se compose des phases diagénétiques suivantes : (1) petit ciment fibreux isopaque et syntaxial de calcite riche en inclusions (HMC initiale), (2) sédiment interne micritique, (3) pelletisation, (4) perforation. Toutes ces phases diagénétiques traduisent une lithification en milieu marin phréatique (LONGMAN, 1980; DURLET, 1996).

Les derniers mètres des CEM sont sous un faciès de dunes hydrauliques, calcarénitiques et grossières à entroques et à oncoïdes de nubéculaires. Au-dessus de SP2, un faciès à madréporaires, gris sombre et légèrement argileux marque le début des « Calcaires à polypiers supérieurs » ou formation P2. Il s’agit d’un packstone fin peloïdique comprenant des Isastrea en boules associées à de nombreuses coquilles de pecténidés. Il constitue la séquence de dépôt Bj3, représentée ici uniquement par son terme régressif.

Un fin niveau argileux sombre, riche en brachiopodes, marque le maximum d’approfondissement de la séquence Bj4. Il est le point de départ d’un second épisode récifal.

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par un tapis de madréporaires lamellaires, plats et de petite taille, qui sert de point de fixation pour des formes en boules, parfois allongées et de taille métrique. Les 14 mètres de série suivante, constituent un édifice corallien où les scléractiniaires passent successivement de formes lamellaires pluridécimétriques à des formes en boules ou en chou-fleur, et, enfin sur les derniers mètres, à des formes branchues phacéloïdes ou en gerbes. Une telle évolution des formes traduit la réponse morphologique des organismes à une diminution progressive de la tranche d’eau (LATHUILIÈRE, 1981).

L’étude des falaises avoisinantes révèle la présence de plusieurs biohermes plurimétriques contemporains, séparés par des bancs massifs horizontaux. Le toit des P2 est marqué par une surface nette, faiblement ondulante et perforée (surface SP3). Les perforations sont quelque peu atténuées par l’érosion des glaciers quaternaires qui ont emprunté la cluse du Rhône. Il s’agit d’une surface intensément perforée par des bivalves lithophages qui recoupent aussi bien les bioconstructions que le matériel de démantèlement. Par rapport aux autres surfaces, celle-ci se distingue morphologiquement par son aspect ondulé et par la présence de petites cavités de dissolution qui ont enregistré de nombreuses phases diagénétiques.

La séquence diagénétique intrinsèque ou SDI de la surface SP3 (Figure 3.7), très complexe, se compose des phases suivantes : (1) dissolution des madréporaires et des coquilles aragonitiques, (2) petite phase de cimentation de cristaux palissadiques à extinction ondulante (calcite magnésienne initiale ou HMC), (3) dissolution et démantèlement partiel du ciment, (4) dépôt d’une micrite rousse à microbioclastes, (5) perforations, (6) dépôt d’un sédiment interne riche en entroques et en foraminifères du genre Glomospira, (7) dépôt d’une micrite grise, (8) pelletisation de la micrite grise, (9) précipitation d’anhydrite en nodules et de gypse, (10) dépôt d’un sédiment interne micritique, (11) pelletisation, (12) dépôt d’une micrite laminée (d’origine microbienne) de couleur rousse à microbioclastes, (13) cimentation isopaque à cristaux prismatiques turbides en HMC originelle. SP3 est une surface de discontinuité complexe, peu spectaculaire à l’affleurement, mais très riche d’un point de vue diagénétique et environnemental. La SDI de cette surface durcie traduit une évolution progressive des environnements, depuis le milieu marin phréatique (matrice), vers un milieu évaporitique (phase 9) en passant par un stade intertidal où se succèdent des phases de milieu phréatique marin (phases 1-2-4-6) et de milieu vadose (phase 3). L’aspect dense, floconneux sur les bords, parfois laminé et souvent pelletisé des micrites, indique une origine microbienne et non la percolation d’un sédiment micritique sus-jacent. Cette surface marque la limite entre le Bajocien inférieur et le Bajocien supérieur, comme en Bourgogne, où elle est connue sous le nom de discontinuité vésulienne (DURLET, 1996).

Au-dessus de la surface perforée SP3, marquant le maximum de régression de la séquence Bj4, se dépose un faciès grainstone moyen à entroques et à nombreuses petites coquilles d’Exogyra obscura et Ostrea acuminata : les « Calcaires à petites huîtres » ou CPH. Décimétriques à la base, les HCS en accrétion verticale ont une longueur d’onde de plus en plus grande et un taux d’amalgame de plus en plus faible, ce qui traduit un approfondissement progressif. Les articles de pentacrines sont peu usés, parfois en connexion.

En suivant le bord de la route nationale en direction de l’Est, on retrouve la formation P2 sous des faciès différents. En effet, il s’agit d’un faciès inter-biohermal constitué de calcaires non construits, micritiques ou bioclastiques (essentiellement packstone à coquilles), pauvres en scléractiniaires et fortement bioturbés. Dans la partie supérieure, le faciès bioclastique passe latéralement à de petites masses récifales qui correspondent, soit à des digitations de l’édifice observé dans la carrière, soit à des petits pâtés coralliens isolés. Au-dessus, se développe un dernier terme plus bioclastique, riche en fragments de madréporaires, témoignant du démantèlement toujours actif du bioherme principal. L’observation des géométries dans les falaises voisines montre clairement l’existence d’espaces entre les biohermes, comblés par des dépôts plus calcarénitiques de démantèlement. Les biohermes et leurs faciès latéraux sont tous surmontés par une surface de discontinuité nette, équivalente à SP3, qui marque la limite avec les CPH. Cette surface n’est pas visible le long de la RN.75 (probablement décapée lors de l’exploitation

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

des anciennes carrières sus-jacentes). Des observations dans le Val de la Fusa (Crémieu) permettent de voir le scellement de ces faciès par la surface en question (Figure 3.8).

Toujours le long de la N75, on retrouve au-dessus de P2, les structures en HCS à petites huîtres, observées au sommet de la carrière. Rapidement elles évoluent vers des structures de houle plus distales (microHCS), alternant avec des interbancs silteux à accumulations de petites huîtres. L’intervalle marneux, visible en haut du talus marque l’inondation maximale Bj5. En partie masqués par les éboulis, les dépôts redeviennent plus grossiers et referment de grosses oolithes.

La suite de la série n’est pas observable en bordure de la N75, mais le long de la route de Souclin (D.99). Après la faille qui interrompt les CEM, des faciès de tempête distaux à entroques et miliolidés passent progressivement à un faciès marneux à intercalations calcaires. Il s’agit de l’équivalent plus épais de l’épisode marneux visible en haut du talus de la N75. Au-dessus, les bancs calcaires se chargent brusquement en oolithes sous un faciès de tempestites distales difficilement observables. Ils forment une masse de 17 m qui passe au sommet, à des dunes hydrauliques transverses oolithiques. Il s’agit du premier niveau oolithique O1 qui représente le cortège régressif de la séquence Bj5.

Une surface perforée (SP4) scelle cette formation oolithique. Elle est criblée de fines perforations d’annélides, profondes (10 cm) et étroites. La SDI de cette surface montre (1) un ciment isopaque moyen fibreux de calcite riche en inclusions, (2) un ciment micritique frangeant isopaque ou irrégulier, parfois en dépôt gravitaire à microbioclastes, (3) un ciment de calcite limpide en mosaïque, zoné en cathodoluminescence (Older Banded Ciments ou OBC) et (4) perforations. La disposition de la micrite soit en franges isopaques autour des grains, soit en amas irrégulier, traduit un processus de mise en place différent du sédiment interne gravitaire classique. Les ciments micritiques isopaques ont été décrits dans de nombreux milieux (de marin profond à supratidal). Leur association avec des ciments précoces de type OBC, suggère une formation en milieu peu profond, éventuellement intertidal (DURLET, 1996). Par conséquent, à la vue de la SDI de la surface durcie SP4, il est vraisemblable que le toit de la formation O1 soit passé par un stade intertidal peu profond, proche du niveau 0.

Au-dessus de la surface SP4, s’observe un intervalle plus marneux : le niveau inter-oolithique NIO. Il s’agit d’un ensemble calcaréo-argileux de 2,5 m d’épaisseur à rares oolithes et oncoïdes de nubéculaires, mais riche en peloïdes et en foraminifères (Ophtalmidiidés et Ammodiscidés).

Il est surmonté par 24 mètres d’une seconde masse oolithique (formation O2) à dominante de dunes hydrauliques. Les oolithes de type 3 (STRASSER, 1986), sont bien triées et constituent plus de 90% de la masse. Sur les derniers mètres, les entroques réapparaissent, accompagnées de débris variés d’organismes (bivalves, brachiopodes, bryozoaires, …), dans un calcaire grainstone fortement bioturbé. La série est scellée par une surface perforée (SP5), dont les phases