Stratigraphie séquentielle des calcaires bajociens de l'Est de la France (Jura, Bassin de Paris)

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Stratigraphie séquentielle des calcaires bajociens de l’Est

de la France (Jura, Bassin de Paris)

Philippe Thiry-Bastien

To cite this version:

Philippe Thiry-Bastien. Stratigraphie séquentielle des calcaires bajociens de l’Est de la France (Jura, Bassin de Paris). Stratigraphie. Université Claude Bernard Lyon 1, 2002. Français. �tel-02013197�

THESE Présentée

Devant l’UNIVERSITE CLAUDE BERNARD – LYON 1 Pour l’obtention

du DIPLOME DE DOCTORAT (arrêté du 30 mars 1992)

présentée et soutenue publiquement le 29 Mars 2002

par

P

THIRY-BASTIEN

2002

S

TRATIGRAPHIE

SÉQUENTIELLE

DES

CALCAIRES

BAJOCIENS

DE

L

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F

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(J

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- B

ASSIN

DE

P

ARIS

)

UFR des Sciences de la Terre UMR 5125

Paléoenvironnement et paléobiosphère Formation doctorale PAL & SED

27-43 Bd du 11 Novembre 1918 69622 VILLEURBANNE Cedex

N° d’ordre: 37-2002

THESE

Présentée

Devant l’UNIVERSITE CLAUDE BERNARD – LYON 1

Pour l’obtention

du DIPLOME DE DOCTORAT (arrêté du 30 mars 1992)

présentée et soutenue publiquement le 29 Mars 2002

par

Philippe THIRY-BASTIEN

STRATIGRAPHIE SEQUENTIELLE DES CALCAIRES BAJOCIENS

DE L’EST DE LA FRANCE

——

(Jura – Bassin de Paris)

2002

JURY : Mr Serge ELMI, examinateur

Mr Serge FERRY, directeur de thèse Mr Christian GAILLARD, directeur de thèse Mr François GUILLOCHEAU, examinateur Mr Philippe LAPOINTE, rapporteur

Un CD-rom est disponible à la fin de cet ouvrage,

R

Voici, venu pour moi, venu le moment que j’attends avec la plus grande impatience depuis ces nombreuses années de vie étudiante, en l’occurence, celui de remercier tous ceux qui m’ont aidé d’une façon ou d’une autre dans mon apprentissage de la géologie.

Mes premiers remerciements vont bien entendu vers Serge Ferry, qui un beau jour d’octobre, m’a contacté pendant que j’effectuais un stage au C.S.T.J.F. d’Elf E.P. de Pau, pour me proposer ce sujet de thèse. Merci pour la confiance, que vous avez placée en moi, alors que nous ne nous connaissions à peine. Merci encore pour m’avoir initié à la vraie géologie de terrain, à la « sédimento de faciès », à l’art de tout voir à la jumelle, ou en passant en voiture le long d’un affleurement, à l’envie de creuser des tranchées dans les avants-plages de la côte atlantique, ou encore gérer les difficultés avec la plus grande autonomie. D’ailleurs, où est passé le singe ?

Je tiens également à remercier tous les membres du jury :

- Serge Elmi, pour ses discussions enrichissantes et pour la confiance qu’il m’a accordée,

- Christian Gaillard, co-directeur de cette thèse, d’avoir accepté cette fonction, même si notre collaboration n’a pas été celle que nous aurions souhaité, - François Guillocheau, d’avoir accepté d’examiner ce travail,

- Philippe Lapointe, d’être rapporteur, malgré ses obligations d’industriel, - Jacques Thierry qui tout au long de ces années, a toujours été disponible pour

une conversation électronique à propos de datation ou alors de biblios introuvables. Ce mémoire, je l’espère n’est que la continuité d’une relation débutée depuis 1998.

Je voudrais tout particulièrement à remercier Claude Monnet et Stéphane Bouchet qui, malgré leur thèse, n’ont pas hésité à passer des heures, que dis-je des jours à programmer sous Matlab ce formidable programme qu’est Isopaq version ? (on en est où d’ailleurs dans les versions ??). Merci Steph pour les p’tits programmes Excel qui calculent les distances et qui permettent de gagner du temps.

Un grand merci ira à l’ensemble du personnel technique, enseignants-chercheurs et chercheurs du Centre des Sciences de la Terre de Lyon, de l’UMR 5125, qui de près ou de loin ont contribué au bon déroulement de ce travail.

Je tiens également à remercier le service des collections, et plus particulièrement Abel Prieur, pour sa générosité et sa gentillesse, ainsi que le personnel du 6e_{, qui m’a permis d’utiliser}

son matériel photographique numérique.

Un grand merci à Dominique Barbe pour avoir accepté de venir un samedi après-midi pour imprimer ce manuscrit et pour s’être occupée de toute la partie matérielle de la reproduction.

Une mention spéciale « diagenèse » est décernée à Paul Bernier, pour les discussions très intéressantes autour de son microscope. Messieurs Mangold et Enay pour leurs connaissances du terrain et pour les déterminations d’ammonites, ainsi que Monsieur Alméras pour les déterminations de brachiopodes.

Je tiens à remercier Bernard Lathuilière et Fabrice Malartre, de l’université de Nancy, pour leur participation à la synthèse lorraine (connaissance des affleurements, mise à disposition de forages, données biostratigraphiques et diagénétiques).

Au cours de ce travail, j’ai également pu profiter de l’expérience de terrain de Daniel Contini (qui, bien qu’en retraite, n’a pas hésité à venir arpenter la campagne bisontine), de Gilles Fronteau et de Christophe Durlet. Un grand merci à chacun.

Je tiens à remercier l’UMR 5561 « Biogéosciences » de Dijon, pour m’avoir accueilli de nombreuses fois dans son laboratoire et surtout pour m’avoir laissé utiliser leur cathodoluminescence.

Une mention spéciale « découverte » est décernée à Michel Laurin, André Pascal, Jean-Claude Fouchet, Hubert Guérin et Michel Roux de l’Université de Reims Champagne-Ardennes sans qui je n’aurai jamais découvert la géologie (n’est-ce pas Michel ??).

Il me faut également citer l’aimable collaboration de la filiale française d’Elf Exploration-Production de Lacq, qui au travers de Claire Bachtanik, m’a permis d’accéder aux archives de subsurface, ainsi qu’au personnel de la carothèque de Boussens, a qui j’ai donné un peu plus de travail pendant le mois d’Août 2000.

Une mention spéciale « ne pas acheter » est attribuée à Twinhead pour la fiabilité douteuse de son matériel et pour l’incompétence de son SAV à faire fonctionner le rétro-éclairage de mon portable.

Une mention « répression » est décernée à la brigade des CRS n°31 de Nancy, pour m’avoir ramassé le long de l’Autoroute A.31 et infligé une amende de 75 francs pour « circulation sur autoroute d’un piéton non muni d’une autorisation spéciale » et pour m’avoir permis de prélever une surface perforée sous l’escorte d’un CRS.

Comment ne pas consacrer un paragraphe à mes petits camarades dijonnais ou ex-dijonnais avec lesquels j’ai passé de très bons moments. Merci à Isa, Vivi (il ne reste plus que 4 ans, ma vieille !!), Corinne, Juju, Juju, Florent, Gaëlle, Francis, Léo, P’tit Pierre, Thomas, les Landreins (Phiphi et p’tite Flo) pour leur hospitalité, leur gentillesse et leur soutien même dans les moments sombres, les vieux (Monsieur PYCollin, Loïc, Béné, Tonio, Nadège,…), les palois (B. Duc & P. Bailly), Gilles,…… Que ceux que j’ai oubliés me pardonnent, mais le moment voulu je m’en souviendrai.

Un remerciement spécial pour la bonté, la gentillesse et la générosité de Benoît Vincent qui depuis mon arrivée à Dijon, a toujours été là pour me guider, aussi bien à la fac que sur le terrain. Merci d’avoir relu une partie de ce travail. Je n’oublierai pas nos bonnes parties de rigolades sous la pluie, sous le vent, en Bourgogne ou dans les Ardennes (çà mérite une médaille !!), mais aussi dans la neige, le jour où tu m’as initié au ski alpin. Pour tout cela, un grand merci Ben.

Depuis mon arrivée à Lyon, une nouvelle « brochette de vainqueurs » est venu compléter mon carnet relationnel. Comment ne pas citer LN, Célia, Loïc, Olivier, Nico (ah, cette nuit à Orléans), Romain, Mathieu, Manu, Anne-Cécile, Steph et Marie (mais aussi leur monstre qui s’essuie toujours les pattes sur le Humph !!), Didier & Stéphanie, Adam, Anne, Cédric le fochien et son groove, Alain Ternet pour sa musique, ses programmes, le Humph ou Rusty (pour sa patience, son calme et sa fidélité) et puis comment ne pas citer ma collègue marseillaise Bérengère avec qui j’essaye de partager ce bureau (très bien rangé d’ailleurs) depuis deux ans (Troyes, y sont meilleurs que l’OM !!!).

Un très grand merci à voisin Le Glod et voisine Toutoune, pour tous les petits services qu’ils m’ont rendu afin que je termine dans les temps (restauration, assistance Humph seul, arrosage plantes mortes, assistance illustrator, isopaq, pagemaker,…).

Et puis comment terminer cette énumération sans citer Régis et Sophie, qui ont suivi mon parcours universitaire depuis le début et avec qui, j’espère bien, partir enfin en vacances (jamais 2 sans 3).

Enfin, je tiens à remercier ma famille maternelle pour son soutien, aussi bien moral (surtout à la fin) que financier, qui a toujours cru en moi et qui m’a toujours supportée dans les moments difficiles, malgré mon mauvais caractère. Merci de m’avoir apporté cette boule blanche, parfois marron ou noire en revenant du terrain, pouvant sentir la …, qui depuis un an et demi à animé ma

R

Les séries carbonatées de plates-formes calcarénitiques et à madréporaires du Bajocien de l’Est de la France (Ardennes, Bassin de Paris, Jura), soit plus de 137 000 km², ont été étudiées dans un cadre de stratigraphie séquentielle, en combinant la sédimentologie de faciès, la diagenèse et la biostratigraphie.

Six séquences de dépôt d’extension générale sont mises en évidence, ce qui peut laisser supposer un contrôle eustatique.

Deux séquences supplémentaires sont repérées, l’une dans le Jura méridional, l’autre en Lorraine. Leur origine est liée à un différentiel de subsidence local, probablement contrôlé par des failles du bâti hercynien.

Au plan paléogéographique, un système de rampes plus ou moins complexe, rayonne autour du Seuil de Bourgogne (vers la Lorraine, le Bassin de Paris et la mer alpine), pendant la première moitié du Bajocien inférieur, seuil qui n’est recouvert de sédiments, qu’à partir de la deuxième séquence. L’ensemble du domaine est alors recouvert par des systèmes, soit à dominance calcarénitique (entroques, oolithes), soit mixte (madréporaires et calcarénites), pendant le reste du Bajocien inférieur.

Après la discontinuité vésulienne, la paléogéographie change. La partie septentrionale du Seuil de Bourgogne disparaît à la fin de la cinquième séquence.

La Lorraine ne constitue plus dans son ensemble une rampe ouverte vers la mer germanique mais est intégrée à l’arc oolithique qui va de l’Ardenne au Jura, et sépare le Bassin de Paris fortement subsident de la rampe alpine, déplacée vers l’Est.

L’évolution de la répartition des faciès et des épaisseurs au cours des six séquences de dépôt, montre que la subsidence est fortement contrôlée par les accidents du bâti hercynien.

Les changements paléogéographiques, constatés au passage Bajocien inférieur-Bajocien supérieur, coïncide avec le début du rifting atlantique et marquent une réorganisation des contraintes dans la plaque ouest-européenne.

S

OMMAIRE

I

...

11

A. Problématique ... 13

B. Cadre géographique de l’étude ... 14

C

HAPITRE

1 ...

17

E

...

A. Jura ... 19

1. Formations attribuées au Bajocien inférieur ... 19

2. Formations attribuées au Bajocien supérieur ... 20

3. Particularité de la bordure orientale du Jura ...22

B. Mâconnais – Tournugeois ... 22

1. Formations attribuées au Bajocien inférieur ... 22

2. Formations attribuées au Bajocien supérieur ... 23

C. Bourgogne ... 23

1. Seuil de Bourgogne ... 23

2. Avallonais ... 26

3. Nivernais ... 26

D. Lorraine ... 27

1. Formations attribuées au Bajocien inférieur ... 27

2. Formations attribuées au Bajocien supérieur ... 28

E. Ardennes ... 29

1. Formations attribuées au Bajocien inférieur ... 29

2. Formations attribuées au Bajocien supérieur ... 30

C

HAPITRE

2 ...

31

S

...

A. Démarche méthodologique ... 33

B. Descriptions, caractérisations et enchaînements des principales structures de dépôt ... 34

1. Faciès calcarénitiques ... 34

2. Faciès à madréporaires ... 47

C. Zonation des faciès ... 54

C

HAPITRE

3 ...

57

L

B

’

- E

...

A. Le Jura ... 62

1. Le Bas-Bugey et la partie septentrionale de l’Ile Crémieu ... 62

2. La terminaison méridionale de l’Ile Crémieu ... 77

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

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

I. Synthèse séquentielle ... 200

Chapitre 4 ...

209

L

B

...

A. Introduction ... 211

1. Structure du socle du Bassin de Paris ... 211

2. Influence des accidents du socle sur la sédimentation mésozoïque ... 213

B. Méthodes employées ... 215

C. Transects étudiés ... 217

1. Transect Nord : Saint-Mihiel 1 – Archères 1 ... 217

2. Transect médian : Lezeville 1 – Bechevret 2D ... 221

3. Transect sud : Francheville 1 – Auffreville 1 ... 224

4. Transects Nord-Sud : Grand-Pré 1 – Souclin ... 226

D. Synthèse séquentielle ... 229

C

HAPITRE

5 ...

233

C

B

’E

F

...

235

A. Reconstitutions paléogéographiques du Bajocien de l’Est de la France .. 235

1. Etat des lieux à la fin de l’Aalénien ... 235

2. La séquence Bj1 (zones à Discites et à Laeviuscula basale) ... 235

3. Les séquences Bj2 et Bj2’ (zones à Laeviuscula et à Propinquans) ... 238

4. La séquence Bj3 (zone à Humphriesianum, sous-zone à Humphriesianum) ... 246

5. La séquence Bj4 (zone à Humphriesianum, sous-zone à Blagdeni) ... 250

6. La séquence Bj5 (zones à Niortense et à Garantiana) ... 254

7. La Séquence Bj6 (zone à Parkinsoni) ... 260

8. Le passage au Bathonien ... 264

B. Géométrie 3D des séquences de dépôts – Cartes des isopaques ... 266 1. Préambule ... 266 2. Méthode de calcul ... 266 3. Résultats ... 270 4. Conclusions ... 284

C

HAPITRE

6 ...

285

D

...

1. Evénements géodynamiques enregistrés au Bajocien à l’échelle de la plaque .. 287

2. Calendrier séquentiel des déformations ... 291

B. Comparaison avec la série marno-calcaire du bassin subalpin ... 293

C. Comparaison du découpage séquentiel avec les autres régions ouest-européennes ... 295

D. Production des entroques ... 298

E. Signification des marnes du Bajocien supérieur ... 299

C

ONCLUSIONS

GENERALES

...

301

B

IBLIOGRAPHIE

...

307

T

...

321

T

...

329

A

1 - C

...

337

A

2 - F

...

363

A

3 - L

T

...

375

A

4 - T

...

381

INTRODUCTION

I

NTRODUCTION

A. Problématique ... 13 B. Cadre géographique de l’étude ... 14

INTRODUCTION

I

NTRODUCTION

A. Problématique

Le rôle de la tectonique et/ou de l’eustatisme dans le contrôle de l’enregistrement sédimentaire, à des échelles différentes, est unanimement admis par la communauté scientifique. Au cours du siècle dernier, l’un ou l’autre de ces facteurs a été privilégié.

Plusieurs ordres de séquences se superposent dans le signal stratigraphique, et traduisent des fréquences différentes de variation du niveau marin relatif.

Pour les basses fréquences (10 à 40 Ma), le signal stratigraphique est non cyclique, et les séquences de dépôt enregistrent les variations de la subsidence, en relation avec des phénomènes tectoniques globaux (VAIL et al., 1991; GUILLOCHEAU, 1995).

Pour les hautes fréquences (périodes de 20, 100 et 400 ka), la combinaison des différents paramètres orbitaux de la Terre, permet d’expliquer l’enregistrement de ces séquences cycliques et périodiques. Ils traduiraient des variations glacio-eustatiques et les cycles orbitaux (MÖRNER,

1976; BERGER, 1982; FISCHER, 1991; GUILLOCHEAU, 1995).

Pour les séquences de moyenne fréquence, de durée comprise entre 0.5 et 3 Ma, cycliques mais non périodiques (GUILLOCHEAU, 1995), les avis sont plus partagés quant à leur origine. Est-ce

la tectonique (CLOETHING, 1988; FERRY, 1991; UNDERHILL et PARTINGTON, 1993a; BURGESS et GURNIS,

1995; ROBIN, 1997), l’eustatisme (HAQ et al., 1987; VAIL et al., 1987; HALLAM, 1988; SARG, 1988) ou

alors les deux, qui déterminent leur enregistrement ?

A partir de la fin des années soixante-dix, l’arrivée de la stratigraphie sismique a fait pencher la balance vers le facteur eustatique, du fait de la possible corrélation à l’échelle mondiale des discontinuités sédimentaires (VAIL et al., 1977; HAQ et al., 1987; VAIL et al., 1987; HALLAM, 1988;

SARG, 1988).

Depuis plusieurs années, les progrès réalisés en stratigraphie séquentielle ont permis de montrer l’importance du facteur tectonique sur les séquences de 3e _{ordre (CLOETHING, 1988; FERRY,}

1991; UNDERHILL et PARTINGTON, 1993b; BURGESS et GURNIS, 1995; WILLIS, 2000; YOSHIDA, 2000).

Tout au long de son histoire, le Bassin de Paris fut le siège de déformations lithosphériques de moyennes et grandes longueurs d’ondes affectant l’organisation et la répartition des dépôts (ROBIN, 1997; GUILLOCHEAU et al., 1999; GUILLOCHEAU et al., 2000).

Le propos de ce travail est donc d’essayer de faire la part de la tectonique et de l’eustatisme dans la mise en place des séquences de moyenne fréquence. Pour ce faire, il est nécessaire de vérifier la continuité latérale des séquences sur la plus grande distance possible, afin de s’affranchir de la tectonique locale, susceptible de perturber le signal.

Notre choix s’est porté sur le Bajocien de l’Est de la France, car il se caractérise (1) par une abondance et variété de faciès calcarénitiques, permettant une analyse sédimentologique en terme de faciès de dépôt, comme dans les séries silicoclastiques, et (2) par une relativement bonne abondance en ammonites, contrairement à beaucoup d’autres formations carbonatées de plate-forme.

Le Bajocien s’inscrit dans un contexte géodynamique instable où les contraintes aux limites de plaques sont importantes (DURLET, 1996; JACQUIN et al., 1998). Il apparaît donc comme étant un

intervalle de temps adéquat pour la discrimination, à l’aide de modèles 2D puis 3D, du rôle de chaque facteur (tectonique ou eustatique) sur le contrôle des séquences de 3e _ordre.

INTRODUCTION

Premièrement, analyser correctement l’enchaînement vertical et latéral des faciès, nécessite une référence à un ou plusieurs modèles de dépôts, adaptés au cas étudié. Au cours du Bajocien, se succèdent des faciès à dominante calcarénitique (entroques, bioclastes ou oolithes), à dominante boueuse (calcaires plus ou moins argileux), ou bioconstruits (madréporaires).

Pour interpréter certaines structures de dépôt, mimant les structures de marée, mais soumises en réalité à la houle, il a fallu compléter la documentation sédimentologique, disponible dans la littérature, par des observations dans les environnements actuels, et dans d’autres contextes stratigraphiques. Ce travail sédimentologique a été étoffé par l’observation systématique de la géométrie des corps sédimentaires, en falaises ou le long de fronts de taille, et complété par des observations plus ponctuelles et fines (étude du microfaciès et des processus diagénétiques).

Deuxièmement, à l’échelle régionale, cette étude s’attache à préciser le cadre séquentiel du Bajocien sur plusieurs plates-formes (Jura, Bourgogne, Lorraine), dans le but de voir s’il existe un synchronisme ou non, des séquences de dépôt individualisées pour chaque secteur.

Il convient pour cela, à partir d’observations inédites de terrain et d’observations reprises de la bibliographie, de construire des transects allant des Ardennes aux Monts d’Or du Lyonnais, intégrant les données pétrolières de la Bresse et du Bassin de Paris, couvrant une superficie de plus de 137.000 km². Ainsi il sera possible de préciser la nature des lacunes sédimentaires rencontrées sur les secteurs peu subsidents tels que la Bourgogne.

Enfin, la réalisation de modèles 3D vise à identifier et à suivre les déformations tectoniques ou les déplacements des aires de préservation au cours du temps. Cette démarche a pour objectif de chercher à comprendre leur origine et de voir s’il existe une relation de cause à effet avec l’enregistrement des séquences de dépôts définies.

B. Cadre géographique de l’étude

93 coupes réparties sur plus de 67 200 km², de la région lyonnaise aux Ardennes, ont été étudiées. 89 puits, répartis dans le quart Nord-Est du Bassin de Paris et dans la Bresse complètent les données d’affleurements. Par commodité de présentation, l’aire d’investigation est découpée en 6 secteurs géographiques (Figure 0.1).

Le premier secteur correspond au Jura s.l., c’est à dire à une zone qui s’étend depuis le Jura tabulaire (Ile Crémieu) au Sud, jusqu’aux plateaux de la Haute-Saône au Nord, en passant par la Haute Chaîne et les collines pré-jurassiennes. Les dépôts bajociens affleurent largement soit en falaise, soit le long des routes et offrent souvent une série complète, principalement dans le Revermont et le Vignoble, c’est à dire sur le rebord occidental de la chaîne jurassienne.

e second secteur, situé sur la bordure Est du Massif Central, va de l’éperon lyonnais au Sud, jusqu’à la Côte chalonnaise, en passant par la Côte mâconnaise et les Monts du Tournugeois. Le nombre de coupes, présentant une série bajocienne complète y est réduit. Elles sont situées principalement dans le Mâconnais, aux environs de Mâcon dans des carrières en activité ou abandonnées, mais aussi sur les éperons rocheux formant les roches de Solutré et de Vergisson. Au Nord, les affleurements deviennent plus rares et présentent une série souvent incomplète.

La Bourgogne, constitue le troisième secteur géographique de cette étude. Les coupes sont réparties sur le Seuil de Bourgogne, principalement dans l’Auxois, l’Avallonnais et sur la partie Sud du Plateau de Langres. Bien que la superficie des dépôts bajociens affleurants soit importante, rares sont les coupes de bonnes qualités. Les observations réalisées en Bourgogne ont été complétées par des données inédites récoltées récemment dans le Nivernais (BARBIN,

INTRODUCTION

INTRODUCTION

Le quatrième secteur géographique correspond à la Lorraine méridionale. Il s’agit de la partie Sud de la bordure orientale du Bassin de Paris, allant du Plateau de Langres jusqu’à la région nancéenne. Cantonnés au sommet de la cuesta et souvent recouverts d’une épaisse végétation, les affleurements bajociens ne livrent pas de grandes coupes utilisables pour cette synthèse. L’essentiel des observations a été pratiqué aux abords de Neufchâteau, le long de routes ou dans de grandes carrières en exploitation pour le concassage, mais aussi dans les environs de Nancy.

Entre Nancy et Longwy, la Lorraine septentrionale présente plusieurs coupes relativement bien réparties le long d’un transect orienté Sud-Nord. Néanmoins, l’observation de la base, ainsi que le sommet de la série reste difficile dans la plupart des coupes.

Enfin, la terminaison ardenno-axonnaise des dépôts bajociens du Bassin de Paris termine l’investigation de terrain. Ce sixième secteur, où les affleurements sont rares (couvert végétal important) et de mauvaise qualité (altération télogénétique importante), se limite à une seule coupe en carrière souterraine. Des observations fragmentaires et un forage pétrolier complètent ces maigres données.

ETAT DES CONNAISSANCES STRATIGRAPHIQUES

C

HAPITRE

1

E

...

A. Jura ... 19

1. Formations attribuées au Bajocien inférieur ... 19

2. Formations attribuées au Bajocien supérieur ... 20

3. Particularité de la bordure orientale du Jura ... 22

B. Mâconnais – Tournugeois ... 22

1. Formations attribuées au Bajocien inférieur ... 22

2. Formations attribuées au Bajocien supérieur ... 23

C. Bourgogne ... 23

1. Seuil de Bourgogne ... 23

2. Avallonais ... 26

3. Nivernais ... 26

D. Lorraine ... 27

1. Formations attribuées au Bajocien inférieur ... 27

2. Formations attribuées au Bajocien supérieur ... 28

E. Ardennes ... 29

1. Formations attribuées au Bajocien inférieur ... 29

ETAT DES CONNAISSANCES STRATIGRAPHIQUES

C

HAPITRE

1

E

Avant d’entreprendre la description faciologique et séquentielle des coupes, voici un « état des lieux » stratigraphique tiré de la littérature. Il donne les noms des formations et les éléments de datation biostratigraphiques. Les datations se réfèrent à la biozonation standard des ammonites pour les régions téthysiennes, proposée par RIOULT et al. (1997).

A. Jura

Les dépôts bajociens sont extrêmement variables d’un point à l’autre du Jura et le passage de l’Aalénien au Bajocien pose encore beaucoup de problèmes par le manque d’ammonites.

Les dépôts aaléniens peuvent être épais (ROUSSELLE, 1997) ou alors réduits à de simples

flaques condensées (ELMI, 1960; ELMI et al., 1962). Le passage avec le Bajocien peut être progressif,

comme par exemple dans les Mont d’Or lyonnais, soit être net, par l’intermédiaire d’une surface, comme sur l’essentiel du Jura.

Tout le long du Jura, le Bajocien se décompose en de multiples formations ou membres d’extension latérale souvent réduite. La figure 1.1 résume les nombreuses formations reconnues par CONTINI (1970) et MANGOLD (1984); elle traduit bien la complexité des variations latérales de

faciès, réelles ou supposées. Les principales formations sont les suivantes, simplifiées par des abréviations proposées par FERRY et MANGOLD (1995) :

1. Formations attribuées au Bajocien inférieur

- les « Calcaires à entroques inférieurs » ou CEI

Cinq unités (E1 à E5), inégalement réparties dans l’espace, composent cette formation calcarénitique. Elles ont été définies dans le Jura méridional par FERRY et MANGOLD (1995), et semblent

pouvoir s’appliquer presque à l’ensemble du Jura. Cette formation présente une organisation faciologique complexe entrecoupée de surfaces de discontinuité. Les différentes unités (E1 à E5) sont datées en plusieurs lieux, du Bajocien inférieur, compris entre la zone à Discites et la zone à Propinquans (CONTINI, 1970).

Figure 1.1: Distribution stratigraphique et passage latéral de faciès du Bajocien dans le Jura. D’après CONTINI (1970) et MANGOLD (1984) modifié.

CHAPITRE 1

- les « Calcaires à polypiers inférieurs » ou P1

Cette formation est exclusivement reconnue dans le Jura méridional mais semble assez continue d’Ouest en Est (MANGOLD, 1984). Elle disparaît en direction du Sud vers l’Ile Crémieu,

tandis qu’en direction du Nord, sa trace est perdue dans le Revermont (CONTINI, 1970). Son épaisseur

et ses faciès sont extrêmement variables. Aucune ammonite n’a été trouvée dans cette formation. Par encadrement, elle est attribuée à la zone à Propinquans, sous-zone à Patella.

- les « Calcaires à entroques moyens » ou CEM

Cette formation se distingue des CEI par son faciès plus grossier (aspect « petit granite ») et par sa richesse en petites huîtres (Ostrea obscura). Comme pour la formation P1, son extension est limitée au Jura méridional et aucun marqueur biostratigraphique fiable n’a permis de la dater.

- les « Calcaires à polypiers supérieurs » ou P2

Nettement plus constant que la formation P1, ce niveau à madréporaires se retrouve sur tout le Jura, sous différentes dénominations telles que « Calcaires à polypiers de Conliege et à silex » ou « Calcaires à polypiers de Frotey ».

A partir du Vignoble et jusqu’en Haute-Saône, la formation P2 devient partiellement calcarénitique et se scinde en deux unités (CONTINI, 1970). Il s’agit des « Calcaires spathiques

moyens » subdivisés en « Calcaires de Saint-Maur », et en « Calcaires de Crançot » ou bien vers Vesoul, des « Calcaires oolithiques de Dampvalley ». Dans les collines préjurassiennes, la série est terminée par les « Calcaires compacts de Courchaton » à faciès sub-lithographiques.

Les faciès à madréporaires sont datés dans le Revermont et dans le Vignoble, de la zone à Humphriesianum, sous-zone à Humphriesianum (PELLETIER, 1960; CONTINI, 1970) et leur partie

supérieure, de la sous-zone à Blagdeni (PELLETIER, 1960). Les ammonites récoltées autrefois, ont

été révisées par MANGOLD (FERRY et MANGOLD, 1995).

Dans tout les cas, le toit de la formation P2 s.l. (formation à madréporaires et ses équivalents latéraux), est scellée par une surface perforée ou érosive, facilement identifiable sur tout le Jura, marquant la fin du Bajocien inférieur.

2. Formations attribuées au Bajocien supérieur

Le Bajocien supérieur se différencie du Bajocien inférieur par une hétérogénéité plus marquée des faciès (Figure 1.1), des calcaires à petites huîtres à la base, jusqu’à l’oolithe qui termine l’étage.

- les « Calcaires à petites huîtres » ou CPH

Reconnue unanimement dans le Jura méridional, cette formation renferme une variété de faciès allant de véritables lumachelles à Ostrea acuminata, à des calcarénites fines ou grossières à coquilles brisées, ou bien à des niveaux argileux équivalents moins profonds des marnes à O.

acuminata de la Haute Chaîne. Entre le faisceau lédonien et l’arc bisontin, ils évoluent en

marno-calcaires riches en débris de petites huîtres (« Marnes de Courbouzon »), parfois accompagnés par des oncoïdes de nubéculaires. La formation CPH sont datés en divers endroits, de la zone à Niotense, sous-zone à Polygyralis (MANGOLD et LATHUILIÈRE, 1979) dans le Bas-Bugey et de la

sous-zone à Baculata au Sud de Besançon (THEOBALD et BOURQUIN, 1957). A partir de la région bisontine,

et en direction du Nord, ces niveaux sont rarement observés et ont conduit les anciens auteurs à supposer de leur absence (CONTINI, 1970).

- l’« Oolithe inférieure » ou O1

Il s’agit de calcaires oolithiques souvent mélangés à du matériel bioclastique (lamellibranches, entroques) pouvant évoluer vers des calcaires à entroques dans le Bas-Bugey. Au Sud de l’Arc bisontin, la masse oolithique est remplacée par une quinzaine de mètres d’épaisseur de « Calcaires spathiques supérieurs de Courbouzon » (GIRARDOT, 1896). Comme pour l’« Oolithe

ETAT DES CONNAISSANCES STRATIGRAPHIQUES dans ces niveaux. Cependant, étant encadrés en dessous par les niveaux à petites huîtres datés de la zone à Niortense et au-dessus par les marnes de la zone à Parkinsoni, O1 est rattaché à la zone à Garantiana (CONTINI, 1970; FERRY et MANGOLD, 1995).

- les « Marnes à Acris » ou « Niveau interoolithique » ou NIO

Il s’agit d’un niveau marneux, riche en ammonites, rencontré sous différents faciès tout le long du Jura : « Niveau interoolithique » dans le Jura Méridional, « Marnes à Ostrea acuminata » dans le Revermont, « Marnes de Plasne » dans le faisceau lédonien, ou bien « Marnes vésuliennes » dans la Haute-Saône. Dans tous les cas, les « Marnes à Acris » reposent sur une surface perforée et sont datées avec précision de la zone à Parkinsoni, sous-zone à Acris (RICHE,

1893; CONTINI, 1970).

- l’« Oolithe supérieure » ou « Grande Oolithe » ou O2

Son épaisseur oscille entre 30 et 50 m mais peut localement dépasser les 70 mètres. Dans le Jura méridional, elle correspond à la seconde masse oolithique (O2) séparée de la première par le « Niveau interoolithique ». La « Grande Oolithe » est datée de la zone à Parkinsoni, sous-zone à Densicosta et sous-sous-zone à Bomfordi mais les ammonites récoltées dans ces niveaux sont rares. En fait, les datations reposent sur l’encadrement de cette masse entre les « Marnes à Acris » et un niveau riche en térébratules du Bathonien inférieur (sous-zone à Convergens) (CONTINI,

Figure 1.2: Distribution stratigraphique et passage latéral de faciès du Bajocien entre le Jura externe et la Haute Chaîne.

CHAPITRE 1

1970). Le toit de la « Grande Oolithe », fréquemment perforé, tranche avec les faciès sus-jacents, généralement plus profond sur l’ensemble du Jura et qui marquent le passage au Bathonien.

3. Particularité de la bordure orientale du Jura

Sur la bordure orientale du Jura ou Haute-Chaîne (Figure 1.2), les faciès sont généralement plus profonds et il est difficile de retrouver les mêmes formations. Le Bajocien inférieur présente des dépôts souvent plus marneux et plus épais que ceux rencontrés sur la bordure occidentale. Néanmoins, les subdivisions retenues ci-dessus restent valables pour le Bajocien inférieur. Le Bajocien supérieur se compose quant à lui, de marnes et de calcaires argileux riches en ammonites. Ce sont les « Calcaires argilo-terreux » (MANGOLD, 1984), les « Marnes de la Queue

de Cheval », les « Calcaires argileux et grenus », les « Calcaires argileux à pâte fine », les « Calcaires de Saint Romain » ou les « Marnes de Champfromier » (CONTINI, 1970). Toutes ces formations à caractère plus

ou moins local sont bien datées. Elles ont livrées des ammonites allant de la zone à Niortense (ROCHÉ, 1924)

à la zone à Parkinsoni, sous-zone à Bomfordi (CONTINI,

1970).

B. Mâconnais – Tournugeois

Les dépôts bajociens des Monts du Mâconnais et du Tournugeois, sont subdivisés en cinq formations (Figure 1.3) :

1. Formations attribuées au Bajocien inférieur

- les « Calcaires à entroques »

Il s’agit de niveaux très compacts, formant les escarpements au-dessus des marnes liasiques. Ils s’organisent généralement en deux barres, séparées par un niveau marneux et dont l’épaisseur totale ne dépasse pas les 40 mètres. La formation des « Calcaires à entroques » débute avec la dernière zone de l’Aalénien supérieur et se termine avec la zone à Humphriesianum. (BARUSSEAU, 1967). Vers la

Bourgogne, il semble que la sédimentation à entroques soit plus tardive avec une masse calcarénitique moins épaisse et datée de la sous-zone à Discites (TINTANT,

1963). Le toit de la plupart des bancs de cette formation est perforé.

- les « Calcaires à polypiers »

Figure 1.3: Distribution stratigraphique et variations de faciès du Bajocien des Monts d’Or Lyonnais à Dijon. D’après THIERRY

ETAT DES CONNAISSANCES STRATIGRAPHIQUES Il s’agit de calcaires blancs, très cristallins, formant de véritables lentilles récifales. Vers le Nord, les « Calcaires à polypiers » se réduisent et les lentilles récifales s’intercalent dans des calcaires à entroques tandis qu’au Sud, les madréporaires s’organisent en édifices bioconstruits. Localement, les « Calcaires à polypiers » passent à un calcaire à brachiopodes silicifiés (ALMÉRAS,

1970).

Sans preuve paléontologique, la formation des « Calcaires à polypiers » est datée de la zone à Humphriesianum par encadrement. La zone à Blagdeni absente dans le Mâconnais méridional est localement reconnu dans le Nord du Mâconnais, dans un calcaire jaune marno-sableux (BARUSSEAU, 1967). Le sommet des « Calcaires à polypiers » est marqué par une surface

perforée et oxydée, souvent riche en rostres de bélemnites.

2. Formations attribuées au Bajocien supérieur

Le Bajocien supérieur correspond à une sédimentation plus argileuse qui se traduit sur le terrain par des zones déprimées difficilement affleurantes. Néanmoins, il est possible de distinguer :

- les « Calcaires jaunes à silex branchus »

Peu décrits dans la littérature, il s’agit de calcaires jaunes, fissiles, à silex branchus. Ces calcaires sont datés de la zone à Niortense (BARUSSEAU, 1967).

- les « Calcaires blancs à Garantiana »

Il s’agit de calcaires plus blancs, assez friables datés de la zone à Garantiana surmontés par un calcaire très cristallisé à quelques entroques, formant une petite crête exploitée en carrière. Dans le Tournugeois, ils passent à des calcaires durs (le faciès bicolore à fossiles silicifiés), constitué de coquilles brisées et silicifiées, connu également sous le nom du « Calcaire à Trigonia

costata » (BERTHAUD, 1869).

- les « Marno-calcaires jaunâtres »

Ils forment une deuxième zone déprimée et cultivée. Peu décrits, ces marno-calcaires se terminent par un calcaire à oolithes ferrugineuses correspondant à la « couche de Pouilly » (BERTHAUD, 1869). Cette couche renferme de nombreux fossiles de la zone à Parkinsoni (MOUTERDE,

1953; BARUSSEAU, 1967).

Dans le Tournugeois, ces calcaires marneux s’enrichissent en Ostrea acuminata partiellement silicifiées et en quartz détritique. Selon BARUSSEAU, l’alternance de bancs calcaires et

argileux qui constitue la base de la série appartiendrait à la zone à Garantiana, tandis que les faciès plus argileux de la partie supérieure seraient datés de la zone à Parkinsoni.

Au-dessus, la série se poursuit par des marno-calcaires à Perisphinctes arbustigerus du Bathonien, puis par des calcaires oolithiques.

C. Bourgogne

1. Seuil de Bourgogne

Les dépôts bajociens du Seuil de Bourgogne sont principalement représentés par une formation complexe : la formation des « Calcaires à entroques » qui affleure très largement et dont l’épaisseur varie de 30 à 60 mètres. Les « calcaires à entroques » forment une masse calcaire ou « lithocline bajocienne » (PURSER, 1975) séparée par deux niveaux marneux qui sont

respectivement : les marnes du Toarcien à la base et les marnes à Acuminata du Bajocien supérieur au sommet. La rapidité des changements de faciès et la complexité de leur empilement ont conduit à une subdivision des « Calcaires à entroques » en membres d’extension souvent locale. C’est

CHAPITRE 1

dans la région de l’Auxois que sont définis les membres les plus fréquemment rencontrés (COLLENOT, 1873;

DAULIN, 1969). THIERRY (1980), DURLET (1996) puis DURLET

et THIERRY (2000) en ont fait la synthèse qui est résumée

ici (Figures 1.4 et 1.5) :

1.1 Formations attribuées au Bajocien inférieur

- les « Calcaires variés »

Sous cette dénomination sont regroupés des faciès calcaires variés souvent lenticulaires, reposant directement sur les marnes du Toarcien. La base est composée de calcaires détritiques, localement conglomératiques, surmontés par des calcaires grainstones à litages obliques ou intensément bioturbés. Le sommet est souvent matérialisé par une surface perforée sub-horizontale. Ils sont datés de l’Aalénien moyen et probablement du Bajocien basal (zone à Discites) (THIERRY et al., 1997; DURLET et THIERRY, 2000).

- le « Calcaire marbre »

Il s’agit d’un calcaire micritique à joints argileux, renfermant de petites colonies de madréporaires associées à des bioclastes variés. Il s’agit du niveau à polypiers P1 de DURLET et THIERRY (2000). Le toit de ce

membre présente une surface perforée. De part sa position stratigraphique et son faciès, THIERRY et al.

(1997) le font correspondre à la « Zone du Calcaire marbre » de COLLENOT (1873) datée de la zone à

Propinquans par JACQUIN (1985). Cependant, DURLET et THIERRY (2000) rattachent le niveau à polypiers

P1, vraisemblablement à la zone à Discites.

- les « Calcaires à entroques s.str. »

Ce membre se caractérise par une forte proportion d’entroques (plus de 90%). Il peut atteindre une puissance d’environ 20 à 40 mètres (DAULIN, 1969; THIERRY et al., 1997). Abondamment

exploités pour la pierre de construction, ces calcaires sont fréquemment observés en carrières laissant supposer une extension régionale. Il n’en est rien, car dans de nombreux sites, les entroques sont absentes. Les encrinites peuvent ainsi passer latéralement à des bioconstructions récifales (niveau à polypiers P2 sensu DURLET et THIERRY, 2000). Le membre des « calcaires à

entroques s.s. » de part sa position stratigraphique (toujours situé sous des couches ayant livré des ammonites de la zone à Humphriesianum) est considéré comme l’équivalent des « calcaires à entroques de Vesoul » clairement datés par CONTINI (1970) de la zone à Propinquans.

- les « Calcaires à polypiers s.l. »

Reposant toujours sur les « calcaires à entroques s.str. », ce membre est largement répandu sur le Seuil de Bourgogne, bien que de nombreuses bioconstructions aient existé tout au long du Bajocien inférieur (COULON, 1979). Sa répartition semble assez homogène entre Dijon et

Montbard. Ailleurs, il n’est pas rare de trouver des édifices coralliens çà et là mais leur contemporanéité reste à démontrer. En volume, les « calcaires à polypiers s.l. » représentent une part importante de la formation des « calcaires à entroques s.str. ». Localement ce membre est terminé par une surface perforée. Il est daté de la zone à Humphriesianum, sous-zone à Humphriesianum (DURLET et LOREAU, 1996).

Figure 1.4: Lithostratigraphie de l’intervalle Toarcien supérieur - Bajocien supérieur sur le Seuil de Bourgogne. D’après DURLET et

ETAT DES CONNAISSANCES STRATIGRAPHIQUES

- les « Calcaires à nubéculaires »

Ils tirent leur nom de foraminifères agglutinants (Nubecularia reicheli), encroûtant les bioclastes au point de former des oncoïdes de nubéculaires de plusieurs millimètres de diamètre. Ceux-ci ont été décrits pour la première fois par RAT (1953, 1966) et forment plus de 70%

des grains. Les « calcaires à nubéculaires » marquent généralement la fin du Bajocien inférieur, mais il est possible de les trouver plus bas dans la série, en passage latéral avec des bioconstructions coralliennes. Dans ce cas, la proportion en nubéculaires est plus faible. Le membre des « calcaires à nubéculaires » regroupe tous les faciès à nubéculaires situés au-dessus des « calcaires à polypiers ». Ils peuvent parfois présenter des intercalations oolithiques, microbioclastiques ou à madréporaires. Dans tous les cas, le sommet est marqué par une ou plusieurs surfaces perforées.

Ce membre est, contrairement aux autres bien daté par sa faune riche en ammonites de la zone à Humphriesianum, sous-zone à Blagdeni.

1.2 Formations attribuées au Bajocien supérieur

- les « Calcaires grumeleux »

Les « Calcaires grumeleux » marquent les derniers dépôts calcarénitiques du Bajocien. Il repose sur une surface de discontinuité dont l’extension géographique dépasse les frontières de la Bourgogne (CONTINI, 1970; PURSER, 1975).

Celle-ci est appelée « Discontinuité Vésulienne » par DURLET (1996) par référence à l’ancien étage

du Vésulien, autrefois défini dans la région de Vesoul et reposant sur cette discontinuité (CONTINI,

1968).

Le membre des « Calcaires grumeleux » est essentiellement localisé dans l’Auxois et dans la région de Dijon. Son épaisseur est faible (moins de 5 mètres) et sa répartition plutôt lenticulaire. Il s’agit de packstones à grainstones à gros oncoïdes de nubéculaires, intercalés avec

Figure 1.5: Distribution stratigraphique et variations de faciès du Bajocien de la Haute-Marne au Nivernais. D’après THIERRY (1980, modifié).

CHAPITRE 1

des bancs plus marneux. Riches en ammonites et brachiopodes, ces niveaux appartiennent au Bajocien supérieur, zone à Garantiana.

- la formation des « Marnes à Ostrea acuminata »

La formation des « Marnes à Ostrea acuminata » marque le retour d’une sédimentation essentiellement marneuse. Il s’agit d’une alternance de bancs calcaires noduleux et d’interbancs marneux noirâtres, riche en Praeexogyra acuminata, mais aussi en brachiopodes et Pholadomya

lyrata. Au sommet, des bancs plus massifs et compacts, montrent un changement progressif

des populations d’huîtres qui se traduit par une augmentation de la diversité (apparition de Catinula

knorrii) et par une diminution de la quantité de P. acuminata (DUMANOIS, 1982; PELLENARD et al.,

1998). THIERRY et al. (1997) différencient cet ensemble sous l’appellation de « couches de transition »

précédant la formation des « Calcaires de Sermizelles ».

L’abondante faune d’ammonites, récoltée en Bourgogne, permet de dater sans ambiguïté les « Marnes à acuminata » de la zone à Parkinsoni (DURLET, 1996; THIERRY et al., 1997; PELLENARD

et al., 1998).

- la formation des « Calcaires de Sermizelles »

Les « Calcaires de Sermizelles » (sensu PURSER 1975) se présentent en bancs

pluridécimétriques, compacts, de couleur jaunâtre claire, alternant avec des joints argileux. Ils sont connus dans la littérature sous les termes de « Calcaires blanc-jaunâtres » (BONNARD, 1825),

de « Calcaires blanc-jaunâtres inférieurs » (COLLENOT, 1873) ou encore de « Calcaires

hydrauliques » (TINTANT et JOLY, 1955; TINTANT, 1963). La macrofaune est très rare (essentiellement

Catinula knorrii). La base de la formation débute dans la zone à Parkinsoni, sous-zone à Densicosta

(PELLENARD et al., 1998) et se poursuit ensuite dans la sous-zone à Bomfordi mais son sommet

reste difficile à dater, allant probablement jusque dans la zone à Zigzag, sous-zone à Convergens du Bathonien inférieur (THIERRY et al., 1997).

2. Avallonais

Peu différents de ceux rencontrés sur le Seuil de Bourgogne, les dépôts du Bajocien inférieur sont cependant moins épais (Figure 1.5). Les « Calcaires à nubéculaires » peuvent être réduits à quelques mètres, alors que les « Calcaires grumeleux » sont totalement absents. Au-dessus de la Discontinuité Vésulienne, les « Marnes à O. acuminata » sont remplacées par des marnes et des calcaires argileux à oolithes ferrugineuses appelés « Couches à oolithes ferrugineuses » (PELLENARD et al., 1998). Ces dépôts extrêmement réduits (quelques dizaines de centimètres)

s’organisent en lentilles condensées et sont réputés pour leur richesse en ammonites. Selon les secteurs, ils débutent, soit dans la zone à Niortense (MOUTERDE, 1953), soit dans la zone à Garantiana,

mais l’essentiel des dépôts sont datés de la zone à Parkinsoni, sous-zone Acris et sous-zone à Densicosta (COLLOT, 1906; PÉRON, 1909; MOUTERDE, 1953; INGARGIOLA, 1981) et se terminent

peut-être la base du Bathonien (zone à Zigzag, sous-zone à Convergens) (THIERRY et al., 1983).

Contrairement au Seuil de Bourgogne, les « Calcaires de Sermizelles » débutent ici, à la base du Bathonien inférieur, zone à Zigzag, sous-zones à Convergens et Macrescens (THIERRY et al., 1983).

3. Nivernais

Les dépôts aaléno-bajociens du Nivernais ne comportent que trois formations (Figure 1.5). Au-dessus des marnes toarciennes, la formation des « Calcaires à entroques » d’épaisseur plus faible qu’en Bourgogne (1 à 10 mètres), renferme une forte proportion en oncoïdes de nubéculaires dans sa partie supérieure. Elle débute dans l’Aalénien supérieur et se termine généralement dans la base de la zone à Humphriesianum. Mais elle peut monter dans le Bajocien supérieur (zones à Niortense et Garantiana) (BARBIN, 2000).

ETAT DES CONNAISSANCES STRATIGRAPHIQUES Contrairement à la Bourgogne, le Bajocien supérieur est très condensé, représenté par de minces « flaques » (rarement plus de quelques dizaines de centimètres) de marnes et calcaires marneux à oolithes ferrugineuses intercalés entre les calcaires à entroques sous-jacents et les dépôts calcaréo-marneux du Bathonien (THIERRY

et al., 1980). Les niveaux à oolithes ferrugineuses

se répartissent de façon discontinue dans l’espace mais aussi dans le temps, depuis la zone à Propinquans, mais essentiellement dans le Bajocien supérieur, jusque dans le Bathonien inférieur, zone à Aurigerus (BARBIN, 2000).

Enfin, au-dessus, une alternance de marno-calcaires d’une trentaine de mètres d’épaisseur, constitue la formation des « Calcaires marneux » dont l’âge varie selon les endroits du Bajocien supérieur (zones à Garantiana et Parkinsoni) au Bathonien moyen (PERRAUDIN, 1971).

D. Lorraine

Les dépôts bajociens reposent sur le minerai de fer oolithique ou « Minette de Lorraine » du Toarcien supérieur - Aalénien. Selon les secteurs, de nombreuses dénominations ont été appliquées pour des dépôts qui sont en réalité similaires, rendant le découpage lithostratigraphique complexe. On peut suivre de la base au sommet (Figure 1.6) :

1. Formations attribuées au Bajocien inférieur

- la formation des « Marnes micacées » ou « Marnes de Charennes »

Il s’agit de marnes micacées, d’épaisseur variable, datées en partie de la zone à Discites et peut-être en partie de l’Aalénien supérieur. En direction de l’Ouest, elles se réduisent fortement pour disparaître aux alentours de Longuyon.

- la formation des « Calcaires sableux » ou « Calcaires d’Ottange » ou « Calcaires sableux de Haye »

Comme leurs noms l’indiquent, ces calcaires ont une consistance sableuse, due à la forte proportion de quartz détritique, mais aussi à leur

Figure 1.6: Distribution stratigraphique et variations de faciès du Bajocien de la Haute-Marne aux Ardennes, en passant par la Lorraine.

D’après LE ROUX (1980) modifié et MANGOLD et al.

CHAPITRE 1

altération à l’affleurement. Ils s’organisent en bancs ondulants, alternant avec des joints argilo-sableux, et sont parfois coquilliers, lumachelliques avec des passées d’oolithes ferrugineuses. Ils correspondent à l’ex-zone à Sowerbyi c’est à dire à la zone à Laeviuscula.

- la formation des « Calcaires à entroques » ou « Calcaires de Haut-Pont »

Avec les « Calcaires d’Ottange » ils atteignent une quarantaine de mètres d’épaisseur en Moselle. Le passage avec ces derniers s’effectue progressivement et il est souvent bien difficile de différentier les deux formations. Localement, des niveaux conglomératiques ferrugineux à lumachelles grossières marqueraient la limite entre les deux formations (MAUBEUGE, 1959). Ce

sont des calcaires à entroques relativement fins, recristallisés, d’aspect spathique et organisés en bancs centimétriques ondulants. Ils sont datés de la zone à Propinquans (LE ROUX et al., 1983).

Dans la région de Nancy, ils sont plus grossiers et piquetés de ponctuations rouille, d’où le nom de « Roche rouge » qui leur est parfois attribué. Ils évoluent ensuite verticalement en une formation lenticulaire : l’« Oolithe blanche à Clypeus angustiporus ».

- la formation des « Calcaires à polypiers inférieurs »

Epais d’environ 30 à 45 mètres, ces calcaires construits s’organisent en petits biohermes plurimétriques et renferment selon les secteurs des passées gréseuses, des faciès bioclastiques ou des calcaires sublithographiques. Par comparaison avec les régions voisines, les « Calcaires à polypiers inférieurs » sont rattachés à la zone à Humphriesianum, probablement sous-zone à Humphriesianum.

- la formation des « Calcaires à Echinotis »

Ce sont des calcaires à entroques épais d’une quinzaine de mètres se terminant vers l’Est par un niveau coquillier à Pseudomonotis, scellé par une surface perforée. Les « Calcaires à

Echinotis » peuvent localement disparaître au profit de cette même surface perforée. Leur âge

n’est pas précisé mais par encadrement, ils sont rattachés à la sous-zone à Humphriesianum.

- la formation des « Calcaires à polypiers supérieurs » et ses faciès latéraux

Il s’agit d’une masse calcarénitique sous faciès variés (oolithes et bioclastes) à récifs coralliens et interrompue par des passées marneuses irrégulières à ammonites.

A la base, un niveau marneux ou « Marnes d’Audun-le-Tiche » renfermant de nombreuses

Dorsetensia est décrit au Nord-Ouest de Longwy (MAUBEUGE, 1959), tandis que vers le Sud, il est

supposé passer latéralement à l’« Oolithe Cannabine » (MALARTRE et al., 1999). Ces niveaux ont

été datés de la zone à Humphriesianum, sous-zone à Blagdeni (CASTAING et GEISLER, 1972).

Plus au Sud, dans la région de Briey, ils sont remplacés par des calcaires à chailles décrit sous le nom de « Calcaires siliceux de l’Orne » (MAUBEUGE, 1953).

2. Formations attribuées au Bajocien supérieur

- les « Marnes de Longwy »

Ce sont en réalité des marno-calcaires et des calcaires cristallins à lumachelles d’Ostrea

acuminata, de lamellibranches et de brachiopodes, reposant sur une surface de discontinuité

d’extension régionale. Leur épaisseur est variable d’un point à l’autre de la Lorraine, allant de quelques mètres à une quinzaine de mètres. La découverte de plusieurs ammonites, les date de la zone à Niortense. Comme pour les « Calcaires à polypiers supérieurs », les « Marnes de Longwy » disparaissent dans la région de Briey au profit des « Calcaires siliceux de l’Orne ».

ETAT DES CONNAISSANCES STRATIGRAPHIQUES

- la formation de l’« Oolithe de Jaumont » ou « Bâlin » ou « Oolithe miliaire inférieure »

Epaisse d’une vingtaine de mètres, cette formation oolithique renferme de nombreuses stratifications entrecroisées. Il s’agit d’un calcaire le plus souvent oolithique mais qui peut par endroit s’enrichir en coquilles de bivalves à alvéoles de dissolution millimétriques. Le toit de la formation est terminé par une surface perforée. Les ammonites sont rarissimes dans toute la Lorraine. Seul un Strenoceras de la zone à Niortense est cité (MAUBEUGE, 1969).

- le « Niveau des Clapes » et les « Marnes de Gravelotte »

Le « Niveau des Clapes » est constitué de marno-calcaires à passées argileuses, riches en oolithes et oncoïdes. Son épaisseur varie de quelques mètres à l’Ouest jusqu’à environ 30 mètres au Sud de la vallée de l’Orne. Très fossilifère, il renferme des ammonites de la zone à Parkinsoni, sous-zone à Acris. Vers le Sud-Est, il passe aux « Marnes de Gravelotte » parfois oolithiques, mais surtout coquillières, qui font la transition avec l’« Oolithe à Clypeus ploti » de la région nancéenne.

- la formation de l’« Oolithe de Doncourt » ou « Oolithe miliaire supérieure » et des « Marnes du Jarnisy »

Le Bajocien supérieur se termine avec une nouvelle masse oolithique à stratifications entrecroisées d’une quinzaine de mètres d’épaisseur. Elle est couronnée par une surface perforée couverte d’huîtres. Ce calcaire jaunâtre est riche en coquilles et proto-oolithes. La distinction avec l’« Oolithe de Jaumont » est extrêmement délicate, tellement les faciès sont proches. Dans la région de Briey, cette masse oolithique se réduit et regroupe des formations locales telles que l’« Oolithe de Norroy-le-Sec », l’« Oolithe de Vionville » ou les « Calcaires cannabins de Gravelotte ». Il s’agit en réalité de calcaires à oolithes et à oncoïdes de nubéculaires très grossiers. Dans le secteur de Nancy, l’« Oolithe à Clypeus ploti » passe progressivement sur la verticale, à l’« Oolithe miliaire supérieure ». Dans cette oolithe, les ammonites sont rares et seule la région de Toul a livré des spécimens permettant de la dater de la zone à Parkinsoni (GARDET, 1943).

A nouveau, la région de Briey se singularise par des dépôts marneux épais d’une vingtaine de mètres : les « Marnes du Jarnisy ». Elles remplaçent les faciès oolithiques présentés ci-dessus. Cette formation, surmontée par les « Caillasse à Anabacia » du Bathonien inférieur, est attribuée à la fin du Bajocien supérieur sans preuve paléontologique.

E. Ardennes

Les affleurements de Bajocien sont limités à la côte longeant la Meuse. La série (Figure 1.6), simple et peu épaisse, est constituée de bas en haut par :

1. Formations attribuées au Bajocien inférieur

- la formation des « Calcaires gréseux »

Le Bajocien débute au-dessus des marnes du Lias, par un conglomérat à oolithes ferrugineuses et galets remaniant du Toarcien et du Domérien inférieur (BONTE, 1941) marquant la

transgression bajocienne. Il est surmonté au maximum par 30 mètres de grés, passant rapidement à des calcaires gréseux.

Les « Calcaires gréseux » sont datés de la zone à Propinquans, cependant à l’Est de Charleville-Mézières, la découverte de Sonninia cf sowerbyi dans le conglomérat de base témoigne d’un diachronisme des dépôts.

- la formation des « Calcaires à débris »

Les « Calcaires à débris », épais d’une quarantaine de mètres, correspondent à un calcaire tendre, poreux, à microdébris d’organismes variés pouvant évoluer en véritables calcaires à entroques. Vers son sommet, se développe un horizon à madréporaires ou « Niveau à polypiers » (BONTE, 1941). Ce dernier est peu fréquent et ne semble pas constituer une formation à part

CHAPITRE 1

entière. Au-dessus, il est possible de rencontrer des dalles brunâtres de lumachelles à Ostrea

acuminata interrompues par plusieurs surfaces perforées.

Au sein de cette seconde masse calcarénitique, les quelques ammonites récoltées, déterminent la zone à Humphriesianum, sous-zones à Humphriesianum et à Blagdeni (HATRIVAL,

1973; BLONDEAU, 1982).

Les « Calcaires à débris » sont connus dans les Ardennes sous le nom de « Pierre de Dom », utilisée abondamment pour la pierre de construction (FRONTEAU, 2000).

2. Formations attribuées au Bajocien supérieur

- la formation des « Marnes et calcaires marneux à Ostrea acuminata »

Cette formation a une épaisseur variable de quelques mètres à une vingtaine de mètres. Elle repose sur une surface perforée et encroûtée par de grandes huîtres marquant la limite Bajocien inférieur – Bajocien supérieur. Le Bajocien supérieur débute par quelques bancs de calcaires lumachelliques rougeâtres à Ostrea acuminata et Avicula echinata, surmontés par des marnes grises et des calcaires marneux à O. acuminata. Les « Marnes et calcaires marneux à O.

acuminata » seraient terminés par une surface perforée puis érodée (PIETTE, 1855). Les marnes,

extrêmement fossilifères, contiennent surtout à leur sommet une grande quantité de Pholadomyes. Les « Marnes à O acuminata » ont été datées de la zone à Garantiana.

Au-dessus, les calcaires granulaires de l’« Oolithe miliaire » seraient d’âge bathonien inférieur (PIETTE, 1855), mais aucune faune caractéristique, susceptible de dater précisément ces niveaux,

n’a été récoltée. Seuls les calcaires crayeux sus-jacents de la « Formation de Chémery » sont datés du Bathonien moyen à supérieur (THIRY-BASTIEN et al., 2000). Il semble donc exister dans les

Ardennes, une lacune sédimentaire au passage Bajocien – Bathonien. D’après les corrélations établies entre les Ardennes et la Lorraine, il semble que cette oolithe soit plutôt d’âge bajocien.

SÉDIMENTOLOGIE DE FACIÈS

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HAPITRE

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1. Faciès calcarénitiques ... 34 2. Faciès à madréporaires ... 47

SÉDIMENTOLOGIE DE FACIÈS

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A. Démarche méthodologique

La stratigraphie séquentielle s’appuie sur l’analyse des faciès de dépôt, en terme d’environnement et de profondeur. Elle vise à reconnaître les cassures de faciès au sein des séries, pour ensuite rechercher et comprendre leur signification dans les successions de faciès. Les surfaces à valeur autocyclique traduisent la dynamique propre du système de dépôt (divagation de courant, déplacement de corps sédimentaires, tempêtes, surface de ravinement tidale au sein d’un prisme de haut niveau,…), tandis que les surfaces à valeur allocyclique reflètent des phénomènes plus généraux, extérieurs au système de dépôt (climat, eustatisme ou tectonique). La principale difficulté, souvent résolue par les corrélations régionales, est de correctement interpréter ces surfaces.

La base de l’analyse séquentielle repose sur la sédimentologie de faciès qui permet d’identifier les variations de profondeurs dans les successions. Cette approche, principalement développée dans les dépôts silicoclastiques, s’applique particulièrement bien pour les dépôts côtiers du Bajocien. En effet, le matériel y est essentiellement granulaire (entroques, bioclastes ou oolithes), répondant et enregistrant les manifestations des agents hydrodynamiques, comme les sables détritiques.

En sédimentologie de faciès, il n’est pas possible de suivre une démarche typologique pour caractériser les environnements de dépôt, car les figures sédimentaires véritablement diagnostiques sont rares. Souvent c’est l’évolution verticale des faciès et l’environnement paléogéographique qui permettent paradoxalement de comprendre la signification de certaines figures de dépôt. Nous verrons de ce point de vue qu’il a été nécessaire au cours de ce travail, de reprendre l’interprétation de certaines stratifications entrecroisées jugées dues à la houle et non à la marée.

La démarche analytique est donc constamment récurrente, allant en permanence du détail au général et du général au détail. Il s’agit d’une démarche fondamentale, interprétative, avec tous les risques que cela présente.

Il est donc nécessaire de faire la part des éléments objectifs et de l’interprétation dans l’étude des séries.

Deux agents hydrodynamiques dominent dans ces environnements peu profonds : la marée et la houle (houle permanente, tempête). Les faciès observés sont alors susceptibles de présenter un assemblage de figures sédimentaires, permettant de les rattacher soit à une dynamique dominée par la marée, soit à une dynamique dominée par la houle.

L’interprétation des faciès boueux (calcaires fins, faciès à madréporaires, …), sans structures sédimentaires, est plus délicate. En effet, il faut déterminer s’il s’agit de faciès externes plus profonds ou plus internes protégés. Le microfaciès et le contenu biologique, deviennent alors la méthode d’étude principale, afin d’identifier les grains constitutifs de la roche, permettant la reconnaissance des milieux de dépôt. Ces grains (organiques ou inorganiques) sont influencés par des facteurs écologiques particuliers tel que la lumière, la température, la salinité, la turbidité, la bathymétrie et les courants marins (TUCKER et WRIGHT, 1990).

CHAPITRE 2

Figure 2.1: Situation de la coupe de Crémieu.

B. Descriptions, caractérisations et enchaînements des principales structures de

dépôt

Les observations de terrain ont montré qu’il existe durant le Bajocien deux grands ensembles de faciès : les dépôts calcarénitiques au sens large et les bioconstructions coralliennes.

1. Faciès calcarénitiques

Il est possible de distinguer, dans les calcarénites à entroques ou oolithiques, six faciès qui s’enchaînent de l’offshore supérieur distal jusqu’à la plate-forme tidale peu profonde. Cet enchaî-nement est mieux exprimé dans les demi-cycles régressifs des séquences de dépôt que dans les demi-cycles transgressifs.

Cet enchaînement peut être observé dans quelques séquences complètes qui serviront de référence.

1.1 Présentation d’une séquence régressive type

L’exemple choisi pour illustrer l’enchaînement des faciès calcarénitiques, est situé dans le Jura méridional, à la terminaison Nord de l’Ile Crémieu, sur la localité de Crémieu (Figure 2.1). La coupe est levée sous les remparts du château, le long de la route qui relie Crémieu à Dizimieu.

Les dépôts, d’âge Bajocien inférieur, se suivent en continu et déterminent une séquence régressive (Figure 2.2).

A la base, la séquence débute par 9 mètres de tempestites litées, séparées par de fins joints argileux, qui progressivement, sont recoupées par des surfaces ondulées de réactivation.

Au-dessus, les réactivations, de plus en plus fréquentes, donnent aux bancs un aspect ondulant. On parlera alors de tempestites litées proximales ou de HCS (Hummocky

cross-stratification) à grande longueur d’onde.

Dans un ensemble plus massif et plus grossier, les sillons d’oscillation de l’avant-plage prédominent et sont comblés par des structures de type HCS, dans un premier temps, en accrétion verticale, qui évoluent, dans un second temps, en accrétion latérale. On parlera dans ce dernier cas, de HCS en accrétion latérale ou de sigmoïdes de houle. Ce sont des structures encore très mal connues, en cours d’étude (FERRY et THIRY-BASTIEN, 1999; THIRY-BASTIEN et FERRY, 1999).