Le Revermont

Le Revermont est situé sur la bordure occidentale du Jura (Figure 3.4), entre la vallée de l’Ain au Sud et l’accident transverse de Bourcia – Germagnat qui dessine la torsion vers l’Est de l’arc externe du Jura. Il est formé de compartiments étroits, séparés par des failles orientées N-S. Il chevauche le fossé bressan de quelques kilomètres. La série du Revermont présentant des différences avec celle du Bas-Bugey, elle est traitée à part.

4.1 Coupe du Mont Myon

La coupe du Mont Myon est située sur cette torsion, dans la partie septentrionale du Revermont. Elle offre une coupe exceptionnelle, aussi bien pour la qualité de ses faciès, que pour la richesse en ammonites qui en a fait une référence pour toute la bordure occidentale du Jura (PELLETIER, 1960; DUPLESSIS -KERGOMARD, 1968; CONTINI, 1970; FE R R Y et MA N G O L D, 1995)]. La description présentée ici, se propose de compléter les observations de FERRY et MANGOLD

(1995) par une analyse fine des faciès et par une étude diagénétique.

La base de la série peut être mieux observée sur le chemin supérieur (Figure 3.12), alors que le sommet s’observe au pied de la colline, à la sortie du village de Pressiat, à proximité du captage d’eau.

4.1.a Description de la série

La coupe (Figure 3.13) débute par des tempestites litées distales et par des calcaires à miches appartenant à la partie supérieure des « Calcaires à Cancellophycus » de l’Aalénien supérieur. Ils se terminent par des faciès bioturbés plus grossiers à entroques, à HCS et à dunes hydrauliques, organisés en plusieurs unités métriques, séparées par des niveaux marneux.

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

relatif, de moins en moins profondes. Comme dans le Bas-Bugey, l’Aalénien est lentement régressif, et se termine par des dépôts de haute énergie tidaux.

Le Bajocien inférieur débute par un niveau marneux noirâtre métrique, alternant avec de minces bancs calcaires à entroques et oncoïdes. Il est surmonté par une masse calcarénitique de grainstone grossier à entroques à faciès régressif, allant de l’offshore supérieur au shoreface. Le toit de la dernière masse est scellé par une surface ferrugineuse bioturbée et faiblement perforée (surface SP1, sans trace d’émersion). Cet ensemble correspond à l’unité E2 des « Calcaires à entroques inférieurs » du Bugey, sur la base des récoltes d’ammonites (voir paragraphe suivant). Le conglomérat transgressif visible à la base de l’unité E1 de Souclin, n’est pas enregistré. Le cortège transgressif est réduit aux bancs à entroques et à oncoïdes de la base. Il pourrait être un équivalent de l’unité E1 du Bugey. L’inondation maximale Bj1 se traduit par la vire marneuse, riche en ammonites.

Le cortège régressif compose l’essentiel de la séquence et se dépose principalement dans l’offshore supérieur. La discontinuité de chute du niveau marin relatif est donc moins forte ici que dans le Bas-Bugey.

Au-dessus de la surface SP1, un mince niveau marneux est surmonté par 3 mètres d’un faciès grossier de plage à laminations horizontales. Cet ensemble précède 1,50 m de calcaires grossiers bioclastiques d’avant-plage, riches en coquilles brisées de bivalves (ostréidés, pecténidés, Chlamys, …) et en débris de gastéropodes, qui n’est pas sans rappeler celui observé dans l’unité E3 du Bugey.

L’unité E4 est sous faciès plus profond que dans le Bugey. Elle se compose d’une trentaine de mètres de bancs calcaires fins décimétriques, à toit et base ondulés, alternant parfois avec de minces joints marneux. Dans ces faciès de tempêtes d’offshore supérieur à inférieur, il est fréquent de retrouver, dans les interbancs plus marneux, des rides de vagues. L’ensemble de cette série se différencie des autres par l’abondance des accidents siliceux qui lui a valu l’appellation de « Calcaires à silex moyens de Messia » (GIRARDOT, 1890-1896). Le microfaciès est un packstone moyen recristallisé à entroques. Une succession plurimétrique de bancs calcaires en miches et d’interbancs marneux plus épais, marque l’inondation maximale Bj2. Dans les derniers mètres, les bancs deviennent plus grossiers (grainstone grossier à entroques) et renferment des HCS en accrétion verticale puis en accrétion latérale.

Bien plus épaisse qu’à Souclin (36 mètres au lieu de 3 mètres), l’unité E5 débute par un faciès tidal, progressivement influencé par la houle vers le haut (HCS et SCS intercalés entre les dunes hydrauliques). Ce passage à une influence croissante de la houle se produit par à-coups, au travers de 4 petits cycles d’approfondissement. A la base, le matériel est constitué de débris plus ou moins usés d’articles de crinoïdes, interrompus par des décharges coquillières. Par rapport au Bas-Bugey, le cortège régressif de la séquence Bj2 correspond aux derniers faciès de l’unité E4 et aux premiers de l’unité E5.

Le passage au premier niveau à madréporaires P1 est progressif. Il se fait par l’intermédiaire d’un packstone fin à entroques, à oncoïdes de nubéculaires et à accidents siliceux. Les premiers scléractiniaires, de forme branchue, se rencontrent dans un mudstone à rares bivalves qui alterne avec des interbancs marneux. L’inondation maximale Bj2’ y est placée. Les 6 derniers mètres montrent un faciès moins profond à bancs bioclastiques (texture wackestone) et où les formes en boule prédominent. Au-dessus, l’arrivée brutale de calcarénites grossières à entroques et à bioclastes marque la limite avec les « Calcaires à entroques moyens » ou CEM.

L’intervalle transgressif de la séquence Bj2’ débute donc avec le dépôt des calcarénites de shoreface de l’unité E5 et se poursuit dans les niveaux à madréporaires de P1. Par rapport au Bas-Bugey, la limite de séquence entre Bj2 et Bj2’ ne correspond pas une rupture de faciès entre les unités E5 et P1 mais se situe dans la première partie calcarénitique de E5. Nous le verrons dans les corrélations avec les régions plus septentrionales, mais ce décalage séquentiel est spécifique au Revermont.

CHAPITRE 3

CHAPITRE 3

Une organisation quasi similaire se retrouve sur la coupe du captage où, seuls les 17 derniers mètres des P1 sont visibles. La partie sommitale est plus riche en bioclastes. On y retrouve les alternances marnes-calcaires à madréporaires branchus, permettant le calage avec la coupe précédente. Ici, le sommet des P1 est scellé par une surface plane, montrant de nombreuses perforations d’annélides (surface SP2).

La nature boueuse du sédiment ne permet pas l’enregistrement des phases diagénétiques. Aucun indice d’émersion n’a pu être mis en évidence sur cette surface.

Les « Calcaires à entroques moyens » ou CEM mesurent ici une trentaine de mètres d’épaisseur. Ils s’organisent en trois petites séquences de variation du niveau marin relatif. La première débute par des faciès tidaux à dunes hydrauliques, dans un matériel grainstone très grossier à entroques et à lamellibranches. Ils évoluent rapidement vers des tempestites litées, avant de réapparaître dans le haut de la séquence. La suivante est la moins épaisse (moins de 3 m) et débute directement dans des faciès d’offshore supérieur à tempestites proximales à grands HCS plats. Le matériel légèrement plus fin redevient grossier dans le demi-cycle régressif. Il se traduit par un passage très rapide depuis le shoreface (HCS remaniant des dunes hydrauliques) et la plate-forme tidale. Enfin, la dernière séquence est la plus développée. Il s’agit essentiellement de bancs sub-horizontaux, peu épais (5 à 20 cm) sans inter-lits argileux, plus ou moins bioturbés et réactivés qui passent à un faciès plus profond bioturbé, à joints argileux et à rides de houle. Le matériel est toujours à dominante d’entroques mais la granulométrie devient plus fine. Cette 3e

séquence se termine par un faciès régressif de dunes hydrauliques tidales dans un grainstone grossier à entroques et à coquilles d’huîtres, surmonté par une surface plane. Par rapport aux P1, les CEM sont régressifs, même s’ils enregistrent des variations mineures du niveau marin relatif. L’origine de ces cycles à haute fréquence sera discutée ultérieurement lorsque le cadre séquentiel sera mieux connu.

Reposant directement sur CEM, les madréporaires lamellaires réapparaissent en association avec des Trichites, dans un niveau marno-calcaire d’une soixantaine de centimètres d’épaisseur. Rapidement, ils sont ensevelis sous une calcarénite grossière à entroques à faciès de shoreface. Au-dessus, vient un second niveau, plus épais, à scléractiniaires. Les formes plates colonisent dans un premier temps le fond marin, puis elles passent, dans un deuxième temps à des formes branchues, observées dans un calcaire mudstone fin. Les formes en boule ne sont pas présentes ici. Rapidement, cet ensemble est à nouveau recouvert par une masse calcarénitique à faciès de houle, sans madréporaires. Il s’agit de tempestites litées en miches et à accidents siliceux dont la texture évolue depuis un grainstone très fin à entroques à un wackestone fin à débris. On retrouve ici, la même organisation que dans le Bugey, ou dans l’Ile Crémieu.

Le « Second niveau à polypiers » se décompose en deux unités P2a et P2b. Chaque unité enregistre un cycle de variation du niveau marin relatif, respectivement Bj3 et Bj4. Le demi-cycle de montée de la séquence Bj3 est peu développé. L’approfondissement est trop brutal pour que le cortège transgressif soit enregistré. Il favorise alors la colonisation du substrat par les scléractiniaires. Lors du maximum d’approfondissement, ils aggradent pour former des édifices récifaux plus ou moins massifs. Ils sont ensevelis par les calcarénites du cortège régressif au cours de la chute du niveau marin relatif. Pour la séquence Bj4, l’évolution est différente, car les taux de sédimentation sont plus élevés. Les madréporaires ne peuvent pas s’organiser en édifices et sont ensevelis rapidement sous les calcarénites fines d’offshore.

Les derniers mètres de l’unité P2b sont masqués par la végétation, mais on y devine des bancs d’aspect noduleux à pecténidés dont le dernier est bioturbé et perforé (surface SP3). Cette surface ne renferme pas de traces de diagenèse précoce. Le faciès, partiellement silicifié, est un calcaire wackestone fin à bioclastes. L’intervalle régressif de la séquence Bj4 est réduit et moins calcarénitique que pour Bj3.

La surface SP3 marque un changement lithologique important. Elle est surmontée par environ 4 mètres d’une calcarénite très grossière à entroques. Bien que masquée par la végétation,

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

elle semble s’organiser en bancs. Il s’agit des « Calcaires à entroques supérieurs » ou CES (MANGOLD, 1984), déjà observés dans la partie Nord du Bas-Bugey.

Au-dessus, les conditions d’affleurement sont bien meilleures. Elles permettent d’observer une dizaine de mètres de calcaires à l’aspect bioturbé, riches en coquilles d’huîtres et en articles de crinoïdes. Les couches calcarénitiques, à éléments bien triés, traduisent des processus de tempêtes alternant avec des couches lumachelliques à petites huîtres. Ce faciès se rapproche de celui observé dans les « Calcaires à petites huîtres » du Bugey. Les CPH se terminent par un niveau fin à entroques de 4 mètres, à HCS et figures de liquéfaction.

Les CES constituent le cortège transgressif de la séquence Bj5. L’inondation maximale est placée dans la partie supérieure du faciès bioturbé à petites huîtres, où les entroques ne sont plus présentes. Ce faciès à petites huîtres est un équivalent plus proximal des niveaux marneux à huîtres du Bugey.

Les derniers mètres de l’affleurement montrent un faciès régressif, sous influence de houle puis tidale. Il s’agit d’un grainstone très grossier à entroques blanches, à proto-oolithes et à bryozoaires, accompagnés de coquilles de Trichites, de coquilles de gastéropodes et de quelques oncoïdes allongés.

Il n’est pas possible de suivre la fin de la série bajocienne. Toutefois, CONTINI (1970) cite la présence d’un niveau oolithique à stratifications entrecroisées, d’une dizaine de mètres d’épaisseur. Son sommet est perforé. Cette oolithe est encore très bioclastique mais pourrait être un équivalent de l’oolithe O1 du Bugey qui termine le cortège régressif de la séquence Bj5.

Le « Niveau inter-oolithique » ou NIO atteint ici une quinzaine de mètres. Appelé à tort par CONTINI « Niveau des marnes à O. acuminata », probablement en relation avec les « Marnes à O. acuminata » de Bourgogne, il s’agit en fait de marnes grises ou beige-clair, renfermant de petits bancs de calcaires argileux.

Le passage au second niveau oolithique O2 ou « Grande Oolithe » (CONTINI, 1970) est progressif, au travers de calcaires fins, parfois argileux et à rares silex. Ils évoluent ensuite, vers un calcaire oolithique et bioclastique dont la surface sommitale, elle aussi perforée, marque comme dans le Bugey, la limite entre le Bajocien et le Bathonien. La séquence Bj6 débute par un approfondissement rapide qui ne permet pas d’enregistrer le cortège transgressif. L’essentiel de la séquence est représenté par le demi-cycle régressif oolithique.

4.1.b Cadre biostratigraphique

La coupe du Mont Myon, a livré de nombreuses ammonites qui permettent de dater précisément les différentes unités reconnues.

Les « Calcaires à Cancellophycus » de l’Aalénien supérieur, ont livré, à une quinzaine de mètres sous la vire la plus marneuse, une Ludwigella sp. de la zone à Concavum (FERRY et MANGOLD, 1995).

CONTINI (1970) a découvert dans une des petites vires marneuses qui s’intercalent entre les calcarénites basales, Euploceras amplectens et Graphoceras sp., qui la datent du sommet de l’Aalénien supérieur, zone à Concavum, sous-zone à Formosum. A la base de l’unité E2, l’intervalle marneux renferme : Hyperlioceras rudidiscites, Braunsina sp., Euatetoceras sp. et Sonninia sp. (CONTINI, 1970) de la zone à Discites.

Au-dessus de la surface SP1, a été récolté Sonninia pseudotrigonata (PELLETIER, 1960), datant l’unité E3 du début de la zone à Laeviuscula. La base des calcaires siliceux (unité E4) est datée, quant à elle, par une Witchellia laeviuscula (CONTINI, 1970), elle aussi de la zone à Laeviuscula, mais de la sous-zone à Laeviuscula.

Les ammonites sont rares dans les calcaires siliceux de l’unité E4, cependant CONTINI

(1970) cite la présence d’Emileia bulligera permettant de les rattacher à la zone à Propinquans. Les unités P1 et CEM n’ont jamais livré d’ammonites. Comme la formation P2 est datée, CONTINI rattache ces niveaux à la zone à Propinquans, probablement sous-zone à Hebridica.

CHAPITRE 3

Le second niveau à madréporaires (formation P2) renferme à sa base de nombreuses ammonites, qui ont été réexaminées par MANGOLD (in FERRY et MANGOLD (1995)) : Stephanoceras cf. humphriesianum, Stephanoceras cf. zieteni, S. cf. tenuicostatum, S. gr. scalare, Itinsaites cf. maskeide. Tous ces spécimens permettent de placer la séquence Bj3 dans la zone à Humphriesianum, sous-zone à Humphriesianum. Dans les calcaires à accidents siliceux, ces mêmes auteurs citent : Teloceras acuticostatum, Teloceras ( ?) dubium, T. ( ?) triptolemus de la zone à Humphriesianum, sous-zone à Blagdeni. Ainsi, la séquence Bj4 se dépose pendant cette sous-zone.

Le Bajocien supérieur est mal daté dans cette région. Néanmoins, sur la coupe du Mont Myon, les marnes de NIO peuvent être rattachées à la zone à Parkinsoni, sous-zone à Acris par la découverte de Parkinsonia arietis et de Parkinsonia rarecosta (PELLETIER, 1960). Les zones à Niortense et à Garantiana n’ont pas été mises en évidence par les ammonites, mais les formations définies dans le Bugey sont ici, clairement reconnues.

4.2 Corrélations séquentielles régionales

Seules deux coupes ont été retenues pour les corrélations : les Soudanières (région de Bourg-en-Bresse) et le Mont Myon, mais des observations ponctuelles ont été réalisées entre le Bas-Bugey et le Revermont (Figure 3.9).

Dans le Revermont, le sommet de l’Aalénien n’est observable qu’au Mont Myon. Comme à Souclin, il est régressif, sous un faciès d’offshore, devenant plus calcarénitique dans les derniers mètres.

Le cortège transgressif de la séquence Bj1 est réduit dans le Revermont, essentiellement cantonné au Bas-Bugey (en raison du fonctionnement des failles de la cluse du Rhône). L’approfondissement pendant la zone à Discites est général et présente un faciès marneux équivalent plus proximal des marnes micacées à Discites connues dans le Jura suisse (CONTINI, 1970).

La discontinuité de chute du niveau marin relatif n’est pas enregistrée dans l’enchaînement régressif des faciès de l’unité E2 du Mont Myon (Figure 3.14). En réalité, elle est située au toit de cette dernière et se matérialise par la surface irrégulière perforée SP1. L’essentiel du matériel est translaté dans le Bas-Bugey et s’accumule dans un prisme régressif oolithique, sous faciès à HCS (unité E2 de la coupe de Souclin). La partie régressive de la séquence Bj1 enregistre donc une régression forcée des dépôts, translatés dans les secteurs où le potentiel d’accommodation

Figure 3.14: Relation géométriques entre les calcarénites de la séquence Bj1, entre le Bas-Bugey et le Revermont.

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

est plus élevé. L’âge de cette régression n’a pu être établi avec certitude, mais d’après les faunes qui l’encadrent, elle se mettrait en place soit à la fin de la zone à Discites, soit au début de la zone à Laeviuscula. L’étude diagénétique de la surface SP1 n’a pas décelé d’émersion, mais son aspect corrodé et ferrugineux pourrait traduire une érosion en milieu aérien. La pellicule superficielle de sédiment enregistrant les phases diagénétiques relatives à une émersion, a très bien pu être érodée lors du transit du sédiment.

Comme dans le Jura méridional, l’unité E3 (datée de la zone à Laeviuscula) est le cortège transgressif de la séquence Bj2, avec son niveau coquillier caractéristique. Elle évolue rapidement vers les marno-calcaires à silex de l’unité E4, dont le faciès d’offshore (tempestites litées distales) témoigne d’un approfondissement rapide du secteur dès la fin de la zone à Laeviuscula. Le demi-cycle transgressif est très nettement dilaté par rapport au reste de la séquence et par rapport au Bas-Bugey. Il correspond à une grande partie de l’unité E4. Le maximum d’inondation s’enregistre dans des alternances marno-calcaires à débit en miches, alors que dans le Bas-Bugey, les dépôts sont sous un faciès plus proximal, d’offshore supérieur.

La paléogéographie qui se dessine pendant la séquence Bj1, est inversée avant le dépôt des calcarénites transgressives de la séquence Bj2 (zone à Laeviuscula). Un différentiel de subsidence se met en place entre le Revermont et le Bas-Bugey, conduisant à l’installation du bassin des « Calcaires à silex moyens de Messia », pendant la zone à Propinquans.

Le cortège régressif de la séquence Bj2 correspond à l’unité E5. Peu épaisse dans le Bas-Bugey, cette unité s’épaissit dans le Revermont où elle enregistre 4 cycles d’approfondissement à haute fréquence, oscillant dans la zone de shoreface. Ces cycles s’inscrivent dans la phase transgressive, attribuée à la séquence suivante Bj2’.

Le différentiel de subsidence entre le Bas-Bugey et le Revermont s’accentue de plus en plus, et pourrait être contrôlé par des mouvements tectoniques locaux. Les figures de liquéfaction visibles dans l’unité E5 du Mont Myon, pourraient être interprétées comme des preuves de séismes contemporains des dépôts (COJAN et THIRY, 1992; BHATTACHARYA et BANDYOPADHYAY, 1998; MORETTI, 2000; RODRYGUEZ-PASCUA et al., 2000).

Durant la séquence Bj2’, des différences entre le Mont Myon et les autres affleurements persistent. Premièrement l’inondation maximale s’enregistre, dans les derniers mètres de la formation P1, alors que partout ailleurs, elle se produit dans la première partie. Deuxièmement, trois cycles à haute fréquence, de variation du niveau marin relatif, sont enregistrés dans les CEM régressifs, et ne trouvent pas d’équivalent sur les affleurements voisins (les Soudanières, Chatillon-de-Cornelle,…) où le nombre de ces cycles est toujours inférieur.

Encore une fois, l’enregistrement séquentiel est différent de ce qui existe vers le Sud et semble être contrôlé localement par des déformations tectoniques.

Dans le Revermont, la formation P2, se divise en deux unités P2a et P2b, traduisant chacune un cycle de montée (souvent réduit, dans son expression sédimentaire) et de chute du niveau marin relatif. Ce sont les séquences Bj3 et Bj4 qui ont été définies dans le Bugey et qui sont ici bien datées. Leur évolution est proche de celle connue au Sud. Les madréporaires sont peu développés, rarement organisés en bioconstructions comme dans le Bugey. Au Mont Myon, on retrouve des calcaires fins à silex, stratifiés, comme ceux connus sur le plateau de Crémieu (Larina). Ils traduisent l’existence d’une dépression inter-récifale subsidente, défavorable au développement des madréporaires qui sont rejetés sur les zones à accommodation modérée.

Le différentiel de subsidence constaté dans ce secteur depuis le début du Bajocien, est toujours actif, à la fin du Bajocien inférieur.

La discontinuité vésulienne a valeur de limite de séquence majeure. Aucun indice d’émersion n’a été observé (calcaires wackestones).

Elle est surmontée par les CES transgressifs de la séquence Bj5 puis par des calcaires à