Pichoux (6)

<figure><img src="image_99.png" /><figcaption>Fig. 4.12f: Gorges du Pichoux section (part 6).</figcaption></figure>

composée de bancs peu épais de calcaire massif où les faciès de lagons restreints dominent. Enfin, l'épaisseur des séquences de court terme diminue globalement entre la limite inférieure de la première séquence de moyen terme (mètre 5) et la limite supérieure de la troisième séquence de moyen terme (mètre 50). L'ensemble de ces observations traduit une perte d'espace disponible entre la base de la première séquence de moyen terme et le sommet de la troisième séquence de moyen terme.

Le dépôt transgressif de la quatrième séquence de moyen terme est composé de bancs très peu épais de calcaires riches en quartz, dolomie et indices d'émersion, qui indiquent un espace disponible relativement faible. Les dépôts d'inondation maximale et de haut niveau de cette séquence sont au contraire formés de bancs épais de calcaire en majeure partie argileux et/ou dolomitique, riches en brachiopodes, bivalves et spicules d'éponge qui traduisent une augmentation de l'espace disponible et un déplacement des environnements de dépôt vers la mer ouverte. La forte quantité d'argiles et de quartz (apport important de siliciclastiques) et une faune sténohaline (brachiopodes et spicules d'éponge) indiquent que la base du dépôt d'inondation maximale de la quatrième séquence de moyen terme (mètre 59) correspond à

une transgression de long terme. La limite supérieure de la quatrième séquence de moyen terme (mètre 67) ne correspond pas à un milieu proche de l'émersion, mais coïncide avec le sommet d'un banc calcaire très peu épais et fortement bioturbé qui représente un environnement lagunaire légèrement restreint. En effet, la diminution du niveau marin relatif de moyen terme, qui est superposée à une augmentation de long terme, a été amortie, et l'espace disponible créé précédemment n'a pas été comblé.

La cinquième séquence de moyen terme est l'inverse de la quatrième. Le dépôt transgressif et le dépôt d'inondation maximale de cette séquence sont composés de bancs épais de calcaire massif, qui sont interprétés comme des dépôts de lagons restreints à semi-restreints, tandis que le dépôt de haut niveau est formé de bancs peu épais de calcaire laminé à bird's-eyes, caractéristique d'environnements intertidaux à supratidaux (Fig. 4.12c). La surface de transgression de cette séquence (mètre 70) coïncide avec l'apparition de bancs épais de calcaire massif. Le dépôt d'inondation maximale correspond au banc calcaire le plus épais et au milieu de dépôt le plus ouvert. Les séquences de court terme 20 et 21 (Fig. 4.12c) sont épaisses. La séquence de court terme 20 et la partie inférieure de la 21 correspondent au maximum d'inondation de
la séquence de long terme comprise entre la limite supérieure de la troisième séquence de moyen terme (mètre 50) et celle de la cinquième séquence de moyen terme (mètre 90).

Le dépôt transgressif de la sixième séquence de moyen terme est en grande partie composé de calcaires finement stratifiés, le plus souvent laminés, et présente de nombreuses structures de dessiccation et/ou des galets noirs. La faible épaisseur des bancs associée à des faciès caractéristiques d'environnements proches de l'émersion indiquent un espace disponible réduit. Le début du dépôt d'inondation maximale de cette séquence coïncide avec une surface d'érosion (mètre 97) qui correspond à la base de la partie supérieure de la Formation de Reuchenette, où les bancs épais de calcaires massifs dominent, les algues vertes se développent, le quartz, la dolomie et les indices d'émersion se raréfient. La surface d'érosion correspond probablement à un événement tectonique local, une surface de ravinement et/ou une limite de séquence de court terme accentuée au milieu du moyen terme (STRASSER et al., 2000). Le dépôt de haut niveau de la sixième séquence de moyen terme est très peu épais et composé de sédiments caractéristiques de milieux intertidaux à supratidaux (Fig. 4.12d).

La limite inférieure de la septième séquence de moyen terme est indiquée par un changement de texture et la présence de lithoclastes. Les bancs sont ensuite de plus en plus épais. Le dépôt d'inondation maximale de cette séquence correspond au banc le plus épais et au milieu de dépôt le plus ouvert. Une diminution de l'épaisseur des bancs caractérise le dépôt de haut niveau.

La base de la huitième séquence de moyen terme est indiquée par un banc de calcaire laminé d'une vingtaine de centimètres d'épaisseur (mètre 129) qui est interprété comme un dépôt de lagon restreint. La huitième séquence de moyen terme est difficile à interpréter en raison de l'homogénéité des faciès (Fig. 4.12e). La limite de séquence inférieure de cette

séquence est composée de deux séquences de court terme. En effet, les limites respectives de chacune de ces séquences de court terme constituent de bons candidats pour une limite de séquence de moyen terme. Les deux premières limites correspondent au retour de faciès sédimentaires typiques d'environnements de dépôt proches de l'émersion. La troisième limite est une vire formée de calcaire argileux et riche en huîtres noircies qui indiquent la proximité de terres émergées. La partie inférieure de la séquence de court terme 32 est composée d'un banc épais de calcaire crayeux qui contient une importante diversité de bioclastes (mètres 130 à 135). La présence de micro-encroûteurs et de serpules indique un taux de sédimentation relativement faible. La base du dépôt d'inondation maximale de la huitième séquence de moyen terme est indiquée par une surface couverte de fer oxydée et fortement bioturbée (mètre 147). Le banc qui précède cette surface présente une faune relativement diversifiée, composée notamment de serpules, de coraux et de *Cayeuxia*. Les trois bancs suivants sont particulièrement riches en nérinées. Le dépôt de haut niveau de cette séquence comprend des bancs épais de calcaire massif qui sont interprétés comme des dépôts de lagons semi-restreints. Le retour de faciès typiques de milieux de dépôt intertidaux à supratidaux indique le sommet de la huitième séquence de moyen terme (Fig. 4.12f).

<figure><img src="image_100.png" /><figcaption>Fig. 4.13: Location of the Gorges de Court section.</figcaption></figure>

Carte Nationale de la Suisse, 1:25 000

n° 1106, Moutier

section A:

base: 592.950/232.987

top: 592.937/232.950

section B and C:

base: 593.377/234.704

top: 593.453/234.855
### 4.3.2 Les Gorges de Court

La coupe des Gorges de Court (Fig. 4.14a à e) est inédite.

#### Situation géologique et géographique

La coupe des Gorges de Court est située dans flanc nord de l'anticlinal de Graitory (PITTET, 1996). La partie inférieure A de la coupe est en continuité de la coupe levée au Sud des gorges par HUG (2002). La partie A suit du Nord au Sud, sur une vingtaine de mètres, un chemin pédestre situé à droite de La Birse (Fig. 4.13). La coupe commence en contre bas du chemin, juste avant la sortie du tunnel. La partie supérieure de la coupe se trouve au Nord des gorges. Elle est composée de deux intervalles, B et C, situés de part et d'autre de la route entre Court et Moutier. B commence à gauche de la route, en contre bas du pont, situé au Nord du parking. B suit La Birse, du Sud vers le Nord, et se termine derrière la maison, au niveau d'un surplomb. Un banc riche en galets noirs (Co 165) permet de corréler B et C. L'affleurement se termine par un banc épais de calcaire noduleux à algues vertes intensément perforé suivi d'un intervalle très argileux de couleur brune (Fig. 4.14e). Leur équivalent n'a pas été retrouvé au Sud des gorges où le contact entre la Formation de Reuchenette et le Portlandien affleure. Basé sur la carte géologique de la région de Moutier et sur les données du tunnel de Graitory (BUXTORF & TROESCH, 1917), l'épaisseur manquante au sommet de la Formation de Reuchenette est estimée à une trentaine de mètres.

#### Description et interprétation sédimentologique

La partie A de la coupe des Gorges de Court appartient au Membre de Sainte-Vérène et fait le lien avec le travail de HUG (2002) réalisé dans l'Oxfordien supérieur. La base de la Formation de Reuchenette correspond au sommet d'un banc d'un mètre d'épaisseur de grainstone à péloïdes, oncoïdes et ooïdes, à lamination plane-parallèle et keystone vugs, représentant une plage (Fig. 4.14a). Une calcrète (Co 3, mètre 23) indique une émersion de longue durée. Le banc précédent est un packstone-grainstone à péloïdes, oncoïdes, *Cladocoropsis mirabilis* et microencroûteurs. Le banc suivant est un mudstone à charophytes. Comme dans la coupe des Gorges du Pichoux, le passage du Membre de Sainte-Vérène à la Formation de Reuchenette est indiqué par un changement de texture, par l'établissement de conditions écologiques plus restreintes et par l'apparition du quartz.

Ensuite, des bancs épais de packstones-grainstones bioturbés à péloïdes et ooïdes, caractéristiques de milieux lagunaires à salinité normale et plus ou moins ouverts, alternent avec des bancs peu épais de mudstones, typiques de lagons semi-restreints à restreints. Le sommet de cet intervalle est composé d'un banc très épais (4 m, de Co 47 à Co 52) de mudstone-wackestone, qui représente un lagon légèrement restreint (Fig. 4.14b), et de quatre bancs peu épais de mudstones-wackestones laminés et bioturbés, qui sont caractéristiques de l'intertidal.

Un intervalle d'un mètre d'épaisseur de calcaire argileux riche en bivalves, brachiopodes et échinodermes affleure entre les mètres 47 et 48 de la coupe. Cet intervalle est comparable à celui qui est observé au même niveau dans la coupe des Gorges du Pichoux. Cinq mètres plus haut, une vire apparaît dans la falaise. Le premier banc de cette vire est composé de calcaire argileux laminé à bird's-eyes et fentes de dessiccation, typique du supratidal. La partie supérieure du deuxième banc contient des galets noirs qui indiquent l'existence à proximité de terres émergées. Cette vire est suivie de trois bancs épais. Le premier est un packstone-grainstone à péloïdes et oncoïdes, typique d'un environnement lagunaire légèrement restreint. Les deux suivants sont composés de calcaire argileux. Le dernier, finement laminé, indique un milieu intertidal.

À partir du mètre 60, un apport accru de siliciclastiques accompagné d'une diminution de la production de carbonates entraîne, sur une vingtaine de mètres, l'apparition de nombreuses lacunes d'affleurement. La faible épaisseur des bancs et une intense bioturbation signalent un taux de sédimentation réduit (condensation). Les structures de dessiccation et les galets noirs sont fréquents et indiquent des environnements de dépôt proches de l'émersion (lagons restreints et replat de marée). La dernière lacune (mètre 82) est suivie de trois mètres de mudstone dolomitique, représentant des lagons semi-restreints à restreints (Fig. 4.14c).

Un surplomb (mètre 85) coïncide avec l'apparition de bancs épais de calcaire massif et la quasi-disparition du quartz (Pl. 9A). Ces bancs précèdent une masse de calcaire non stratifiée et latéralement limitée, comprenant les échantillons Co177 à Co180b. Co180 et Co180b sont des coraux de la famille des Microsolénidés, encroûtés et perforés, qui font partie d'un patch-reef. Les 2 mètres suivants sont composés de wackestone à crinoïdes dolomitisé et
Court (2)

<figure><img src="image_101.png" /><figcaption>Fig. 4.14b: Gorges de Court section (part 2).</figcaption></figure>
Court (3)

<figure><img src="image_102.png" /><figcaption>Fig. 4.14c: Gorges de Court section (part 3).</figcaption></figure>
Court (4)

<figure><img src="image_103.png" /><figcaption>Fig. 4.14d: Gorges de Court section (part 4).</figcaption></figure>
Court (5)

<table><caption>Fig. 4.14e: Gorges de Court section (part 5).</caption><thead><tr><th colspan="10">ALLOCHEMS IN RELATIVE ABUNDANCE</th></tr><tr><th colspan="2">Minerals</th><th colspan="4">Carbonate grains</th><th rowspan="3">Bathy-<br>metry</th><th rowspan="3">SEDIMENTOLOGICAL<br>INTERPRETATION</th><th rowspan="3">SEQUENTIAL<br>INTERPRETATION</th><th rowspan="3">Large-scale sequences and<br>3rd-order sequence boundaries<br>of Handenhol et al., 1998.</th></tr><tr><th colspan="2">Non-skeletal</th><th colspan="4">Skeletal</th></tr><tr><th>quartz<br>dolomite<br>chamosite<br>F</th><th>black pebbles<br>lithoclasts<br>peloids<br>graptostones<br>ooloids<br>oooids</th><th>more<br>restricted</th><th>peloids<br>graptostones<br>ooloids</th><th>more<br>open<br>open<br>ooloids</th><th>oloids</th><th>oloids</th><th>Depositional<br>environment</th><th>Small-scale sequences</th><th>Medium-skele sequences</th><th>Discontinuities and<br>deposits</th></tr></thead><tbody><tr><td>•</td><td>•</td><td>•</td><td>•</td><td>•</td><td>•</td><td>•</td><td>Semi-restricted lagoon</td><td>SB</td><td>SB</td><td>SB</td><td>SB</td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Semi-restricted lagoon</td><td>36</td><td>8</td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

fortement bioturbé qui indique une ouverture majeure du système. Cet intervalle précède 15 mètres de grainstones à ooïdes, péloïdes et échinodermes, d'abord très fins puis de plus en plus grossiers et riches en "grapestones" (Fig. 4.14d). Les limites de banc sont vagues et aucune structure sédimentaire n'est visible. Il s'agit probablement de dunes hydrauliques qui se développent à l'arrière des passes qui caractérisent la barrière externe de la plate-forme jurassienne (Chap. 2.6, Fig. 2.5, 2.6). Cet intervalle se termine par un niveau à galets noirs et à péloïdes noircis (mètre 110), suivi d'un changement de texture et de bancs peu épais, laminés et fortement bioturbés. Ces observations indiquent un retour vers des environnements situés à proximité de terres émergées, calmes et très peu profonds.

La partie supérieure de la coupe est composée de bancs épais de calcaire massif, fortement bioturbé, représentant des lagons plus ou moins ouverts.

La coupe des Gorges de Court comparée à celle des Gorges du Pichoux présente plusieurs particularités. La présence en premier lieu d'un intervalle condensé, puis d'une construction récifale, et de 15 mètres de dunes hydrauliques, indique un relief positif (by-pass, conditions oligotrophiques et hydrodynamisme élevé).

Interprétation séquentielle

La limite entre le Membre de Sainte-Vérène et la Formation de Reuchenette coincide avec la limite inférieure de la première séquence de moyen terme (mètre 23) de la Formation de Reuchenette (Fig. 4.14a). La surface de trangression de cette séquence (mètre 29) est interprétée par corrélations avec les

autres coupes. Elle est indiquée par la présence d'un banc calcaire particulièrement compétent, à base ondulée, contenant des lithoclastes et une grande quantité d'échinodermes. Le maximum d'inondation correspond à une augmentation de la diversité des bioclastes. Les bivalves, les spicules d'éponges et les échinodermes sont abondants.

La limite inférieure de la deuxième séquence de moyen terme (mètres 38 à 40) correspond à la cinquième séquence de court terme (Fig. 4.14b). Les limites inférieure et supérieure de cette séquence de court terme sont autant l'une que l'autre susceptible d'être une limite de séquence de moyen terme. La cinquième séquence de court terme est en majeure partie composée de faciès typiques d'environnements intertidaux. Contrairement à la coupe des Gorges du Pichoux, l'espace disponible à la fin de la première séquence de moyen terme est quasiment comblé. La surface de trangression de la deuxième séquence de moyen terme (mètre 41) correspond à une première ouverture du système (base de banc ondulée, lithoclastes et grande diversité de bioclastes). Le dépôt transgressif de cette séquence se distingue par une quantité croissante de quartz, probablement due à la remobilisation de matériel terrigène lors de l'inondation. Le dépôt d'inondation maximale correspond à un packstone-grainstone contenant une quantité moindre de quartz et une faune relativement diversifiée (bivalves, spicules d'éponges et échinodermes). Le dépôt de haut niveau est très peu développé. La deuxième séquence de moyen terme se termine par un banc peu épais de mudstone laminé à structures de dessiccation. Contrairement à la coupe des Gorges du Pichoux, l'espace disponible est complètement comblé. Néanmoins, l'ensemble des faciès, qui composent la deuxième séquence de moyen
terme, représente des environnements relativement ouverts. Ils forment le dépôt d'inondation maximale d'une séquence de long terme.

La troisième séquence de moyen terme est constituée de faciès qui sont caractéristiques d'environnements de plus en plus proximaux. Le maximum d'inondation de cette séquence (mètres 53 à 56) correspond à un banc épais de calcaire massif qui est fortement bioturbé (mélange de textures) et qui contient de nombreux spicules d'éponges et foraminifères benthiques. Toutes les séquences de court terme qui composent la troisième séquence de moyen terme atteignent l'émersion. La plus petite fluctuation du niveau marin relatif entraîne la création d'espace disponible qui est aussitôt comblée. L'ensemble de ces observations traduit une perte générale d'espace disponible entre la base de la première séquence de moyen terme (mètre 23) et le sommet de la troisième séquence de moyen terme (mètre 61).

La quatrième et la cinquième séquence de moyen terme sont comprises dans l'intervalle le plus marneux de la coupe. Le dépôt transgressif de la quatrième séquence de moyen terme contient plusieurs lacunes d'affleurement qui traduisent une augmentation des apports terrigènes. Le dépôt d'inondation maximale de cette séquence est composé d'un packstone à microencroûteurs, échinodermes, spicules d'éponge et dasycladales, qui est caractéristique d'un lagon protégé à semi-restreint. La perte d'espace disponible enregistrée entre la base de la première et le sommet de la troisième séquence de moyen terme, l'augmentation de l'épaisseur des bancs vers le sommet de la quatrième séquence de moyen terme et une augmentation des apports terrigènes sont cohérentes avec une transgression de long terme.

La cinquième séquence de moyen terme (Fig. 4.14c) est essentiellement constituée de lacune d'affleurement. Les calcaires restants sont principalement des mudstones dolomitiques de couleur sombre qui représentent des environnements de dépôt proximaux, restreints et riches en matière organique. Le dépôt d'inondation maximale de la cinquième séquence de moyen terme est interprété par corrélations avec les autres coupes.

La sixième séquence de moyen terme est en majeure partie composée de mudstones dolomitiques qui contiennent peu de bioclastes et de nombreux galets noirs. Les séquences de court terme qui forment cette séquence atteignent rarement l'émersion. Le

dépôt d'inondation maximale est indiqué par un banc épais de calcaire massif qui surmonte un surplomb (mètre 85) équivalent à la base de la partie supérieure de la Formation de Reuchenette (Pl. 9A). Le dépôt de haut niveau est composé de bancs épais de calcaire massif. La sixième séquence de moyen terme est, comme la quatrième, formée de bancs de plus en plus épais. L'augmentation de l'épaisseur des bancs associée à des faciès d'environnements de plus en plus ouverts traduit une transgression liée à une augmentation du niveau marin relatif de long terme.

La septième séquence de moyen terme est la plus épaisse de toutes les séquences observées dans cette coupe. L'espace disponible important, qui résulte d'une augmentation générale du niveau marin relatif, a permis la croissance d'un patch-reef à la fin du dépôt de bas niveau et au début du dépôt transgressif de cette séquence. La surface de transgression (mètre 94) est indiquée par un niveau de calcaire argileux. Le dépôt transgressif correspond à des wackestones dolomitiques, fortement bioturbés et particulièrement riches en échinodermes (oursins et crinoïdes). Le maximum d'inondation (mètre 96 à 104) est essentiellement composé de grainstones à ooïdes et péloïdes, typiques d'environnements marins ouverts. La base du dépôt de haut niveau (mètre 104) coïncide avec l'apparition de "grapestones" et de microencroûteurs qui traduisent une diminution de l'hydrodynamisme (Fig. 4.14d). Le sommet de la septième séquence de moyen terme est constitué de bancs peu épais de mudstones à galets noirs, typiques de milieux proximaux.

La limite inférieure de la huitième séquence de moyen terme ne peut être placée avec certitude. Elle forme une SB zone qui correspond à deux séquences de court terme. La base de la première séquence de court terme (mètre 113) est indiquée par un changement de texture et par l'installation d'une faune plus diversifiée. Le début de la deuxième séquence de court terme (mètre 115) correspond à un niveau à galets noirs. La deuxième séquence de court terme est composée d'un banc de calcaire en partie dolomitique. Une intense recristallisation empêche d'en définir la texture et le contenu avec précision. Le sommet de cette séquence de court terme coïncide avec un niveau à galets noirs (mètre 119). La limite inférieure de la huitième séquence de moyen terme traduit, comme dans la coupe des Gorges du Pichoux, un déplacement des environnements de dépôt vers le continent. Le dépôt d'inondation maximale de cette séquence est indiqué par une plus grande diversité de bioclastes et un
<figure><img src="image_104.png" /><figcaption>Fig. 4.15: Location of the Péry-Reuchenette section.</figcaption></figure>

Carte Nationale de la Suisse, 1:25 000

n° 1126, Büren A.A.

section A base: 585.893/226.239

section G top: 585.742/226.478

changement de texture (de packstone à grainstone), qui sont typiques de lagons à salinité normale et plus ou moins agités. Le sommet de cette séquence coïncide avec un banc épais de calcaire massif intensément perforé (Fig. 4.14e).

### 4.3.3 Péry-Reuchenette

La sédimentologie de la coupe de Péry-Reuchenette est pour la première fois décrite en détail par THALMANN (1966). HAUSER (1994) complète l'étude sédimentologique de la coupe en définissant plusieurs cycles sédimentaires. MOUCHET (1995) étudie la sédimentologie, les minéraux argileux et donne une interprétation séquentielle de la coupe.

#### Situation géologique et géographique

La coupe de Péry-Reuchenette (Fig. 4.17a à f) est située dans le flanc nord de l'anticlinal du Chasseral, à l'est de la Cluse de Rondchâtel (PITTET, 1996). Cette coupe est une ancienne carrière de la cimenterie Vigier S.A., située entre Bienne et Tavannes, à proximité de la sortie d'autoroute "Péry-Reuchenette" (Fig. 4.15). La carrière comprend deux enclaves (A au Sud, G au Nord) qui correspondent à deux des sept parties qui composent la coupe (Fig. 4.16). La première partie, A, fait suite à la coupe levée par HUG (2002) dans l'Oxfordien supérieur. Elle commence à la fin des grainstones à ooïdes de couleur blanche et mal cimentés du Membre de Sainte-Vérène et s'étend jusqu'à ce

que l'affleurement s'arrête. Un chemin situé entre les deux enclaves mène à la partie B qui se trouve dans le prolongement du deuxième virage. Le banc de couleur blanche et mal cimenté compris entre les échantillons Re 24.2 et Re 24.3 permet de corréler les parties A et B. Ce banc est suivi (deux mètres plus haut) d'un banc très fin de mudstone stérile qui se distingue dans un intervalle principalement composé de bancs épais. La partie B se termine par une lacune d'affleurement dont l'épaisseur est estimée à 3,5 mètres. Un niveau à galets noirs (Re 25.10) permet de corréler les parties C et E. La partie C se situe dans le prolongement du

troisième virage. La partie E se trouve à droite du chemin, une vingtaine de mètres avant le troisième virage. La partie D est située dans le quatrième virage. Ce tronçon représente les cinq mètres manquant entre la partie E et le surplomb qui indique la base de la partie supérieure de la Formation de Reuchenette. Le banc de mudstone laminé qui précède le surplomb sert de repère pour corréler les parties E et F. La partie F se termine par une surface qui coïncide avec la base de la partie G. Le sommet de la partie G est composé des Marnes à *Exogyra virgula* et des Calcaires en Plaquettes du Portlandien.

#### Description et interprétation sédimentologique

La base de la coupe de Péry-Reuchenette coïncide avec des grainstones à ooïdes noircies puis à péloïdes, caractéristiques de lagons ouverts et semi-restreints (Fig. 4.17a). Un niveau à galets noirs (Re 8) et un changement de texture (de wackestone-packstone à grainstone) indiquent le début de la Formation de Reuchenette.

Les 27 mètres suivants sont composés d'alternances de packstones-grainstones à péloïdes et oncoïdes et de mudstones qui sont caractéristiques d'environnements lagunaires plus ou moins ouverts. Les échantillons étudiés en lames minces présentent une faune relativement diversifiée composée de nombreuses espèces de foraminifères benthiques, de dasycladales, de *Thaumatoporella* et de *Bacinella*. Jusqu'au mètre 24, les limites de banc sont peu visibles et les calcaires sont friables. La partie supérieure de cet intervalle est constituée de bancs peu épais de mudstones à huîtres et à serpules (mètre 30) qui indiquent une vitesse
<figure><img src="image_105.png" /><figcaption>Fig. 4.16: Location of the different sections in the Péry-Reuchenette quarry.</figcaption></figure>

de sédimentation réduite. Les deux derniers bancs sont des mudstones laminés et dolomitisés, typiques d'environnements de replat de marée. Par conséquent, les faciès sédimentaires caractéristiques de milieux proches de l'émersion apparaissent, comme dans la coupe des Gorges de Court, relativement tôt dans la série.

Les 26 mètres suivants (jusqu'à l'échantillon Re 27.23 inclus) sont principalement constitués de bancs épais de packstones à péloïdes, oncoïdes et/ou ooïdes, contenant de nombreux débris d'échinodermes (Fig. 4.17b). La fréquence d'apparition relativement élevée des lithoclastes traduit un hydrodynamisme élevé. Le quartz apparaît en relativement grande quantité. L'ensemble de ces observations est cohérent avec une ouverture du système. La présence de "grapestones" et de microencroûteurs ainsi qu'une intense bioturbation traduisent des vitesses de sédimentation réduites. L'ensemble se termine (mètre 58.5) par un banc de calcaire dolomitique au sommet argileux et laminé typique de l'intertidal. Les 13 mètres suivants sont en majeure partie composés de calcaires dolomitiques et laminés qui sont interprétés comme des dépôts de lagons restreints ou de replat de marée.

La lacune d'affleurement qui suit cet ensemble (mètre 72 à 75) précède 6 à 7 mètres de mudstones et wackestones, principalement dolomitiques (Fig. 4.17c). La base de cet intervalle (mètre 75) est composée de mudstones laminés à structures de dessiccation qui représentent des milieux intertidaux à supratidaux. Les six mètres suivants (mètres 82 à 88) sont composés de bancs épais de mudstones qui sont interprétés comme des dépôts de lagons semi-restreints à restreints. L'ensemble se termine par deux bancs de grainstones à lithoclastes, péloïdes et débris d'échinodermes (mètres 89 à 91) qui représentent des dunes subtidales dans un environnement lagunaire à salinité normale.

Les neuf mètres suivants (91 à 100) sont composés de bancs fins à moyennement épais de calcaire partiellement dolomitique. La partie inférieure de cet ensemble (mètres 91 à 94) comprend en majeure partie des mudstones laminés à structures de dessiccation, typiques d'environnements de replat de marée. Un banc de grainstones à péloïdes, oncoïdes, bivalves et foraminifères benthiques (entre Re 25.7 et Re 25.10) indique une augmentation du niveau marin relatif. La partie médiane (mètre 94 à 97) est constituée d'alternances de bancs très fins de calcaire massif et
## Reuchenette (1)

<figure><img src="image_106.png" /><figcaption>Fig. 4.17a: Péry-Reuchenette section (part 1).</figcaption></figure>
Reuchenette (2)

<figure><img src="image_107.png" /><figcaption>Fig. 4.17b: Péry-Reuchenette section (part 2).</figcaption></figure>
## Reuchenette (4)

<table><caption>Fig. 4.17d: Péry-Reuchenette section (part 4).</caption><thead><tr><th colspan="10">ALLOCHEMS IN RELATIVE ABUNDANCE</th><th rowspan="3">SEDIMENTOLOGICAL<br>INTERPRETATION</th><th colspan="3">SEQUENTIAL<br>INTERPRETATION</th><th rowspan="3">Large-scale sequences and<br>3rd-order sequence boundaries<br>of Handenbol et al., 1998.</th></tr><tr><th colspan="3">Minerals</th><th colspan="4">Carbonate grains</th><th rowspan="2">Bathy-<br>metry</th><th rowspan="2">Depositional<br>environment</th><th rowspan="2">Small-scale sequences</th><th rowspan="2">Medium-scale sequences</th><th rowspan="2">Discontinuities and<br>deposits</th></tr><tr><th>quartz<br>chamosite<br>Fe</th><th>black pebbles<br>liboclasmoids<br>graptolites<br>oncorites</th><th>non-skeletal<br>oicoids</th><th>more<br>restricted</th><th>Skeletal</th><th>more<br>open</th><th>super-upper interval<br>lower interval</th><th>subtidal</th></tr></thead><tbody><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Sheltered lagoon</td><td>32</td><td></td><td>SB</td><td>HD?</td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Restricted lagoon</td><td></td><td>SB</td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Intertidal flat</td><td>31</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Restricted lagoon</td><td></td><td>SB</td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Marsh</td><td></td><td>30</td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Restricted lagoon</td><td></td><td>SB</td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Sheltered to<br>semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Marsh</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Sheltered to<br>semi-restricted lagoon</td><td>29</td><td></td><td>MFD</td><td>MFD</td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Open lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Sheltered lagoon</td><td></td><td>SB</td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Open lagoon</td><td>28</td><td></td><td>TD</td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Sheltered lagoon</td><td></td><td>SB</td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Open lagoon</td><td>27</td><td></td><td>LD-<br>eTD</td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Marsh</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Intertidal flat</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Sheltered to<br>semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Restricted lagoon</td><td>26</td><td>6</td><td>HD</td><td>TD</td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Sheltered lagoon</td><td>SB</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Sheltered lagoon</td><td>25</td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>
## Reuchenette (5)

<table><caption>Fig. 4.17e: Péry-Reuchenette section (part 5).</caption><thead><tr><th rowspan="3">Field observations</th><th rowspan="3">Samples</th><th rowspan="3">Lithology</th><th rowspan="3">Metres</th><th rowspan="3">Facies/texture</th><th colspan="10">ALLOCHEMS IN RELATIVE ABUNDANCE</th><th colspan="2">SEDIMENTOLOGICAL INTERPRETATION</th><th colspan="2">SEQUENTIAL INTERPRETATION</th><th rowspan="3">Large-scale sequences and 3rd-order sequence boundaries of Hardenbol et al., 1998.</th></tr><tr><th rowspan="2">Minerals</th><th colspan="4">Carbonate grains</th><th rowspan="2">Bathy-<br>metry</th><th rowspan="2">supra-upper inert-<br>tal</th><th rowspan="2">lower inert-<br>tal</th><th rowspan="2">Depositional<br>environment</th><th rowspan="2">Small-scale sequences</th><th rowspan="2">Medium-scale sequences</th><th rowspan="2">Discontinuities and<br>deposits</th></tr><tr><th>Non-skeletal</th><th colspan="2">Skeletal</th></tr></thead><tbody><tr><td></td><td>Re 15.9</td><td></td><td></td><td></td><td>quartz<br>dolomite<br>chamosite<br>Fe</td><td>black pebbles<br>lithobasal<br>peloids<br>graptostones<br>ooids</td><td>more<br>restricted</td><td>chamosites<br>ooids<br>ostracoids<br>pelagic ooids<br>serpulids<br>herbivorous cteninifera<br>diatomaceae<br>sponge spicules<br>coral<br>echinoderms</td><td>more<br>open</td><td>Marenella<br>Thamnopedilus<br>Gyrosira Senegalensis<br>Cladophora<br>Bacillaria Trogloclada</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 15.8</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 15.7</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 15.6</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Restricted to semi-<br>restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 15.5</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Intertidal flat?</td><td>SB-</td><td>9</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 15.4</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 15.3</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 15.2</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 15.1</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Intertidal flat</td><td></td><td></td><td>SB-</td><td>9</td><td>Kim 5<br>(150.86 Ma)</td></tr><tr><td></td><td>Re 11.13</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Marsh</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 11.12</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 11.11</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Sheltered lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 11.1</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 11.7</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Sheltered to<br>open lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 11.6</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 11.5</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Restricted lagoon ?</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 11.4</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Marsh</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 11.3</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 11.2</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Marsh</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 11.1</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 10.8</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 10.7</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Intertidal flat?</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 10.6</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 10.5</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Sheltered lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 10.4</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Marsh</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 10.3</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 10.2</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Marsh</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 9.10</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Re 9.9</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Sheltered lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Sheltered lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Marsh</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Intertidal flat</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Semi-restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Marsh</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>
## Reuchenette (6)

<table><caption>Fig. 4.17f: Péry-Reuchenette section (part 6).</caption><thead><tr><th colspan="2">ALLOCHEMS IN RELATIVE ABUNDANCE</th><th rowspan="3">Bathy-<br>metry</th><th rowspan="3">Depositional<br>environment</th><th rowspan="3">Small-scale sequences</th><th rowspan="3">Medium-scale sequences</th><th rowspan="3">Discontinuities and<br>deposits</th><th rowspan="3">Large-scale sequences and<br>3rd-order sequence boundaries<br>of Hardenbol et al., 1998.</th></tr><tr><th colspan="2">Minerals</th></tr><tr><th>Non-skeletal</th><th>Carbonate grains</th></tr></thead><tbody><tr><td>quartz<br>dolomite<br>chamosite<br>Fe</td><td>black pebbles<br>limoclasts<br>petroids<br>granodrites<br>oncoods</td><td>more<br>restricted</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td>charophytes<br>oysters<br>osanodons<br>gastroptods<br>pleuroptods<br>serpulid<br>beritie foraminifera<br>diacystodacous<br>sporocyst<br>echinoderms</td><td>more<br>open</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td>Mornella<br>Thunbergiella<br>Coronella<br>Stenogena<br>Cladocorystis<br>Burinella Throgolena</td><td>supra upper interval<br>lower interval<br>subtidal</td><td>Semi-restricted lagoon</td><td></td><td>SB-</td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Restricted lagoon</td><td>SB-</td><td>9</td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td>Restricted lagoon</td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

de calcaire argileux qui sont interprétées comme des dépôts de lagons restreints. Des bancs moyennement épais de wackestones à mudstones laminés et fortement bioturbés constituent la partie supérieure de cet intervalle.

Ensuite, une augmentation de la quantité de quartz et des débris d'échinodermes traduit une ouverture du système qui aboutit au dépôt de deux bancs relativement épais de calcaire massif (mètres 100 à 105). Le deuxième banc constitue le surplomb qui coïncide avec la base de la partie supérieure de la Formation de Reuchenette (Fig. 4.17d). Ce banc est suivi de deux bancs de mudstone laminé à structures de dessiccation (mètre 105) qui indiquent un retour des environnements de dépôt vers le continent.

Les 16 mètres suivants (106 à 122) sont composés de bancs relativement épais de wackestones-packstones fortement bioturbés, à péloïdes, bivalves et échinodermes, typiques de lagons à salinité normale et plus ou moins abrités. Les 7 mètres suivants (122 à 129) comprennent des bancs de plus en plus fins de calcaire en partie dolomitique qui traduisent un déplacement des milieux de dépôt vers le continent. Cet ensemble est suivi de deux bancs relativement épais de mudstone qui sont interprétés, compte tenu de la diversité des bioclastes, comme des dépôts de lagons protégés à semi-restreints. Ils précèdent deux mètres de bancs peu épais de mudstone laminé à structures de dessiccation (Fig. 4.17e). Cet intervalle se termine par une surface argileuse riche en fer oxydé (mètre 139) qui correspond à la vire observée au sommet de la coupe des Gorges du Pichoux (Fig. 4.12d, mètre 135).

La partie supérieure de la coupe est constituée de bancs d'épaisseur variable de mudstones et de wackestones à péloïdes et oncoïdes, contenant une faune plus ou moins diversifiée, qui sont typiques de

milieux lagunaires calmes et plus ou moins restreints. La série est localement interrompue par des mudstones à laminations planes et structures de dessiccation qui sont caractéristiques d'environnements de replat de marée. Le niveau marneux au mètre 171 (Fig. 4.17f) correspond aux Marnes à *Exogyra virgula* (Chap. 1.2.2).

### Interprétation séquentielle

La limite inférieure de la première séquence de moyen terme (mètre 5) coïncide avec un changement de texture (de wackestone-packstone à grainstone) et un niveau à galets noirs (Fig. 4.17a). La surface de transgression de cette séquence (mètre 12) est indiquée par l'apparition d'un banc épais de packstone-grainstone à péloïdes qui est interprété comme un dépôt de lagon à salinité normale. Le dépôt transgressif est essentiellement composé de calcaires mal cimentés qui représentent en grande partie des environnements lagunaires légèrement restreints. Le dépôt d'inondation maximale correspond au banc le plus épais de la séquence.

La limite inférieure de la deuxième séquence de moyen terme ne peut être placée avec certitude. Elle forme une SB zone qui coïncide avec deux limites de séquences de court terme. La première limite de séquence de court terme (mètre 29) correspond au sommet d'un banc peu épais de calcaire argileux qui est interprété comme un dépôt de lagon restreint. La deuxième (mètre 32) est équivalente au sommet d'un banc de calcaire laminé à structures de dessiccation qui contient des charophytes et une quantité relativement importante de quartz. La deuxième et la troisième séquence de moyen terme (Fig. 4.17b) sont semblables. Elles sont composées de bancs épais de packstones à péloïdes, fortement bioturbés, qui contiennent une quantité relativement importante de quartz, de
lithoclastes, et d'échinodermes. Ces dépôts, qui sont caractéristiques d'environnements agités et à salinité normale, traduisent un déplacement du système sédimentaire vers le continent. L'intervalle compris entre le maximum d'inondation de la deuxième séquence de moyen terme et celui de la troisième séquence de moyen terme correspond au dépôt d'inondation maximale d'une séquence de long terme. La limite supérieure de la deuxième séquence de moyen terme (mètre 45) coïncide avec l'apparition d'un banc de quelques centimètres d'épaisseur, caractéristique de l'intertidal. Le sommet de la troisième séquence de moyen terme (mètre 59) est indiqué par un niveau de calcaire argileux et laminé qui est également interprété comme un dépôt intertidal.

La quatrième séquence de moyen terme est principalement composée de dépôts de replat de marée (Fig. 4.17b et 4.17 c). Contrairement aux deux autres coupes, où la tranche d'eau semble au même moment augmenter, les environnements de dépôt restent très peu profonds. La limite inférieure de la quatrième séquence de moyen terme comprend deux séquences de court terme qui sont en partie ou entièrement constituées de mudstones laminés et légèrement bioturbés (mètres 59 à 66). Le dépôt transgressif de la quatrième séquence de moyen terme est essentiellement composé de dépôts intertidaux. La lacune d'affleurement qui suit (mètres 72 à 75) est probablement liée à une augmentation des apports terrigènes (Fig. 4.17c). Cette lacune contient, compte tenu des corrélations avec les autres coupes, le dépôt d'inondation maximale de la quatrième séquence de moyen terme. Le dépôt de haut niveau de cette séquence est mince et principalement composé de mudstones laminés à structures de dessiccation.

La cinquième séquence de moyen terme enregistre un gain d'espace disponible important. L'augmentation de l'épaisseur des bancs de la base vers le sommet de la séquence est associée à un déplacement des environnements de dépôt vers la mer ouverte. La limite inférieure de cette séquence (mètre 76) est indiquée par un niveau à charbon, un changement de texture et des galets noirs. La surface de transgression (mètre 80) coïncide avec l'apparition d'un banc épais de calcaire massif à base ondulée, contenant une quantité relativement importante de quartz et une grande diversité de bioclastes. Le dépôt d'inondation maximale correspond à un banc épais de mudstone à nérinées, fortement bioturbé à la base. Vers le sommet de la séquence (mètres 89 à 91), un changement de texture (de mudstone à grainstone) et une quantité importante de lithoclastes indiquent une augmentation

de l'hydrodynamisme, probablement liée à une diminution de la tranche d'eau.

Les deux premières séquences de court terme et la partie inférieure de la troisième séquence de court terme, qui forment la partie inférieure de la sixième séquence de moyen terme, comprennent essentiellement des faciès d'environnements marins très peu profonds voire émersifs, et sont interprétées, par corrélations avec les autres coupes, comme le dépôt transgressif de la sixième séquence de moyen terme. La limite supérieure de la première séquence de court terme (mètre 96) est indiquée par une brèche multicolore particulièrement bien développée (Pl. 9F). Le dépôt transgressif de la troisième séquence de court terme, qui précède le dépôt d'inondation maximale de la sixième séquence de moyen terme, correspond compte tenu des corrélations à une séquence élémentaire. Le maximum d'inondation et le dépôt de haut niveau de la sixième séquence de moyen terme se distinguent par un gain d'espace disponible important, indiqué par une augmentation de l'épaisseur des bancs et un déplacement des environnements de dépôt vers le large (Fig. 4.17c et 4.17d). La limite supérieure de cette séquence (mètre 106) coïncide avec un banc de mudstone laminé à structures de dessiccation. Contrairement à la cinquième séquence de moyen terme où deux séquences de court terme sur quatre atteignent l'émersion, le sommet de chaque séquence de court terme, qui composent la sixième séquence de moyen terme, est indiqué par des milieux très peu profonds voire émersifs. En dépit du gain d'espace disponible mentionné plus haut, la tranche d'eau reste faible.

La septième et la huitième séquence de moyen terme sont les plus épaisses. La limite inférieure de la septième séquence de moyen terme (mètre 106) correspond à un packstone-grainstone à lithoclastes qui contient d'avantage de quartz et de débris d'échinodermes que les bancs précédents. Le maximum d'inondation de cette séquence est indiqué par un changement de texture de wackestone à packstone-grainstone et par un intervalle (compris entre les échantillons 23.14 et 23.15) fortement bioturbé.

La limite inférieure de la huitième séquence de moyen terme ne peut être placée avec certitude. Elle forme une SB zone qui est composée de deux séquences de court terme (Fig. 4.17d et 4.17e). La première séquence de court terme est mince et en grande partie composée de mudstones laminés. La deuxième est beaucoup plus épaisse. La partie
inférieure de la deuxième séquence de court terme (mètres 129 à 137) est composée de bancs de calcaire massif, caractéristique de dépôts de lagons calmes, restreints ou à salinité normale. Compte tenu des corrélations, la partie supérieure (mètres 137.5 à 139.2) représente probablement deux séquences élémentaires composées de cinq et deux bancs (Fig. 4.17e). Le sommet de la deuxième séquence de court terme (mètre 139.2) est une surface riche en fer oxydé et argileuse, qui correspond vraisemblablement à la vire observée au même moment dans la coupe des Gorges du Pichoux (Fig. 4.12d, mètre 135). La huitième séquence de moyen terme est composée de bancs de calcaire massif de plus en plus épais. Le dépôt transgressif de cette séquence contient une grande proportion de calcaires dolomitiques. La partie inférieure du dépôt transgressif (mètres 139 à 144) est constituée de wackestones et de packstones contenant du quartz et de nombreux bioclastes. La partie supérieure (mètres 144 à 153) présente essentiellement des mudstones typiques de lagons restreints très peu profonds et relativement proches du continent. La base du dépôt d'inondation maximale est indiquée par un changement de texture (de packstone-grainstone à mudstone) et par la disparition des lithoclastes qui traduisent probablement une diminution de l'hydrodynamisme liée à une augmentation de la tranche d'eau. Le dépôt de haut niveau de la huitième séquence de moyen terme se distingue par un changement de texture (de grainstone à mudstone), qui correspond vraisemblablement à

un déplacement des environnements de dépôts vers une région plus abritée de la plate-forme, et par une diminution de la tranche d'eau, indiquée, au sommet de la séquence, par des structures de dessiccation.

La neuvième séquence de moyen terme se termine par les Marnes à *Exogyra virgula* (Fig. 4.17f). Elle est essentiellement composée de bancs épais de mudstones et de wackestones qui sont typiques de lagons légèrement restreints à restreints.

## 4.4 INTERPRÉTATION SÉDIMENTOLOGIQUE ET SÉQUENTIELLE DES COUPES DU BASSIN VOCONTIEN

Les coupes du Bassin vocontien sont composées d'alternances marnes-cal-caires. La coupe de Crussol est constituée de dépôts hémipélagiques. Les sédiments étudiés à Châteauneuf d'Oze et à la Méouge sont plutôt pélagiques (Chap. 3.3). Les variations de microfaciès dans les bancs calcaires sont minimes et sont vraisemblablement influencées par des changements environnementaux de l'ordre du million d'années voire plus. Par conséquent, la définition des séquences de dépôt dans les alternances mar-nes-calcaires dépend d'avantage de l'identification des niveaux condensés (proportion d'argiles importante, intense bioturbation, forte concentration de pyrite et de céphalopodes), des variations du rapport marnes sur calcaires et des variations de l'épaisseur des alternances.

### 4.4.1 La Montagne de Crussol

#### Situation géographique

La coupe de Crussol est située sur la Bordure Ardéchoise du Massif Central, au Nord-Ouest du Bassin vocontien et domine la ville de Valence située plus à l'Est (Chap. 1, Fig. 1.1). Le plan de situation (Fig. 4.18) des sept sections (de D à F2) qui composent cette coupe est tiré d'ATROPS (1982) qui décrit en détail les faunes d'ammonites comprises dans la partie inférieure du Kimméridgien. La section E, qui fait le lien entre les sections D et B, n'affleure plus. Par conséquent, la coupe levée dans le cadre de ce travail est complétée par celle d'ATROPS (1982) (Fig. 4.19a). La limite inférieure de la zone à Eudoxus et les limites des formations sont placées selon ATROPS (1984).

<figure><img src="image_108.png" /><figcaption>Fig. 4.18: Location of the quarries corresponding to the different parts, which form the Montagne de Crussol section, according to Atrops (1982).</figcaption></figure>
Crussol (1)

<figure><img src="image_109.png" /><figcaption>Fig. 4.19a: Montagne de Crussol section (part 1).</figcaption></figure>
Crussol (1)

<figure><img src="image_110.png" /><figcaption>Fig. 4.19a': Sequential interpretation of the Montagne de Crussol section (part 1).</figcaption></figure>

Description et interprétation sédimentologique

La partie inférieure de la sous-zone à Orthosphinctes est relativement marneuse (Fig. 4.19a). La partie supérieure de la sous-zone à Orthosphinctes et la sous-zone à Desmoides sont en majeure partie composées de bancs calcaires peu épais et en grande partie amalgamés. La zone à Hypselocyclum correspond à un intervalle marneux relativement épais qui se termine par la Vire à Crussoliceras (mètres 45 et 46) (Fig. 4.19b). La partie inférieure de la zone à Divisum est condensée. Les bancs calcaires sont fins, fortement bioturbés et/ou noduleux. La partie supérieure de la zone à Divisum est composée de deux bancs épais de calcaire massif qui correspondent au Ressaut à Balderum. Les 10 mètres suivants (jusqu'au mètre 61) se distinguent par l'apparition de bancs épais de calcaire massif qui alternent avec des niveaux condensés (proportion d'argiles importante, intense bioturbation et grande quantité d'ammonites). La partie supérieure de la coupe (section F2) est dominée par les carbonates (Fig. 4.19c). La partie terminale du Kimméridgien (la partie supérieure de la zone à Eudoxus et la zone à Beckeri), qui est composée de falaises de calcaire massif, est inaccessible.

Les fossiles observés à Crussol sont essentiellement des ammonites, des belemnites, des crinoïdes et des brachiopodes. Un oursin, une éponge, des gastéropodes et des milioles apparaissent dans la partie supérieure de la coupe (Fig. 4.19c). Le nombre et la taille des tubéroïdes varient d'un endroit à l'autre de la coupe. Les intervalles les plus calcaires correspondent néanmoins aux quantités les plus importantes de tubéroïdes, de nubéculaires, de *Terebella* et de *Globochaete* (Fig. 4.19a). Les tubéroïdes semblent enfin mieux préservés (tubéroïdes péloïdaux) dans la partie supérieure de la coupe (dès Cru 24) (Fig. 4.19b), où affleurent également des croûtes laminées (Cru 31) (Fig. 4.19c). L'apparition dans la partie supérieure de la coupe d'une faune caractéristique de domaines de sédimentation relativement peu profonds, de tubéroïdes mieux préservés et de croûtes laminées indique une diminution de la tranche d'eau qui est vraisemblablement liée à un déplacement du système sédimentaire vers la mer ouverte (progradation). Contrairement à la coupe de Châteauneuf d'Oze, la quantité de protoglobigérines et de radiolaires est constante tout au long de la coupe. La quantité de *Saccoccoma* augmente graduellement pour atteindre un maximum compris entre Cru 26 et Cru 29 (Fig. 4.19b et 4.19c). Les filaments apparaissent dès le sommet de la zone à Platynota (Cru 18) (Fig. 4.19a). Les quantités les plus importantes caractérisent
Crussol (2)

<figure><img src="image_111.png" /><figcaption>Fig. 4.19b: Montagne de Crussol section (part 2).</figcaption></figure>
Crussol (2)

<figure><img src="image_112.png" /><figcaption>Fig. 4.19b': Sequential interpretation of the Montagne de Crussol section (part 2).</figcaption></figure>

l'intervalle compris entre le Ressaut à Balderum (mètre 48) et Cru 29 (Fig. 4.19b).

Interprétation séquentielle

La limite inférieure de la première séquence de moyen terme (mètre 12) coïncide avec l'alternance la plus épaisse et le pourcentage de marnes le plus faible observés dans la zone à Platynota (Fig. 4.19a'). Le dépôt de bas niveau correspond à des rapports marnes sur calcaires faibles. La surface de transgression de cette séquence (mètre 18) correspond à une augmentation de la quantité d'argiles (ou à une diminution de la quantité de carbonates). Le dépôt d'inondation maximale est composé en majeure partie de bancs épais de calcaire à joints argileux épais qui correspondent à des rapports marnes sur calcaires importants et à de fortes épaisseurs d'alternance. Le dépôt de haut niveau enregistre un enrichissement progressif des dépôts en carbonates.

La limite inférieure de la deuxième séquence de moyen terme se situe dans la sous-zone à Lothari, à la base d'un intervalle plus calcaire, qui se distingue également par des alternances relativement épaisses (mètres 33 à 35). La surface de transgression de cette séquence (mètre 35) coïncide avec une légère augmentation de la proportion de marnes (Fig. 4.19b'). Du mètre 38 au mètre 40.6, d'importantes épaisseurs de marnes et des niveaux de calcaires noduleux représentent un intervalle condensé qui est interprété comme le dépôt d'inondation maximale. Le dépôt de haut niveau coïncide avec des alternances relativement peu épaisses et une diminution de la proportion de marnes.

La partie inférieure de la troisième séquence de moyen terme est condensée. Par conséquent, l'épaisseur de cette séquence est réduite, comparable à l'épaisseur des séquences de court terme qui composent les séquences de moyen terme précédentes. Cette séquence est interprétée comme une séquence de moyen terme sur la base d'arguments biostratigraphiques et cyclostratigraphiques qui seront discutés ultérieurement (Chap. 6). La limite inférieure de la troisième séquence de moyen terme se situe à la base d'une alternance épaisse qui se distingue par une forte proportion de calcaire (mètre 44). Une alternance relativement épaisse (mètre 44.8 au mètre 46.3) qui enregistre un important accroissement de la proportion de marnes correspond au dépôt d'inondation maximale. Le dépôt de haut niveau est en majeure partie composé d'alternances de couches
marneuses et de couches calcaires d'égales épaisseurs. La troisième séquence de moyen terme se termine par le premier des bancs qui forment le Ressaut à Balderum (mètre 48).

La quatrième séquence de moyen terme est en grande partie condensée. La limite inférieure de cette séquence se situe à la base du deuxième banc qui compose le Ressaut à Balderum (mètre 49). Le dépôt d'inondation maximale correspond à un niveau fortement condensé. Le dépôt de haut niveau est composé d'alternances de moins en moins marneuses et de plus en plus fines.

La cinquième séquence de moyen terme est la plus épaisse. La partie inférieure de cette séquence présente une importante quantité d'ammonites. La limite inférieure de la cinquième séquence de moyen

terme (mètre 54) est une surface ondulée, surmontée d'un niveau argileux d'épaisseur constante. Une légère augmentation de la proportion de marnes est interprétée comme la surface de transgression. Le dépôt d'inondation maximale est composé d'alternances qui sont en majeure partie des calcaires à joints argileux épais ou des marnes à nodules de calcaire. Le dépôt de haut niveau de la cinquième séquence de moyen terme est formé de bancs épais de calcaire massif qui alternent avec de fins interbancs argileux. L'épaisseur des bancs calcairess diminue vers la limite inférieure de la sixième séquence de moyen terme alors que celle des interbancs argileux augmente.

La limite inférieure de la sixième séquence de moyen terme se situe à la base d'un banc très épais de calcaire massif (mètre 69) (Fig. 4.19c'). Elle correspond à une très faible proportion de marnes.

<figure><img src="image_113.png" /><figcaption>Fig. 4.19c: Montagne de Crussol section (part 3).
1 echinoid
2 sponge</figcaption></figure>
La surface de transgression coïncide avec une légère augmentation du pourcentage de marnes. Le dépôt d'inondation maximale est composé d'alternances épaisses et dominées par les calcaires. L'épaisseur des interbancs argileux (mètre 75) est cependant importante comparée à celle des interbancs précédents. Le dépôt de haut niveau se distingue par une diminution de l'épaisseur des alternances et du pourcentage de marnes.

La limite inférieure de la septième séquence de moyen terme (mètre 80) coïncide avec l'apparition d'un banc très épais de calcaire massif. La surface de transgression de cette séquence correspond à une légère augmentation de la proportion de marnes.

<figure><img src="image_114.png" /><figcaption>**Fig. 4.20:** Location of the Châteauneuf d'Oze section.
Fonds Topographiques et Cartographiques
Institut Géographique National
Editions Didier & Richard, 1:50 000
n° 7, Massifs du Gapençais</figcaption></figure>

## 4.4.2 Châteauneuf d'Oze

### Situation géographique

La coupe de Châteauneuf d'Oze (Chap. 1, Fig. 1.1) est située à gauche de la route départementale 20 qui relie Châteauneuf d'Oze à Veynes (Fig. 4.20). Elle commence au Nord-Est de la ferme du Chazal à l'endroit où le torrent de Bonne rejoint le Drouzet. Dans la région de Châteauneuf d'Oze, la partie supérieure du Kimméridgien et le Tithonien sont érodés. L'hypothèse la plus satisfaisante pour expliquer cette lacune de sédimentation est un canyon sous-marin de direction ouest-est (BEAUDOIN, 1977). Néanmoins, la coupe de Châteauneuf d'Oze constitue une coupe de référence pour l'Oxfordien supérieur et le Kimméridgien inférieur par les études réalisées en biostratigraphie (ATROPS, 1982), en géochimie (DE RAFÉLIS, 2000), en palynologie (JAN DU CHENE et al., 2000) et sur la matière organique (BOMBARDIERE, 1998).

### Description et interprétation sédimentologique

L'Oxfordien supérieur et la base du Kimméridgien, jusque dans la partie inférieure de la sous-zone à Galar, sont dominés par les calcaires (Fig. 4.21a). La partie supérieure de la sous-zone à Galar et la sous-zone à Orthosphinctes sont très marneuses. Le passage de la sous-zone à Orthosphinctes à la sous-zone à Desmoides (mètre 12) correspond à un empilement de bancs relativement épais de calcaires clairs et faiblement bioturbés où les interbancs marneux sont peu développés voire absents. Les huit mètres suivants (du mètre 13 au mètre 20) sont composés d'alternances de plus en plus riches en marnes. L'intervalle compris entre le mètre 15 et le mètre 17 présente

### Crussol (3)

<figure><img src="image_115.png" /><figcaption>**Fig. 4.19c***: Sequential interpretation of the Montagne de Crussol section (part 3).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_116.png" /><figcaption>Fig. 4.21a: Châteauneuf d'Oze section (part 1).</figcaption></figure>
une concentration relativement élevée de pyrite et d'ammonites. Un slump (mètres 20 à 22) précède huit mètres (jusqu'au mètre 30) d'alternances en majeure partie dominées par les marnes (Pl. 9B). Une intense bioturbation et des accumulations de pyrite et d'ammonites traduisent des taux de sédimentation relativement faibles. Les deux tiers de la zone à Divisum (mètres 30 à 36) sont composés d'alternances dominées par des calcaires clairs et légèrement bioturbés. La partie supérieure de la zone à Divisum (mètres 34 à 36) se distingue par une sédimentation plus marneuse et par des bancs épais de calcaire massif qui représentent le Ressaut à Balderum (Fig. 4.21b). La surface supérieure du banc 177 est particulièrement riche en ammonites (Pl. 9C). Les cinq mètres suivants débutent avec deux bancs relativement épais de calcaires sombres et modérément bioturbés et se terminent par des alternances de plus en plus riches en marnes. ATROPS & MOUSSINE-POUCHKINE (2000) observent au sommet de la coupe des surfaces ondulées et ferrugineuses qui indiquent des arrêts de sédimentation et une diminution de la bathymétrie. Les radiolaires dominent dans la partie inférieure de la coupe (du mètre 11 au mètre 28) (Fig. 4.21a). Au-dessus, les assemblages de fossiles sont dominés par les calcisphères, les filaments et *Saccocoma*.

En résumé, les caractéristiques sédimentologiques communes aux coupes de Crussol et de Châteauneuf d'Oze sont l'apparition des filaments aux environs

du Ressaut à Balderum et une diminution de la bathymétrie au Kimméridgien supérieur.

## Interprétation séquentielle

La limite inférieure de la première séquence de moyen terme (mètre 12) est comprise dans un paquet de bancs épais de calcaires clairs et faiblement bioturbés qui appartiennent à la partie inférieure de la zone à Platynota (Fig. 4.21a). La surface de transgression de cette séquence est indiquée par une légère augmentation de la proportion de marnes. Le dépôt d'inondation maximale correspond aux interbancs marneux et aux bancs calcaires les plus épais.

La limite inférieure de la deuxième séquence de moyen terme se situe à la base du slump (mètre 20). La surface de transgression de cette séquence coïncide avec une légère augmentation de la proportion de marnes. Le dépôt d'inondation maximale est composé d'alternances épaisses, relativement marneuses et riches en ammonites. Le dépôt de haut niveau est représenté par des bancs calcaires de plus en plus fins et par une proportion de marnes de plus en plus faible.

Comme à Crussol, l'épaisseur de la troisième et de la quatrième séquence de moyen terme est réduite, comparable à l'épaisseur des séquences

<figure><img src="image_117.png" /><figcaption>Fig. 4.21b: Châteauneuf d'Oze section (part 2).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_118.png" /><figcaption>Fig. 4.22: Location of the Gorges de la Méouge section.</figcaption></figure>

Fonds Topographiques et Cartographiques

Institut Géographique National

Editions Didier & Richard, 1:50 000

n°13, Du mont Ventoux à la montagne de Lure

de court terme qui composent les séquences de moyen terme précédentes. Ces deux séquences sont interprétées comme des séquences de moyen terme sur la base d'arguments biostratigraphiques et cyclostratigraphiques qui seront discutés ultérieurement (Chap. 6).

La limite inférieure de la troisième séquence de moyen terme (mètre 31) précède trois bancs calcaires qui représentent le début d'un empilement d'alternances dominées par des calcaires clairs et légèrement bioturbés (mètres 31 à 36). Le dépôt d'inondation maximale correspond à une légère augmentation de la proportion de marnes. Le dépôt de haut niveau coïncide avec une diminution de l'épaisseur des bancs calcaires et une augmentation de la quantité de marnes (Fig. 4.21b).

La limite inférieure de la quatrième séquence de moyen terme se situe, comme à Crussol, à la base du deuxième banc du Ressaut à Balderum (mètres 35 à 36). Le dépôt d'inondation maximale de cette séquence correspond à des alternances épaisses, dominées par les marnes et riches en ammonites (surface supérieure du banc 177). Le dépôt de haut niveau est indiqué par une diminution de la proportion de marnes et de l'épaisseur des alternances.

L'interprétation séquentielle du sommet de la coupe de Châteauneuf d'Oze est difficile compte tenu de la lacune de sédimentation qui caractérise le Kimméridgien supérieur de cette région. La limite inférieure de la cinquième séquence de moyen terme (mètre 38) est située, comme à Crussol, à la base du premier banc épais de calcaire massif qui affleure dans la partie inférieure de la zone à Acanthicum.

### 4.4.3 Les Gorges de la Méouge

#### Situation géographique

La coupe des Gorges de la Méouge (Chap. 1, Fig. 1.1) est située sur la route départementale 942, entre Laragne-Montéglin et Barret-le-Bas (Fig. 4.22). La section A débute à droite de la route, 2 kilomètres environ avant la sortie ouest des gorges, et se termine par une lacune d'affleurement. La section B se trouve en contrebas de la route, sur la rive gauche de la Méouge (Pl. 9G). Enfin, la section C affleure à droite de la route. La fin de la coupe coïncide avec la disparition des interbancs marneux.

Le contenu en ammonites de la coupe des Gorges de la Méouge est insuffisant pour établir un cadre biostratigraphique précis. La stratigraphie résulte des corrélations avec la coupe de Châteauneuf d'Oze réalisées par DE RAFÉLIS (2000). Les limites de zones et de sous-zones d'ammonites (sauf celles de la sous-zone à Lothari) sont approximatives.

#### Description et interprétation sédimentologique

Le début de la série étudiée (de la base de Platynota au Tithonien) est indiqué par les premières marnes (mètre 30 à 32) qui suivent la limite inférieure de la zone à Platynota (Fig. 4.23a). Leur proportion diminue ensuite légèrement avant d'augmenter à nouveau dans la partie supérieure de la zone à Platynota (mètre 36) (Fig. 4.23b). Le rapport marnes sur calcaires et l'épaisseur des alternances, qui composent la zone à Hypselocyclum et les deux tiers de la zone à Divisum, sont relativement constants. La sédimentation paraît par conséquent relativement uniforme pendant cette
Méouge (1)

<figure><img src="image_119.png" /><figcaption>Fig. 4.23a: Gorges de la Méouge section (part 1).</figcaption></figure>
Méouge (2)

<figure><img src="image_120.png" /><figcaption>Fig. 4.23b: Gorges de la Méouge section (part 2).</figcaption></figure>
période. La zone à Divisum se termine par trois bancs épais qui forment le Ressaut à Balderum (mètres 59 et 61). Les 19 mètres suivants (du mètre 61 au mètre 80) sont dominés par les calcaires. La proportion de marnes diminue progressivement jusqu'au mètre 80. La coupe se termine par la disparition des interbancs marneux et l'apparition des chailles.

La coupe des Gorges de la Méouge est dominée par des microfaciès pélagiques (mudstones et wackestones à radiolaires). Les filaments apparaissent dès la sous-zone à Lothari, c'est-à-dire plus tôt par rapport à la coupe de Châteauneuf d'Oze (Fig. 4.23b).

En résumé, la coupe des Gorges de la Méouge se distingue des deux autres coupes étudiées dans le

Bassin vocontien par une sédimentation clairement pélagique et très uniforme.

## Interprétation séquentielle

En raison de l'uniformité de la sédimentation, l'interprétation séquentielle est difficile et fortement dépendante des corrélations avec les deux autres coupes levées dans le Bassin vocontien.

Dans les coupes de Crussol et de Châteauneuf d'Oze, la limite inférieure de la première séquence de moyen terme correspond au ressaut calcaire qui suit le niveau marneux caractéristique de la limite entre les zones à Planula et à Platynota (Fig. 4.19a' et 4.21a). Dans la coupe des Gorges de la Méouge, ce

<figure><img src="image_121.png" /><figcaption>Fig. 4.23c: Gorges de la Méouge section (part 3).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_122.png" /><figcaption>**Fig. 4.24:** *Microfacies zonation for the Kimmeridgian of the Ardèche area in the Vocontian Basin, modified from Dromart & Atrops (1988).*</figcaption></figure>

ressaut n'apparaît pas aussi distinctement que dans les deux autres coupes (Fig. 4.23a). Néanmoins, une diminution du rapport marnes sur calcaires et une surface fortement bioturbée et couverte de fer oxydé (mètre 32) indique un arrêt ou un ralentissement de la sédimentation, qui est interprété comme une limite de séquence. La surface de transgression de cette séquence est indiquée par une légère augmentation de la proportion de marnes (mètre 34). Le dépôt d'inondation maximale (du mètre 37 au mètre 39) correspond à un maximum de la proportion de marnes et à des épaisseurs d'alternances relativement fortes (Fig. 4.23b).

La limite inférieure de la deuxième séquence de moyen terme (mètre 45) est située à la base d'une alternance contenant peu de marnes, relativement épaisse et comprise dans un intervalle riche en pyrite et en ammonites. La surface de transgression de cette séquence coïncide avec une première augmentation de la proportion de marnes (mètre 46). La base du

maximum d'inondation correspond à une deuxième augmentation de la proportion de marnes (mètre 49), plus forte que la première. Le dépôt d'inondation maximale s'étend jusqu'au mètre 54 où la quantité de marnes diminue. L'épaisseur des alternances comprises entre les mètres 50 et 53 est relativement forte.

Comme dans les coupes de Crussol et de Châteauneuf d'Oze, la troisième et la quatrième séquence de moyen terme ont une épaisseur réduite, qui est comparable à celle des séquences de court terme qui composent les deux premières séquences de moyen terme.

La limite inférieure de la troisième séquence de moyen terme (mètre 57) coïncide avec une diminution de la proportion de marnes, une augmentation de l'épaisseur des alternances et des bancs de calcaire noduleux. Le maximum d'inondation de cette séquence (mètre 58) correspond à une alternance relativement épaisse et en majeure partie composée de marnes.

<figure><img src="image_123.png" /><figcaption>**Fig. 4.25:** *Microfacies zonation proposed by BENZAGGAGH (2000) for the Kimmeridgian in the inner Prerif and Mesorif (northern Morocco).*</figcaption></figure>
Comme à Crussol et à Châteauneuf d'Oze, la limite inférieure de la quatrième séquence de moyen terme (mètre 60) est située à la base du deuxième banc qui forme le Ressaut à Balderum. Le maximum d'inondation de cette séquence est indiqué par la plus grande proportion de marnes qui apparaît immédiatement après le Ressaut à Balderum. Le dépôt de haut niveau correspond à une diminution de la proportion de marnes et de l'épaisseur des alternances.

La limite inférieure de la cinquième séquence de moyen terme (mètre 62) correspond à un empilement de bancs relativement épais de calcaire massif avec des interbancs marneux peu ou pas développés. La surface de transgression de cette séquence est située au sommet du dernier banc qui forme cet empilement, et qui est surmonté d'une quantité importante de marnes (mètre 63). Le dépôt d'inondation maximale correspond à deux alternances très marneuses et particulièrement riches en pyrite. Comme à Crussol, le dépôt de haut niveau de la cinquième séquence de moyen terme est très épais. Il comprend des alternances épaisses et en majeure partie composées de calcaires (Fig. 4.23c).

La limite inférieure de la sixième séquence de moyen terme est située à la base de deux bancs épais de calcaire massif et bioturbé (mètre 73). Le maximum d'inondation de cette séquence coïncide avec l'intervalle marneux qui suit.

La limite inférieure de la septième séquence de moyen terme est située à la base du banc le plus épais et le plus bioturbé (mètre 78) d'un empilement formé de bancs relativement fins de calcaire massif. Cet empilement est suivi des derniers interbancs marneux observés (mètre 79). Comme à Crussol, la partie supérieure de la coupe des Gorges de la Méouge est composée de calcaires massifs.

### 4.4.4 Stratigraphie des microfossiles pélagiques

Les microfaciès du bassin comparés à ceux de la plate-forme ont plus une valeur temporelle que paléoenvironnementale.

DROMART & ATROPS (1988) proposent une échelle stratigraphique basée sur l'évolution des fréquences relatives des microfossiles pélagiques du Jurassique moyen-supérieur (Callovien-Tithonien) de la Bordure ardéchoise, marge occidentale du Bassin vocontien (Fig. 4.24). Les différentes zones définies sont corrélées à l'échelle standard des ammonites et comparées aux données provenant de séries du pourtour méditerranéen et de l'Atlantique Central. Le Kimméridgien inférieur jusqu'à la zone d'ammonites à Hypselocyclum correspond à la zone à *Glochoaete*. La faune est essentiellement constituée de *Glochoaete*, de radiolaires et de quelques *Saccocoma*. Dans cet intervalle, trois associations apparaissent:

- *Glochoaete* dominants,

- *Glochoaete* et radiolaires dominants,

- radiolaires dominants.

De la zone d'ammonites à Divisum à celle à Beckeri, les filaments dominent. Le Kimméridgien terminal (zone d'ammonites à Beckeri) est marqué par l'apogée des *Saccocoma* et la récurrence des *Glochoaete*.

Dernièrement, BENZZAGGAGH (2000) apporte des précisions sur la zonation proposée par DROMART & ATROPS (1988). La zone à Platynota se distingue par un pic de protoglobigérines; les zones à Divisum et Beckeri correspondent à des pics de filaments; l'explosion des *Saccocoma* marque la base du Tithonien (Fig. 4.25).

Dans les coupes de Crussol, Châteauneuf d'Oze et la Méouge, seul le pic de filaments dans la zone à Divisum apparaît de manière systématique.

***
<figure><img src="image_124.png" /></figure>
5 - CORRÉLATIONS

Les corrélations chronostratigraphiques sont
indispensables pour valider l'interprétation séquentielle
d'une coupe. En l'occurrence, les corrélations et
l'interprétation séquentielle des coupes sont présentées
séparément, mais l'une et l'autre sont
complémentaires.

Les corrélations permettent de mesurer l'influence
des facteurs qui contrôlent la sédimentation. Elles
permettent notamment de distinguer les phénomènes
autocycliques des phénomènes allocycliques et
révèlent, par les variations différentielles d'espace
disponible entre les coupes, les périodes d'activité
tectonique locales, régionales et/ou globales et, par
des caractéristiques sédimentologiques communes
à l'ensemble des dépôts, les changements
environnementaux et climatiques. Les corrélations
donnent également une image tridimensionnelle du
système sédimentaire. Dans le cas présent, l'évolution
verticale et latérale de la géométrie des corps
sédimentaires permet de définir les relations qui
existent entre la plate-forme et le bassin.

Les corrélations chronostratigraphiques sont basées
sur des niveaux repères qui sont fournis, pour
le Kimméridgien du Jura et du Bassin vocontien,
par la biostratigraphie, la lithostratigraphie et/ou la
chimiostratigraphie.

La biostratigraphie est indispensable pour confirmer
l'interprétation séquentielle et cyclostratigraphique
des coupes et leur corrélation. En l'occurrence,
les marqueurs biostratigraphiques confirment les
corrélations des limites de séquences de troisième
ordre et de moyen terme, mais ne justifient pas
les corrélations des séquences de court terme, qui
constituent un cadre chronostratigraphique de plus
haute résolution. Par conséquent, les corrélations
des séquences de court terme sont basées sur la
comparaison d'une coupe à l'autre de l'évolution

verticale des faciès sédimentaires et de l'épaisseur
des bancs. Dans le cas où plusieurs possibilités de
corrélation apparaissent, la solution la plus appropriée,
c'est-à-dire qui réunit le maximum des éléments de
corrélation, est choisie ("best fit").

La validité des marqueurs lithostratigraphiques est généralement basée sur la biostratigraphie. Les formations lithologiques résultent de changements environnementaux majeurs qui peuvent être synchrones à l'échelle locale voire régionale. Les corrélations basées sur les marqueurs lithostratigraphiques sont d'autant plus exactes que la tranche d'eau est importante. En effet, les variations latérales de faciès constituent le principal argument contre l'utilisation des formations lithologiques comme marqueurs isochrones dans les environnements de plates-formes peu profondes.

La chimiostratigraphie est basée sur les corrélations des minima ou maxima de la concentration d'un élément donné. Les marqueurs géochimiques sont valables dans un système de sédimentation donné, mais doivent être utilisés avec précaution quand il s'agit de corréler des systèmes sédimentaires différents (Chap. 8).

5.1 CORRÉLATIONS DANS LE JURA CEN-
TRAL

5.1.1 Marqueurs

Les corrélations des coupes du Jura central (Fig.
5.1) sont essentiellement basées sur la limite inférieure
de la Formation de Reuchenette. Il s'agit d'un repère
lithostratigraphique qui est valable à l'échelle locale
(GYGI, 2000), qui est daté de la zone d'ammonites à
Platynota (GYGI & PERSOZ, 1986), et qui est indiqué
par un brusque changement de texture (de packstone-
grainstones à mudstones), par l'établissement de
<figure><img src="image_125.png" /></figure>
<figure><img src="image_126.png" /><figcaption>**Fig. 5.1:** High-resolution chronostratigraphic correlations of the Swiss Jura sections. Two main parts are defined: the lower part, which comprises the intervals A and B, and the upper part. These subdivisions result from the superposition of two frequencies of relative sea-level fluctuations. In the upper part, the sequence boundary zone, which stands between the seventh and the eighth medium-scale sequence, is comparable to the Calcaires de la Sémine defined in the southern Jura (Chap. 6.2.3).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_127.png" /></figure>
<figure><img src="image_128.png" /><figcaption>**Fig. 5.2:** The fluctuations of the relative-abundance of quartz reflect very well the Jura platform dynamics during the Kimmeridgian. The maximum gain in accommodation, which characterizes the upper part of the Reuchenette Formation, is marked by the quasi-disappearance of quartz. In the Gorges de Court and Péry-Reuchenette sections, tectonics greatly influences the trend.</figcaption></figure>
Third-order sequences
(HARDENBOL et al., 1998)

<figure><img src="image_129.png" /></figure>

Montagne de Crussol
(the closest to the Jura platform)

90 km

<figure><img src="image_130.png" /></figure>

30 km

<figure><img src="image_131.png" /></figure>

Gorges de la Méouge
(the most remote from the Jura platform)
conditions écologiques restreintes, et par une
augmentation de la quantité de quartz (Chap. 4.3). Par
ailleurs, les Marnes à *Exogyra virgula* (Chap. 1.2.2),
qui ont été clairement identifiées dans la coupe de
Péry-Reuchenette et de manière plus approximative
dans les coupes des Gorges de Court et des Gorges
du Pichoux, constituent un repère supplémentaire. Des
marqueurs biostratigraphiques précis n'existent pas
dans ces milieux de plate-forme peu profonde.

5.1.2 Résultats

Grandes tendances

Les corrélations des coupes du Jura (Fig. 5.1) mettent en évidence deux parties principales. La partie inférieure est composée des cinq premières séquences de moyen terme. La deuxième partie comprend les séquences de moyen terme 6, 7 et 8. La partie inférieure est caractérisée par des bancs fins à moyennement épais, par une quantité relativement importante de terrigènes (argiles, quartz et charbon), par de nombreuses structures de dessiccation et par de la dolomie. La partie supérieure se distingue par des bancs épais de calcaire massif, par la quasi-disparition des terrigènes, des indices d'émersion et de la dolomie, et par le développement des algues vertes. La limite entre ces deux parties coïncide avec la surface de transgression de la troisième séquence de long terme, qui correspond par conséquent au gain d'espace disponible le plus important enregistré dans le Jura central au cours du Kimméridgien.

La partie inférieure est caractérisée par une
sédimentation instable, qui se manifeste par des
séquences de dépôt d'épaisseur variable et par une
plus grande diversité de faciès. Elle se compose de
deux parties distinctes (A et B), qui sont interprétées
comme des séquences de dépôt de long terme.

La partie A correspond à la première séquence de
long terme, qui est définie entre la limite inférieure
de la première séquence de moyen terme et le
sommet de la troisième séquence de moyen terme.
Elle se distingue par une diminution de l'épaisseur
des séquences de moyen terme et de court terme,
et par un déplacement des environnements de dépôt
vers le continent, qui suggèrent une diminution de

l'espace disponible. Même si l'épaisseur de la première séquence de long terme dans la coupe des Gorges de Court est peu différente de celle des coupes des Gorges du Pichoux et de Péry-Reuchenette, la tendance shallowing-up s'enregistre plus tôt à Court que dans les deux autres coupes. Les Gorges de Court représentent vraisemblablement un relief positif.

La partie B correspond à la deuxième séquence de long terme. Elle est limitée à la base et au sommet par des calcaires en partie dolomitiques, finement stratifiés et caractéristiques d'environnements proches de l'émersion. Dans les coupes des Gorges du Pichoux et de Péry-Reuchenette, l'intervalle compris entre ces deux limites est composé de bancs relativement épais, qui sont interprétés comme des dépôts de lagons semi-restreints à ouverts. L'intervalle équivalent dans la coupe des Gorges de Court présente de nombreuses lacunes d'affleurement qui résultent d'un apport accru et localisé de terrigènes (Fig. 5.2), vraisemblablement d'origine tectonique (accentuation du haut-fond et condensation et/ou déviation des directions d'approvisionnement). En effet, les variations latérales de l'épaisseur des séquences de moyen terme 4 et 5 mettent en évidence des événements tectoniques qui affectent l'ensemble de la région étudiée. L'épaisseur de la quatrième séquence de moyen terme dans la coupe des Gorges de Court est beaucoup moins importante que dans les deux autres coupes. Par ailleurs, en dépit d'une augmentation importante d'espace disponible enregistrée dans les séquences de moyen terme 4 et 5, les environnements de dépôt dans la coupe de Péry-Reuchenette restent très peu profonds voire émersifs. Cette dernière observation et la quantité relativement importante de séquences élémentaires observées dans la coupe de Péry-Reuchenette par rapport aux deux autres coupes (Chap. 4.2.1) indiquent que la tranche d'eau était globalement plus faible à proximité de la bordure de la plate-forme.

La partie supérieure se caractérise par des faciès très homogènes. La septième séquence de moyen terme est la plus épaisse des séquences de moyen terme définies dans ce travail et comprend les environnements de dépôts les plus ouverts. L'établissement d'une sédimentation uniforme au Kimméridgien supérieur dans le Jura central est par conséquent favorisé par

Fig. 5.3: *High-resolution chronostratigraphic correlations of the Vocontian Basin sections, from the closest to the most remote from the Jura platform. Two main parts are defined according to the composition of the deposits. In part A, the marl percentage decreases and a condensed interval appears. Part B is limestone-dominated. The interpretation of these subdivisions is discussed in the chapter concerning the platform-to-basin correlations.*
<figure><img src="image_132.png" /><figcaption>**Fig. 5.4:** Correlation of the medium-scale depositional sequences between the Swiss Jura Mountains and the Vocontian Basin. The thick dotted lines joining the platform sections with the Montagne de Crussol section correspond to the transgressive surface of the fifth medium-scale sequence and to the transgressive surface of the third long-term sequence, which coincide with the two major gains in accommodation recorded in the Jura central. Note that the small-scale sequences are numbered differently on the platform and in the basin (see chapter 6).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_133.png" /></figure>

Studied sections

① Gorges du Pichoux

② Gorges de Court

③ Péry-Reuchenette

④ Montagne de Crussol

⑤ Châteauneuf d'Oze

⑥ Gorges de la Méouge

<figure><img src="image_134.png" /></figure>
un espace disponible accru. Néanmoins, la limite supérieure de la septième séquence de moyen terme enregistre une diminution de la tranche d'eau, et des variations d'espace disponible de haute fréquence et de forte amplitude, qui sont équivalentes à la Formation des Calcaires de la Sémine définie dans le Jura méridional (BERNIER, 1984; ENAY, 2000), et probablement en partie d'origine tectonique (Chap. 6.2.3). Cet événement tectonique est enregistré par les variations de faciès, et non par les variations latérales de l'épaisseur des séquences. Cette particularité est vraisemblablement liée au fort potentiel d'accommodation qui caractérise le Kimméridgien supérieur du Jura.

## Évolution latérale des séquences de dépôt

Les corrélations des coupes du Jura central mettent en évidence une bonne continuité latérale des séquences de moyen terme et de long terme. Les séquences de court terme se corrèlent également sur l'ensemble de la région étudiée, mis à part dans les intervalles où une forte proportion de terrigènes entraîne de nombreuses lacunes d'affleurement. La bonne continuité latérale des séquences de dépôt témoigne de la bonne préservation de l'enregistrement sédimentaire sur la plate-forme du Jura pendant le Kimméridgien. Par conséquent, l'espace disponible était suffisamment important pour éviter d'importantes périodes de non-dépôt, et les variations du niveau marin relatif, qui ne provoquaient pas d'érosion, étaient probablement de faible amplitude.

## 5.2 CORRÉLATIONS DANS LE BASSIN VOCONTIEN

### 5.2.1 Marqueurs

Une biostratigraphie détaillée existe pour les coupes de la Montagne de Crussol et de Châteauneuf d'Oze (ATROPS, 1982). Le contenu en ammonites de la coupe des Gorges de la Méouge est insuffisant, mais des corrélations avec la coupe de Châteauneuf d'Oze ont été réalisées à partir des variations de la concentration en manganèse des sédiments par DE RAFÉLIS (2000). Par ailleurs, le Kimméridgien du Bassin vocontien présente des repères lithologiques qui affleurent dans tout le bassin et dont le caractère synchrone est confirmé par la biostratigraphie. Quatre d'entre eux ont été particulièrement utiles dans cette étude. Il s'agit des intervalles marneux de la base de la zone à Platynota et de la sous-zone à Hippolytense, de la Vire à Crussoliceras et du Ressaut à Balderum (ATROPS, 1982).

Les corrélations chronostratigraphiques des coupes du Bassin vocontien sont par conséquent parfaitement contraintes.

### 5.2.2 Résultats

#### Grandes tendances

L'évolution au cours du temps de la composition et de l'épaisseur des alternances marnes-calcaires mettent en évidence deux parties distinctes (Fig. 5.3). La partie A enregistre une augmentation de la proportion de marnes et se termine par la formation d'un intervalle condensé. La partie B se distingue par une augmentation de la quantité relative de carbonates.

L'épaisseur des séquences de moyen terme diminue globalement entre la coupe de la Montagne de Crussol, et celles de Châteauneuf d'Oze et de la Méouge. Par conséquent, les régions les plus distales du bassin présentent un taux d'accumulation plus faible par rapport aux régions les plus proximales.

#### Évolution latérale des séquences de dépôt

Le cadre stratigraphique du Kimméridgien du Bassin vocontien établi dans le cadre de ce travail coïncide avec la lithostratigraphie présentée par ATROPS (1982). Les séquences de long et de moyen terme se corrèlent quelles que soient leurs caractéristiques sédimentologiques. Concernant les séquences de court terme, leur corrélation est problématique voire impossible dans les intervalles condensés, où le taux d'accumulation est réduit voire nul.

## 5.3 CORRÉLATIONS ENTRE LE JURA CENTRAL ET LE BASSIN VOCONTIEN

En raison de l'absence de marqueurs, la biostratigraphie du Kimméridgien du Jura est mal définie. Le Kimméridgien inférieur du Bassin vocontien est au contraire parfaitement contraint par ammonites (ATROPS, 1982). Les corrélations entre la plate-forme et le bassin sont par conséquent indispensables pour confirmer la stratigraphie haute-résolution de l'intervalle étudié basée sur l'interprétation sédimentologique, séquentielle et cyclostratigraphique des coupes de la plate-forme. Elles sont par ailleurs essentielles pour comprendre les relations qui existent entre le Jura et le Bassin vocontien au cours du Kimméridgien (Chap. 10).
### 5.3.1 Méthode

L'ensemble des coupes étudiées est aligné par rapport à la limite de séquence de moyen terme de la zone à Platynota, qui est définie sur la plate-forme comme dans le bassin, et qui est considérée comme isochrone. Le nombre de séquences de court terme entre deux limites de séquence de moyen terme définies dans le bassin est équivalent à celui qui est compté sur la plate-forme. Par conséquent, les limites de séquences de moyen terme enregistrées sur la plate-forme et dans le bassin peuvent être corrélées.

En raison des mauvaises conditions d'affleurement dans le Bassin vocontien, les corrélations (Fig. 5.4) concernent uniquement le Kimméridgien inférieur (de la zone à Platynota à la zone à Divisum). Néanmoins, la coupe de Crussol s'étend jusque dans le Kimméridgien

supérieur (Fig. 5.5). Par conséquent, les corrélations concernent un intervalle de temps relativement long, qui permet de mieux comprendre les relations qui existent entre la plate-forme du Jura et le Bassin vocontien.

### 5.3.2 Résultats

Les variations de l'épaisseur des séquences de dépôt de court et de moyen terme et des faciès sédimentaires sur la plate-forme et dans le bassin définissent trois parties distinctes (Fig. 5.4). La partie inférieure A est comprise entre Kim 1 et Kim 3, la partie inférieure B s'étend de Kim 3 à Kim 4, et la partie supérieure est située au-delà de Kim 4. Dans la coupe de la Montagne de Crussol, chaque partie coïncide avec une formation lithologique (ATROPS, 1984). La première partie comprend les "Calcaires de la Louyre" et la "

<figure><img src="image_135.png" /><figcaption>Fig. 5.5: Detailed view of the transition between the Swiss Jura platform and the Vocontian Basin. Note that the numbering of small-scale sequences is different on the platform and in the basin.</figcaption></figure>
Vire à Divisum”, la deuxième est équivalente aux “
Calcaires de la Beaume”, et la troisième correspond
aux “ Calcaires Ruiniformes de Païolive”.

Partie inférieure A

La partie inférieure A correspond à la première séquence de long terme définie sur la plate-forme (formée des séquences de moyen terme 1, 2 et 3). La diminution de l'épaisseur des séquences de court et de moyen terme est liée à l'apparition des premiers faciès de replat de marée sur la plate-forme, et à une augmentation de la proportion de marnes dans le bassin. Par conséquent, la diminution de l'espace disponible enregistrée sur la plate-forme du Jura se traduit dans le Bassin vocontien par une diminution de la quantité relative de carbonates.

Partie inférieure B

La partie inférieure B correspond à la deuxième séquence de long terme définie sur la plate-forme (composée des séquences de moyen terme 4 et 5). L'épaisseur des séquences de court terme augmente jusque dans la partie supérieure de la cinquième séquence de moyen terme puis diminue. La quatrième séquence de moyen terme correspond sur la plate-forme à un intervalle relativement riche en indices émersion.

Les dépôts équivalents dans le bassin sont condensés. La surface de transgression de la cinquième séquence de moyen terme coïncide sur la plate-forme avec une augmentation importante de l'espace disponible, et dans le bassin avec une augmentation de la quantité relative de carbonates. Par conséquent, l'augmentation de l'espace disponible enregistrée sur la plate-forme du Jura correspond dans le Bassin vocontien à une augmentation de la quantité relative de carbonates.

Partie supérieure

Dans le Bassin vocontien, la partie supérieure correspond à des falaises de calcaire massif. Sur la plate-forme, les dépôts équivalents résultent de la plus importante augmentation d'espace disponible enregistrée dans le Jura central au cours du Kimméridgien. Par conséquent, l'établissement des falaises dans le Bassin vocontien coïncident avec le maximum d'accommodation enregistré sur la plate-forme.

Les facteurs qui contrôlent les variations de l'espace
disponible dans le Jura central et les relations entre la
plate-forme du Jura et le Bassin vocontien au cours de
chacune de ces périodes sont discutés en détail dans
les deux derniers chapitres de cette thèse (Chap. 9 et
10).

***
# 6 - CYCLOSTRATIGRAPHIE

## 6.1 INTRODUCTION

### 6.1.1 Concept

Les variations quasi-périodiques des paramètres orbitaux de la Terre modifient la distribution et l'intensité de l'insolation à la surface terrestre, et entraînent des changements climatiques (MILANKOVITCH, 1941; BERGER, 1978; SMITH, 1989; DE BOER & SMITH, 1994). Ces paramètres sont notamment la précession des équinoxes, l'obliquité de l'axe de rotation de la Terre, et l'excentricité de l'orbite terrestre autour du Soleil. Les périodes des cycles de variations de ces paramètres ont été calculées pour les 2 500 derniers millions d'années (BERGER & LOUTRE, 1994). Actuellement, le cycle de la précession présente deux maxima à 19 ka et 23 ka, le cycle de l'obliquité, un maximum à 41 ka, et les deux principaux cycles de l'excentricité, un maximum à 100 ka et 400 ka respectivement. Au Kimméridgien, la précession varie tous les 20 ka en moyenne, l'obliquité tous les 38 ka, et l'excentricité tous les 100 ka et 400 ka (BERGER et al., 1989). Les variations de l'obliquité sont accentuées dans les régions de haute latitude, alors que les variations de la précession touchent principalement les régions de basse latitude (SMITH, 1989). Au Kimméridgien, le Jura central et le Bassin vocontien se situent entre 25 et 30° de latitude Nord (THIERRY, 2000), et sont de ce fait d'avantage concernés par les variations de la précession et de l'excentricité.

Les variations du niveau marin eustatique, qui dépendent des cycles de glaciation et de déglaciation des calottes polaires liés aux variations des paramètres orbitaux de la Terre (HAYS et al., 1976), sont généralement citées pour expliquer la formation des cycles sédimentaires de haute fréquence. Le Kimméridgien est interprété comme une période de "green house" (HALLAM, 1984). L'existence de calottes glaciaires est peu probable, bien qu'elle ne soit pas

exclue (VALDES et al., 1995; PRICE, 1999). Toutefois, la quantité de glace disponible serait insuffisante pour entraîner des variations significatives du niveau marin eustatique (VALDES et al., 1995; SELLWOOD et al., 2000). Dans ce cas, d'autres mécanismes comme l'évaporation de bassins isolés (DONOVAN & JONES, 1979), l'expansion thermique de la surface des océans (GORNITZ et al., 1982), les variations de volume des circulations thermohalines (SCHULZ & SCHÄFER-NETH, 1998), les variations de volume des glaciers alpins (FAIRBRIDGE, 1976), la rétention et l'expulsion de l'eau des aquifères et des lacs (JACOBS & SAHANIAN, 1993), et/ou les déformations du géoïde (MÖRNER, 1994), peuvent être responsables des variations du niveau marin eustatique de haute fréquence.

### 6.1.2 Méthode

La cyclostratigraphie permet d'obtenir un cadre stratigraphique de très haute résolution, supérieure à la biostratigraphie, et de quantifier les vitesses des processus écologiques, sédimentaires, diagénétiques, et/ou tectoniques. L'analyse détaillée des variations au cours du temps des faciès sédimentaires, de l'épaisseur des bancs et des séquences de dépôt de courte durée (stacking pattern), permet de définir plusieurs ordres de séquences de dépôt, qui sont dans la plupart des cas empilées selon des rapports caractéristiques comme 5:1 (c'est-à-dire 5 cycles de 20 ka pour 1 cycle de 100 ka) ou 4:1 (c'est-à-dire 4 cycles de 100 ka pour 1 cycle de 400 ka). La hiérarchie des séquences de dépôt, et les rapports 5:1 et 4:1, sont discutés dans FISCHER (1986), GOLDHAMMER et al. (1987; 1990), et SCHWARZACHER (1993). Cette méthode constitue le moyen (mis à part l'utilisation d'outil mathématique, comme l'analyse spectrale d'un ou de plusieurs paramètres) le plus sûr pour révéler l'existence d'un contrôle orbital sur la sédimentation (MIALL, 1997). La biostratigraphie est indispensable pour placer les cycles dans un cadre
chonostratigraphique, et confirmer leur durée par des
datations absolues.

6.1.3 Avantages et limites

Un ordre de séquence est défini en fonction
de l'évolution au cours du temps des faciès
sédimentaires, de l'épaisseur des séquences et de
sa relation avec les ordres de séquences de plus
courte ou de plus longue durée. Dans des contextes
sédimentologiques identiques, les cycles représentent
un outil chronostratigraphique fiable et de haute
résolution. Cependant, l'enregistrement sédimentaire
des cycles orbitaux est atténué ou accentué par
une multitude d'autres facteurs, et l'utilisation de
la cyclostratigraphie comme outil stratigraphique
nécessite de prendre certaines précautions. Il est
d'abord nécessaire de montrer que la hiérarchie et
les rapports caractéristiques qui existent entre les
différents ordres de séquences restent stables dans
le temps. Ensuite, il est indispensable de tester la
continuité latérale des séquences de dépôt par des
corrélations sur de longues distances, qui permettent
de filtrer l'influence des phénomènes autocycliques
(STRASSER, 1991), de révéler des lacunes de
sédimentation et/ou des variations d'espace disponible
liées à la subsidence différentielle. Par ailleurs, certains
auteurs remettent en cause la nature cyclique de
l'enregistrement sédimentaire (ALGEO & WILKINSON,
1988; DRUMMOND & WILKINSON, 1993, 1996; WILKINSON
et al., 1996, 1997). En effet, l'analyse statistique d'une

série aléatoire de cycles péritidaux (modèle chaotique)
et d'une série de séquences de dépôt définies en
fonction des variations de l'épaisseur des bancs et des
lithofaciès d'une pile sédimentaire peut donner des
résultats équivalents.

6.2 COMPARAISONS DES RÉSULTATS OBTE-
NUS AVEC LA CHRONOSTRATIGRAPHIE

L'analyse sédimentologique détaillée et
l'interprétation séquentielle des faciès peu profonds de
la plate-forme du Jura, et des faciès hémipélagiques à
pélagiques du Bassin vocontien, révèlent quatre ordres
de séquences de dépôt: les séquences de long terme, de
moyen terme, de court terme, et élémentaires (Chap.
4.2). Les corrélations des coupes de la plate-forme,
des coupes du bassin, et les corrélations entre la plate-
forme et le bassin, démontrent la bonne continuité
latérale des séquences de moyen et de long terme,
qui est probablement liée à un espace disponible
suffisamment important et à des variations du niveau
marin relatif de faible amplitude (Chap. 5.1.2). Le
Kimméridgien du Jura central et du Bassin vocontien
est donc particulièrement indiqué pour une étude
cyclostratigraphique.

Les corrélations entre les coupes du Jura et les
coupes du Bassin vocontien, qui sont parfaitement
datées par ammonites (ATROPS, 1982), permettent
de comparer les résultats obtenus avec le cadre
chonostratigraphique du Kimméridgien présenté par

<figure><img src="image_136.png" /><figcaption>Fig. 6.1: Stratigraphic chart of the Kimmeridgian in the Tethyan realm and comparison of the time spans proposed in the Jura Mountains and the Vocontian Basin with the ones defined by HARDENBOL et al. (1998). Discrepancies (*) are explained by reduced accommodation on the platform and/or tectonics.</figcaption></figure>
HARDENBOL et al. (1998) (Fig. 6.1). Pour le domaine tethysien, cinq limites de séquence de troisième ordre (de Kim 1 à Kim 5) sont définies entre les zones d'ammonites à Platynota et à Beckeri. Leur position chronostratigraphique est calibrée d'après l'échelle de temps absolu de GRADSTEIN et al. (1994, 1995). D'après les zones d'ammonites, les limites de séquence de troisième ordre de HARDENBOL et al. (1998) correspondent à cinq des limites de moyen terme définies dans ce travail.

La coupe des Gorges de la Méouge est la plus distale des coupes étudiées dans le Bassin vocontien. Elle se situe dans une région relativement préservée des courants gravitaires, et présente des alternances marnes-calcaires régulières et peu de bancs calcaires amalgamés. La durée donnée par HARDENBOL et al. (1998) entre deux limites de séquences de troisième ordre est divisée par le nombre de séquences élémentaires, ou d'alternances marnes-calcaires, comptées pour le même intervalle de temps dans la coupe des Gorges de la Méouge (Fig. 6.2). D'après ces calculs, la durée d'une séquence élémentaire varie entre 15 et 32 ka, soit 22 ka en moyenne. Ce résultat est approximativement égal à la période du cycle de la précession (i.e. 20 ka). Par ailleurs, les séquences de court terme sont formées de 4 à 5 alternances en moyenne (Chap. 4.2.2). En supposant qu'une alternance dure 20 ka, la durée des séquences de court terme est de 100 ka, ce qui équivaut à la période du premier cycle de l'excentricité. De la même manière, la plupart des séquences de moyen terme, sur la plate-forme comme dans le bassin, sont formées de 4 séquences de court terme (Fig. 6.1). La durée des séquences de moyen terme est donc égale à 400 ka, ce qui coïncide avec la période du deuxième cycle de l'excentricité.

En supposant qu'une séquence de court terme dure 100 ka, la durée de temps comprise entre les limites de séquence de moyen terme équivalentes aux limites de troisième ordre de HARDENBOL et al. (1998) dans les coupes du Jura et du Bassin vocontien est calculée (Fig. 6.1). Des disparités apparaissent, qui peuvent être liées aux marges d'erreur sur les datations absolues de GRADSTEIN et al. (1994, 1995), qui ne permettent pas de calculer avec précision la durée de temps qui s'est écoulée entre deux limites de troisième ordre, et/ou qui révèlent des incertitudes sur l'interprétation séquentielle établie dans ce travail. Les différents

<figure><img src="image_137.png" /></figure>

* considering that two amalgamated limestone beds correspond to two elementary sequences (or marl-limestone couplets)

<caption>Fig. 6.2: Comparison between the time spans given by HARDENBOL et al. (1998) for the studied interval and the number of elementary sequences counted in the Gorges de la Méouge section. The mean duration of an elementary sequence is 22 ky, which is close to the 20 ka orbital precession cycle.</caption>

ordres de séquences de dépôt sont difficiles à distinguer dans les intervalles où le taux de sédimentation et/ou l'espace disponible sont réduits. Toutefois, la durée calculée pour la totalité de l'intervalle étudié coïncide plutôt bien avec celle proposée par HARDENBOL et al. (1998). Par conséquent, la cyclostratigraphie permet d'établir un cadre stratigraphique fiable qui correspond à 80 ka près aux résultats issus de la synthèse d'une quantité considérable de données biostratigraphiques, magnétostratigraphiques et géochronologiques (HARDENBOL et al., 1998).

## 6.2.1 Difficultés d'interprétation liées à un taux de sédimentation réduit dans le bassin

L'épaisseur des séquences de moyen terme 3 et 4 des trois coupes étudiées dans le Bassin vocontien (Chap. 4.4, Fig. 4.19b', 4.21b, 4.23b) est réduite, comparable à l'épaisseur des séquences de court terme qui composent les séquences de moyen terme 1 et 2. Malgré leur faible épaisseur, ces séquences sont interprétées sur la base d'arguments biostratigraphiques et cyclostratigraphiques comme des séquences de moyen terme. En effet, Kim 2 est située dans la zone d'ammonites à Hypselocyclum, Kim 3 se trouve dans Divisum, et Kim 4 est à la limite entre les zones à Acanthicum et à Eudoxus. D'après les datations des limites de séquence de troisième ordre de HARDENBOL et al. (1998), l'espace de temps compris entre Kim 2 et Kim 3 est égal à 840 ka. De même, la durée comprise entre Kim 3 et Kim 4 correspond à 690 ka. En supposant qu'une séquence de moyen terme représente un cycle de l'excentricité de 400 ka, les
<figure><img src="image_138.png" /></figure>

intervalles compris entre Kim 2 et Kim 3, et Kim 3 et Kim 4, contiennent par conséquent deux séquences de moyen terme.

### 6.2.2 Difficultés d'interprétation liées à une diminution importante de l'espace disponible sur la plate-forme

D'après HARDENBOL et al. (1998), l'espace de temps compris entre Kim 2 et Kim 3 dure 840 ka. En supposant qu'une séquence de moyen terme représente 400 ka, la durée calculée dans le Jura pour le même intervalle de temps est égale à 800 ka (Fig. 6.1). Les résultats obtenus de part et d'autre sont équivalents, et l'interprétation des séquences de moyen terme dans les coupes du Jura est confirmée. La première séquence de moyen terme est composée de quatre séquences de court terme. En partant de l'hypothèse que les séquences de court terme correspondent au premier cycle de l'excentricité (i.e. 100 ka), cette séquence dure effectivement 400 ka. En revanche, la deuxième séquence de moyen terme comprise entre Kim 2 et Kim 3 contient 4 à 5 séquences de court terme, et représente 400 à 500 ka. Par conséquent, l'interprétation des séquences de court terme dans la deuxième séquence de moyen terme est inexacte.

Les séquences 13 et 14 des trois coupes étudiées sur la plate-forme (Chap. 4.3, Fig. 4.12b, 4.14b, 4.17b) ont été interprétées comme des séquences de court terme en raison de leur parfaite continuité latérale. En revanche, leur épaisseur est faible, et plutôt caractéristique des séquences de plus haute fréquence. En effet, elles précèdent Kim 3, qui correspond à une limite de séquence de long terme. L'espace disponible est donc particulièrement réduit, et favorise la formation de séquences de dépôt peu épaisses (Chap. 2.1.2). Compte tenu de leurs caractéristiques et du contexte dans lequel elles se développent, l'interprétation des séquences 13 et 14 comme séquences de court terme est justifiée. Cependant la comparaison du cadre stratigraphique défini dans le Jura avec celui proposé par HARDENBOL

**Fig. 6.3:** *Correlations of small-scale sequences 31 and 32, which form the sequence-boundary zone between medium-scale sequences 7 and 8, from the central Jura sections studied in this work to the ones located in the southern Jura (RAMEIL 2003, in prep.). Small-scale sequences 31 and 32 are probably equivalent to the Calcaires de la Sémine Formation, which was defined in the southern Jura (BERNIER, 1984). They probably correspond to cycles of higher-frequency which are identifiable because of a strong decrease in accommodation related to a regional tectonic event.*
et al. (1998) indique qu'elle est erronée. Les séquences
13 et/ou 14 représentent une durée de temps
probablement inférieure à 100 ka.

6.2.3 Difficultés d'interprétation liées à un événement tectonique régional: les Calcaires de la Sémine

D'après HARDENBOL et al. (1998), l'espace de temps compris entre Kim 4 et Kim 5 dure 1.15 Ma (Fig. 6.1). Dans le Jura central, le même intervalle comprend 3 séquences de moyen terme (400 ka) et 12 séquences de court terme (100 ka), qui représentent 1.2 Ma. Par conséquent, la durée obtenue dans ce travail est proche de celle donnée par HARDENBOL et al. (1998). Cependant, ce résultat ne compte pas les séquences de court terme 31 et 32 qui composent la SBZ (sequence boundary zone) comprise entre les séquences de moyen terme 7 et 8 (Fig. 6.3). Par conséquent, l'interprétation des séquences 31 et 32 comme séquences de court terme est probablement incorrecte, ou les datations des limites de séquence de troisième ordre de HARDENBOL et al. (1998) sont erronées.

Par ailleurs, le Kimméridgien supérieur (entre Kim
4 et Kim 5) du Jura central se distingue par des
bancs épais et des faciès homogènes d'environnements
de dépôt relativement ouverts, qui suggèrent une
augmentation de l'espace disponible (Chap. 5.2).
Cependant, la SBZ comprise entre les séquences de
moyen terme 7 et 8 enregistre un brusque déplacement
des milieux de dépôt vers le continent (Fig. 6.3).
De plus, la limite supérieure des séquences de court
terme 31 et 32 correspond à des milieux proches
de l'émersion, alors que la partie inférieure de la
séquence de court terme 32 est interprétée comme un
lagon protégé. Par conséquent, la SBZ comprise entre
les séquences de moyen terme 7 et 8 enregistre des
variations du niveau marin relatif de haute fréquence
et de forte amplitude.

Un essai de corrélation avec le Kimméridgien supérieur du Jura méridional indique que les séquences de court terme 31 et 32 correspondent vraisemblablement à la Formation des Calcaires de la Sémine (BERNIER, 1984; ENAY, 2000). Les corrélations sont basées sur l'interprétation sédimentologique et séquentielle des coupes du Cirque des Avalanches et de Noirveaux (RAMEIL 2003, en prép.), et sur la surface de transgression de la troisième séquence de long terme (Chap. 5, Fig. 5.1), qui constitue un excellent repère lithostratigraphique. Comme dans le Jura central, les Calcaires de la Sémine correspondent à

l'alternance d'environnements de dépôt proches de
l'émersion (brèche multicolore, galets noirs, structures
de dessiccation et ciment vadose) et de milieux ouverts
(grainstones à ooïdes, nérinées et *Cladocoropsis
mirabilis*), et contraste avec le reste de la série qui se
distingue par un espace disponible important et par
un taux de sédimentation globalement élevé. FOOKES
(1995) interprète la brèche multicolore, qui apparaît
localement dans les Calcaires de la Sémine (Fig. 6.3),
comme une émersion de large extension. STROHMENGER
et al. (1991) situent cette émersion à la limite
Kimméridgien-Tithonien, et la nomment SB 140,
conformément à l'âge radiométrique de la limite
Kimméridgien-Tithonien donné par HAQ et al. (1987).
Or, HAQ et al. (1987) et HARDENBOL et al. (1998)
n'indiquent pas de limite comparable au sommet
du Kimméridgien. De plus, ENAY (2000) place les
Calcaires de la Sémine dans la zone d'ammonites à
Beckeri (Fig. 6.1), et qualifie la brèche multicolore
d'événement local voire régional.

Les résultats obtenus dans ce travail confirment
les conclusions de ENAY (2000). Les interprétations
cyclostratigraphiques et sédimentologiques indiquent
que l'équivalent de la Formation des Calcaires de
la Sémine dans le Jura central est, conformément
aux fortes variations latérales de l'épaisseur des
séquences de dépôt 31 et 32 (Fig. 6.3), en partie
d'origine tectonique. Par ailleurs, les corrélations
entre la plate-forme du Jura et le Bassin vocontien
situent approximativement les Calcaires de la Sémine
dans la zone d'ammonites à Beckeri. Par conséquent,
les Calcaires de la Sémine résulteraient en partie
d'un événement tectonique régional, qui aurait affecté
l'ensemble de la plate-forme du Jura au Kimméridgien
supérieur. Cet événement tectonique accentue la limite
de séquence comprise entre les séquences de moyen
terme 7 et 8, qui se distingue par une importante
diminution de l'espace disponible.

6.3 COMPARAISON AVEC LES RÉSULTATS OBTENUS PAR D'AUTRES AUTEURS DANS LE JURA ET LE BASSIN VOCONTIEN, OU DANS D'AUTRES BASSINS EUROPÉENS

Le cadre stratigraphique établi à partir de
l'interprétation cyclostratigraphique des coupes du
Jura et du Bassin vocontien permet de comparer les
résultats obtenus dans cette étude avec les résultats
d'autres auteurs, qui ont travaillé dans le Jura, dans
le Bassin vocontien, ou dans d'autres bassins, en
Espagne, au Portugal, en France (Bassin de Paris et
Boulonnais), et en Angleterre (Fig. 6.4). Kim 1, Kim
<table><thead><tr><th colspan="2">KIMMERIDGIAN sensu gallico</th><th rowspan="2">TITH.</th><th rowspan="2">STAGES</th><th colspan="2">HARDENBOL ET AL. (1998)</th><th rowspan="2">Boreal realm ammonites</th><th rowspan="2">THIS STUDY</th><th rowspan="2">JURA MOUNTAINS</th><th rowspan="2">VOCONTIAN BASIN</th><th rowspan="2">SPAIN</th><th rowspan="2">PORTUGAL</th><th rowspan="2">PARIS BASIN</th><th rowspan="2">BOULONNAIS</th><th rowspan="2">ENGLAND</th></tr><tr><th>LOWER</th><th>UPPER</th><th>Tethyan realm</th><th>Sequences</th><th>Elegans</th><th>Gigas</th></tr></thead><tbody><tr><td></td><td></td><td></td><td>Ammonites</td><td>Ti 1</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td>Hybonotum</td><td></td><td>Kim 5</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td>Beckeri</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td>Eudoxus</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td>Acanthicum</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td>Divisum</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td>Hypselocyclum</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td>Platynota</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td>Planula</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

----- Extension of the medium-scale sequence boundaries defined in this study
**Fig. 6.4:** Comparison between the sequential interpretation proposed in this study with that defined by other authors in the same area (Jura Mountains and Vocontian Basin), or in Spain, Portugal, France, and England. The medium-scale sequence boundaries equivalent to Kim 1, Kim 3 and Kim 4, also interpreted as long-term sequence boundaries, are well-expressed in the other European basins. The other medium-scale sequence boundaries, which are attenuated or enhanced in the Jura Mountains by increased siliciclastic input and/or tectonic events, are badly represented in other places.

3 et Kim 4 sont bien représentées. Les limites qui s'expriment le moins sont Kim 2, la limite entre les séquences de moyen terme 4 et 5, et la limite entre les séquences de moyen terme 7 et 8. En effet, Kim 2 est située dans le dépôt d'inondation maximale de la séquence de long terme qui est comprise entre Kim 1 et Kim 3, et affleure relativement mal, sauf dans la coupe de Châteauneuf d'Oze où elle est soulignée par un slump. Dans le Jura central, la limite entre les séquences de moyen terme 4 et 5 appartient à un intervalle qui est caractérisé par un apport accru et localisé de terrigènes, vraisemblablement d'origine tectonique (Chap. 5.2, Fig. 5.2). Enfin, la SBZ entre les séquences de moyen terme 7 et 8, qui est équivalente aux Calcaires de la Sémine du Jura méridional, représente probablement une limite de séquence de moyen terme relativement discrète (taux de sédimentation élevé et inondation maximale de

second ordre), qui est accentuée dans le Jura par un événement tectonique. Contrairement au Jura central et au Bassin vocontien, Kim 5 est particulièrement bien marquée dans les bassins nord européens.

## 6.4 DURÉE DES SÉQUENCES DE LONG TERME

Kim 1, Kim 3 et Kim 4 correspondent aux limites des trois séquences de long terme définies dans ce travail (Fig. 6.4). Les deux premières séquences de long terme sont respectivement composées de trois et de deux séquences de moyen terme (400 ka). Par conséquent, leur durée est comprise entre 800 ka et 1.2 Ma, ce qui correspond au troisième ordre de VAIL et al. (1991). Selon HARDENBOL et al. (1998), la première séquence de long terme comprend deux séquences de troisième ordre, la deuxième correspond à une séquence de troisième ordre, et la troisième, qui se termine probablement au Tithonien, contient au minimum une séquence de troisième ordre.

Kim 1, Kim 3 et Kim 4 coïncident également avec les limites de moyen terme qui s'expriment le mieux dans l'ensemble des bassins reportés sur la figure 6.4. Par conséquent, les limites de ces séquences de long terme enregistrent des événements d'étendue globale, qui seront discutés ultérieurement (Chap. 9).

***
<figure><img src="image_139.png" /></figure>
# 7 - ISOTOPES STABLES, ARGILES ET PALYNOFACIÈS

L'étude sédimentologique et séquentielle permet de définir un certain nombre des paramètres qui contrôlent la dynamique d'un système sédimentaire comme l'hydrodynamisme, la salinité, la profondeur de l'eau, l'oxygénation, le climat, le taux de sédimentation (carbonates ou terrigènes), et/ou la tectonique régionale et globale. Les isotopes de l'oxygène et du carbone, les minéraux argileux, et les palynofaciès permettent de confirmer les résultats obtenus par l'étude sédimentologique et séquentielle, mais apportent également des informations supplémentaires sur le taux de sédimentation, le climat, les variations du niveau marin eustatique et/ou la tectonique. Les résultats obtenus dans ce travail par les isotopes, les argiles, et les palynofaciès ne permettent pas de confirmer les corrélations entre la plate-forme du Jura et le Bassin vocontien, néanmoins leur contribution à une meilleure compréhension de la dynamique globale du système au cours du Kimméridgien est considérable.

## 7.1 ISOTOPES DE L'OXYGÈNE ET DU CARBONE

Le Dr. Maureen PADDEN a travaillé dans le cadre de son doctorat à l'ETH de Zürich sur les variations des isotopes du carbone et de l'oxygène de l'Oxfordien et du Tithonien de Suisse (Jura du Nord de la Suisse et nappes Helvétiques du Nord-Est de la Suisse) et du Bassin vocontien (PADDEN et al., 2001). Les mesures du ∂¹³C et du ∂¹⁸O de 54 échantillons de la coupe des Gorges du Pichoux ont été réalisées dans le cadre de son travail (Annex 5). Pour minimiser l'influence des phénomènes diagénétiques, les échantillons les plus micritiques, les moins recristallisés et les plus profonds ont été selectionnés.

### 7.1.1 Résultats des analyses

Les variations du ∂¹³C et du ∂¹⁸O au cours du Kimméridgien sont relativement faibles. Les courbes de la coupe des Gorges du Pichoux ne présentent aucune excursion majeure, qui puisse être corrélée avec les signaux isotopiques obtenus dans les bassins adjacents (PADDEN et al., 2001). Compte tenu de ce premier résultat et des difficultés d'interprétation des variations du ∂¹³C et du ∂¹⁸O, liées aux phénomènes sédimentologiques et diagénétiques caractéristiques des dépôts de plate-forme peu profonde, l'interprétation des résultats reste superficielle.

Les variations du ∂¹³C et du ∂¹⁸O sont comparées à l'interprétation séquentielle de la coupe des Gorges du Pichoux (Fig. 7.1). La diminution globale du ∂¹³C et du ∂¹⁸O, qui est enregistrée au cours du Kimméridgien dans le Jura central, se subdivise en deux parties. La partie inférieure est définie par un écart positif par rapport aux valeurs moyennes, alors que la partie supérieure se distingue par un écart négatif. La limite entre la partie inférieure et la partie supérieure correspond à la base du dépôt d'inondation maximale de la deuxième séquence de long terme (ou à la surface de transgression de la cinquième séquence de moyen terme). Dans la partie inférieure, les signaux isotopiques sont difficilement comparables à l'interprétation séquentielle. Néanmoins, la limite supérieure de la première séquence de long terme coïncide avec une excursion négative du ∂¹³C et du ∂¹⁸O, tandis que le dépôt d'inondation maximale enregistre une excursion positive. Dans la partie supérieure, les limites des séquences de long terme sont indiquées par des excursions positives des
<figure><img src="image_140.png" /><figcaption>Fig. 7.1: Carbon and oxygen isotope ratios from the Gorges du Pichoux section.</figcaption></figure>
deux courbes, alors que les dépôts d'inondation maximale correspondent à des excursions négatives. Par conséquent, la relation entre l'interprétation séquentielle et les variations du ∂¹³C et du ∂¹⁸O dans la partie inférieure de la coupe est inversée par rapport à la partie supérieure.

### 7.1.2 Interprétation et discussion

Les variations du ∂¹³C entre l'Oxfordien moyen (zone d'ammonites à Transversarium) et la limite Jurassique-Crétacé des nappes Helvétiques du Nord-Est de la Suisse se distinguent par une excursion très positive (+ 2.95 ‰) à la fin de l'Oxfordien (zone d'ammonites à Bimammatum) (WEISSERT & MOHR, 1996). Au cours du Kimméridgien inférieur, le ∂¹³C fluctue aux environs de + 2 ‰. Le début du Kimméridgien supérieur est indiqué par une légère excursion négative (- 0,2 ‰). Enfin, le Kimméridgien supérieur et le début du Tithonien enregistrent une excursion positive de faible ampleur (+ 0,5 ‰). Les excursions positives indiquent des périodes de fortes accumulations de carbone organique (SCHIDLOWSKI, 1987), qui sont liées à une forte productivité et/ou des circulations océaniques restreintes et/ou des conditions anoxiques ou dysaérobiques et/ou un taux de sédimentation élevé (TYSON, 1987). À partir de données géochimiques et sédimentologiques, WEISSERT & MOHR (1996) concluent que les fortes précipitations, liées au climat particulièrement chaud et humide qui régnait au Jurassique supérieur (HALLAM, 1984), ont entraîné une intensification de l'érosion, le transfert de nutriments des continents aux océans, et l'eutrophisation des milieux de sédimentation, qui serait en partie responsable des fortes accumulations de carbone organique observées à l'Oxfordien et au Kimméridgien supérieur. La moindre importance de l'excursion enregistrée au Kimméridgien par rapport à celle de l'Oxfordien est attribuée à une augmentation de la production de carbonates, liée au développement simultané des plates-formes carbonatées et des récifs (LEINFELDER, 1993b). MORGANS-BELL et al. (2001) présentent une courbe très précise des variations du ∂¹³Corg du Kimméridgien du Sud de l'Angleterre, qui corrobore le modèle proposé par WEISSERT & MOHR (1996). Contrairement aux résultats précédents, la partie supérieure de la coupe des Gorges du Pichoux se caractérise par une excursion négative du ∂¹³C. Enfin, le ∂¹³C et le ∂¹⁸O de la coupe de Châteauneuf d'Oze dans le Bassin vocontien ont été réalisés par de Rafélis (2000). Ces analyses concernent un intervalle limité qui s'étend jusque dans la partie inférieure

du Kimméridgien supérieur (zone d'ammonite à Acanthicum) et un nombre d'échantillon réduit (13 au total). Les résultats obtenus sont par conséquent difficiles à comparer aux mesures réalisées sur la coupe des Gorges du Pichoux.

Le ∂¹³C est utilisé par certains auteurs comme marqueur des variations du niveau marin (SHACKLETON & KENNETT, 1975; BERGER & VINCENT, 1986; GRÖTSCH et al., 1998). Une excursion positive indique une augmentation du niveau marin, et vice-versa. Dans la partie inférieure de la coupe des Gorges du Pichoux, les tendances des variations du niveau marin relatif de long terme et du ∂¹³C sont cohérentes. En revanche, dans la partie supérieure, les variations du niveau marin relatif de long terme et du ∂¹³C sont en opposition de phase.

Contrairement au ∂¹³C des carbonates pélagiques qui est utilisé dans les reconstructions paléocéanographiques pour estimer la composition isotopique des eaux de surface (VEIZER et al., 1986; MAGARITZ & HOLSER, 1990; GROSSMAN et al., 1993), le ∂¹³C des carbonates de plate-forme peu profonde ne reflète pas forcément la composition isotopique de l'océan global. En effet, l'évaporation, la dilution par l'eau douce, et la précipitation des carbonates (BROECKER & TAKAHASHI, 1966; MORSE et al., 1984) sont les facteurs, directement ou indirectement, responsables de l'appauvrissement en ¹³C observé sur les plates-formes carbonatées actuelles de Floride et des Bahamas (PATTERSON & WALTER, 1994). La diagenèse d'eau douce par l'introduction de CO₂ provenant du sol peut également entraîner un appauvrissement en ¹³C des sédiments des plates-formes peu profondes (ALLAN & MATHEWS, 1982; JOACHIMSKI, 1994). La partie supérieure des coupes du Jura central présente peu d'indices d'émersion ou d'exposition subaérienne, mais au contraire les environnements de dépôt les plus ouverts de la période étudiée (Chap. 5.1.2). De plus, la surface de transgression de la cinquième séquence de moyen terme coïncide avec une augmentation de la production de carbonates, qui devient relativement importante au Kimméridgien supérieur (Chap. 5.3.2). Par conséquent, la diminution du ∂¹³C dans la partie supérieure de la coupe des Gorges du Pichoux n'est vraisemblablement pas liée à l'évaporation, la dilution ou la diagenèse d'eau douce, mais plutôt à une forte production de carbonates associée à une légère restriction des environnements de dépôt. Le signal isotopique dans la partie inférieure est conforme aux résultats obtenus par ailleurs (WEISSERT & MOHR,
<figure><img src="image_141.png" /><figcaption>Fig. 7.2: Quartz content and kaolinite to illite ratio from the Gorges du Pichoux section.</figcaption></figure>
1996) et semble d'avantages refléter la composition isotopique de l'océan global.

## 7.2 ARGILES

Bien que l'utilisation des minéraux argileux comme marqueurs fiables des paléoclimats soit à juste titre discutée (SINGER, 1984; CURTIS, 1990; THIRY, 2000), des analyses ont été effectuées pour mieux connaître le contexte paléoclimatologique, qui peut avoir d'importantes répercussions sur le fonctionnement du système sédimentaire. 34 échantillons de la coupe des Gorges du Pichoux ont été analysés par diffraction X par le Prof. Jean-François DECONINCK de l'Université de Lille. Les échantillons ont été sélectionnés conformément à ceux qui ont été utilisés pour l'étude des isotopes stables et des éléments traces, en fonction de leur pourcentage de carbonates (compris entre 93 et 99 %), et de leur position à l'intérieur des séquences de dépôt de court terme. En effet, la fraction argileuse est d'autant plus grande que les environnements de dépôt sont profonds. Les pourcentages d'illite, d'interstratifiés et de kaolinite, la quantité relative de goethite, les intensités de l'illite et de la kaolinite, et le rapport kaolinite sur illite, sont présentés en annexe (Annex 6).

### 7.2.1 Résultats des analyses

Les variations du rapport kaolinite sur illite sont comparées à l'interprétation séquentielle de la coupe des Gorges du Pichoux et aux variations de la quantité de quartz (Fig. 7.2). Dans le Kimméridgien du Jura central, la kaolinite est vraisemblablement d'origine détritique (GYGI & PERSOZ, 1986; MOUCHET, 1995). Par conséquent, les variations parallèles du rapport kaolinite sur illite et du quartz traduisent les variations des apports terrigènes, qui résultent des variations du niveau marin eustatique, des changements climatiques et/ou des instabilités structurales (DECONINCK, 1993). De l'échantillon Pi 20 à l'échantillon Pi 66, l'augmentation et la diminution du rapport kaolinite sur illite sont associées à la présence de quartz. L'intervalle compris entre Pi 77 et Pi 124 est enrichi en illite par rapport à la kaolinite. La base (du mètre 46 au mètre 55) et le sommet (du mètre 86 au mètre 92) de cet intervalle correspondent respectivement aux dépôts de bas niveau ou du début de la transgression de la deuxième et de la troisième séquence de long terme, et se distinguent par de fortes teneurs en quartz et une légère diminution du rapport kaolinite sur illite. Entre Pi 128 et Pi 215, le rapport kaolinite sur l'illite augmente progressivement, alors que les quantités de

quartz restent relativement faibles et constantes. Le début de cet intervalle coïncide avec la surface de transgression de la troisième séquence de long terme.

### 7.2.2 Interprétation et discussion

Les publications qui concernent la distribution des minéraux argileux dans le Kimméridgien du Jura sont peu nombreuses (PERSOZ, 1982; GYGI & PERSOZ, 1986, pour la partie basale de la Formation de Reuchenette, et MOUCHET, 1995; 1998, pour la totalité de l'intervalle étudié), et leur comparaison est peu aisée compte tenu de l'absence de marqueur biostratigraphique précis.

Un des critères d'identification de la limite inférieure de la première séquence de long terme dans la coupe des Gorges de Court est une calcrète qui indique un climat aride à semi-aride (CHAMLEY, 1989; WIGNALL & RUFFEL, 1990). En revanche, l'intervalle compris entre Pi 17 et Pi 66 dans la coupe des Gorges du Pichoux se distingue par la présence de quartz et un rapport kaolinite sur illite relativement élevé. La kaolinite, généralement associée à la goethite, est caractéristique des régions chaudes et humides, alors que l'illite indique plutôt un climat tempéré et aride (CHAMLEY, 1989; CURTIS, 1990). Par conséquent, l'augmentation de la kaolinite entre Pi 17 et Pi 66 résulte probablement d'un changement climatique de plus aride à plus humide. De plus, il est intéressant de noter que les valeurs les plus élevées du rapport kaolinite sur illite (entre les échantillons Pi 17 et Pi 40) précédent les quantités les plus importantes de quartz (au-delà de l'échantillon Pi 40). Les argiles, qui sont plus légères, atteignent les environnements de la plate-forme bien avant le quartz, qui est plus lourd, et annoncent dans un délai relativement court le changement de climat.

La diminution du rapport kaolinite sur illite entre Pi 77 et Pi 124 peut être liée à un changement climatique de plus humide à plus aride et/ou à la transformation de la smectite en illite dans les environnements supratidaux suite à l'alternance de périodes sèches et humides (DECONINCK & STRASSER, 1987). Cependant, la proportion de milieux proches de l'émersion voire émersifs entre Pi 77 et Pi 124 est globalement faible, et favorise la première hypothèse aux dépens de la deuxième. De plus, la base (du mètre 46 au mètre 55) et le sommet (du mètre 86 au mètre 92) de cet intervalle correspondent respectivement aux dépôts de bas niveau ou du début de la transgression de la deuxième et de la troisième séquence de long terme, et se distinguent par de fortes teneurs en quartz
et une légère diminution du rapport kaolinite sur illite. L'illite provient de l'érosion du substratum, alors que la kaolinite résulte du remaniement des sols (DECONINCK, 1993). L'augmentation de l'érosion pendant les périodes de bas niveau marin peut entraîner une augmentation des teneurs en illite par rapport à la kaolinite. Par conséquent, les dépôts de bas niveau ou du début de la transgression de la deuxième et de la troisième séquence de long terme (qui suivent respectivement Kim 3 et Kim 4) se distinguent par une érosion accrue.

L'augmentation de la kaolinite entre les échantillons Pi 124 et Pi 215 est probablement liée à un changement climatique de plus aride à plus humide, et/ou au remaniement de la kaolinite stockée dans les environnements les plus proximaux de la plate-forme pendant l'inondation majeure du Kimméridgien supérieur. Dans tous les cas, l'augmentation de la kaolinite est en général associée à une augmentation de la quantité de quartz. En l'occurrence, la quantité de quartz reste faible et relativement constante. En effet, le Kimméridgien supérieur du Jura central se caractérise par une forte augmentation de l'espace disponible (Chap. 5.1.2) et une importante production de carbonates (Chap. 7.1.2). Le quartz est probablement dilué par les carbonates. La dilution concerne également les minéraux argileux, mais la kaolinite et l'illite sont diluées en proportion égale. Par conséquent, les variations du rapport kaolinite sur illite restent les mêmes. Pour expliquer l'augmentation de la kaolinite, un changement climatique de plus aride à plus humide est peu vraisemblable compte tenu de l'absence d'autres indices, et des résultats obtenus par ailleurs qui indiquent une augmentation de l'aridité au Kimméridgien supérieur (HALLAM, 1984; WIGNALL & RUFFEL, 1990; ABBINK et al., 2001). Par conséquent, le remaniement de la kaolinite stockée dans les environnements de dépôt les plus proximaux de la plate-forme pendant l'inondation majeure reste la solution la plus probable.

## 7.3 PALYNOFACIÈS

Le palynofaciès représente la proportion des différents constituants organiques amorphes et figurées présentes dans une roche sédimentaire. Les résidus organiques sont d'origine continentale ou marine. La matière organique continentale se compose de phytoclastes (débris de plantes supérieures), de pollens et de spores. Ces fragments sont transportés par le vent ou les eaux de surface vers le milieu marin, où ils sédimentent. La matière organique

marine provient d'organismes végétaux (phytoplancton essentiellement) et animaux (p. ex. foraminifères). La matière organique marine identifiable (p. ex. basales de foraminifères, dinoflagellés), les pollens et les spores constituent les palynomorphes. Les composants organiques sont mieux préservés dans les environnements qui présentent un taux de sédimentation élevé et une faible quantité d'oxygène. L'étude des palynofaciès dans les sédiments carbonatés profonds et de plate-forme peu profonde est relativement récente (GORIN & STEFFEN, 1991; STEFFEN & GORIN, 1993 a, b; PITTET & GORIN, 1997). Dans les environnements d'énergie faible à modérée, les principaux facteurs qui influencent la distribution spatiale de la matière organique sont la proximité du continent, la productivité organique et le niveau de biodégradation, qui dépendent en partie de la bathymétrie (PITTET & GORIN, 1997). Par conséquent, l'étude des palynofaciès constitue un complément très utile pour l'interprétation séquentielle. Six échantillons de faciès de plate-forme peu profonde ont été analysés pour confirmer les corrélations des coupes de la plate-forme, mais également les corrélations entre la plate-forme et le bassin.

Un échantillon de la coupe des Gorges du Pichoux (Pi 104), 2 échantillons de la coupe des Gorges de Court (Co 145b et Co 182) et 3 échantillons de la coupe de Péry-Reuchenette (Re 27.16, Re 23.14 et les Marnes à *Exogyra virgula*), pris pour la plupart à proximité des surfaces de transgression et des dépôts d'inondation maximale des séquences de moyen terme, ont été préparés à l'Université de Genève et analysés par le Prof. Georges GORIN (Annex 7). L'ensemble des échantillons présente peu de résidus organiques. Il s'agit en grande partie de débris de bois (phytoclastes), et aucun palynomorphe n'a été observé.

Re 23.14 et les Marnes à *Exogyra virgula* se distinguent des autres échantillons par une quantité importante de phytoclastes, qui est généralement propre aux environnements situés à proximité de la ligne de rivage, et/ou au dépôt de bas niveau ou de la fin du haut niveau marin (PITTET & GORIN, 1997). En l'occurrence, Re 23.14 est situé à proximité de l'inondation majeure, qui caractérise le Kimméridgien supérieur (Chap. 5.1.2). Dans ce cas, l'apport accru de phytoclastes résulte vraisemblablement de l'inondation majeure, qui entraîne le remaniement de la matière organique continentale stockée dans les régions les plus proximales de la plate-forme, et/ou du déplacement des environnements de dépôt les plus proximaux relativement enrichis en matière organique continentale vers la mer ouverte, et/ou d'un changement climatique
de plus aride à plus humide, qui favorise la préservation
de la matière organique continentale et son transport
vers l'intérieur de la plate-forme. Cependant,
l'échantillon Co 182 de la coupe des Gorges de
Court, qui est situé au même niveau que l'échantillon
Re 23.14, présente une faible quantité de résidus

organiques. Par conséquent, l'augmentation de la
quantité de débris de bois observée dans l'échantillon
Re 23.14 résulte probablement de la déviation des
directions d'approvisionnement en terrigènes suite aux
mouvements tectoniques qui affectent la plate-forme à
la fin du Kimméridgien inférieur (Chap. 5.1.2).

***
<figure><img src="image_142.png" /></figure>
# 8 - GÉOCHIMIE DES ÉLÉMENTS TRACES

Envisagée dans un premier temps comme outil de corrélation entre la plate-forme du Jura et le Bassin vocontien, la géochimie des éléments traces est finalement utilisée pour confirmer les résultats obtenus par la stratigraphie séquentielle, et pour mieux comprendre les paramètres qui influencent la dynamique du système sédimentaire étudié.

## 8.1 GÉNÉRALITÉS

### 8.1.1 Les éléments dans l'eau de mer

Les éléments chimiques dissous dans l'eau de mer proviennent principalement de l'érosion des continents. L'activité hydrothermale au niveau des rides médio-océaniques constitue pour certains, comme le manganèse et le fer, une source d'apports supplémentaire. Six ions constituent plus de 99 % de la masse des sels dissous dans l'eau de mer (DUXBURY & DUXBURY, 1997). Il s'agit du sodium (Na⁺), du magnésium (Mg⁺), du calcium (Ca²⁺), du potassium (K⁺), des chlorides (Cl⁻) et des sulfates (SO₄²⁻). Les autres éléments sont présents comme traces (<1 ppm). Par conséquent, la concentration dans l'eau de mer de la majorité des éléments est insuffisante pour qu'ils précipitent seuls (RENARD et al., 1997). Ils sont fixés par coprécipitation (substitution à l'un des éléments constitutifs d'un minéral), adsorption à la surface d'un minéral ou occlusion à l'intérieur d'un minéral. Ces mécanismes sont souvent imbriqués et difficilement dissociables. Toutefois, la coprécipitation est considérée comme le processus majeur de fixation des éléments traces (VEIZER, 1983), qui peuvent être liés à la phase carbonatée et/ou siliciclastique des sédiments. Dans ce travail, le sodium, le magnésium, le strontium, le fer et le manganèse ont été analysés. La fraction insoluble a été extraite par attaque acide et filtration. Par conséquent, les concentrations obtenues

reflètent uniquement la part des éléments relatifs à la phase carbonatée.

### 8.1.2 L'incorporation des éléments traces dans les carbonates

L'incorporation des éléments chimiques au réseau cristallin des carbonates dépend du coefficient apparent d'incorporation des éléments et du type de sédimentation (organique ou inorganique). Elle est définie par l'équation suivante:

$$[X/Ca]_{\text{minéral}} = K_{X}[X/Ca]_{\text{eau}}$$

où [X/Ca] représente le rapport molaire de l'élément trace par rapport au calcium, et $K_X$ est le coefficient apparent d'incorporation. Quel que soit l'élément considéré, qu'il soit un constituant majeur ou non de l'eau de mer, son incorporation concerne toujours de très faibles quantités.

Le coefficient apparent d'incorporation d'un élément est fonction du minéral (aragonite, calcite ou dolomie) dans lequel il est incorporé (fractionnement minéralogique) et des conditions physico-chimiques du milieu (température et taux de précipitation). Par exemple, l'aragonite assimile de préférence les cations de grande taille, comme le sodium et le strontium, alors que la calcite incorpore plutôt les cations de petite taille, comme le fer et le manganèse (VEIZER, 1983). Par ailleurs, l'incorporation des éléments traces au squelette ou au test d'un organisme dépend de l'espèce et de son métabolisme (fractionnement biologique). Enfin, les transformations minéralogiques susceptibles de se produire lors de la diagenèse peuvent modifier la concentration des éléments incorporés. Par conséquent, les teneurs en éléments traces des carbonates dépendent des apports, des facteurs qui contrôlent leur incorporation, et des transformations diagénétiques.
### 8.1.3 L'utilisation des éléments traces en sédimentologie

La géochimie des éléments traces a été l'objet de nombreux travaux au cours des années soixante. Ensuite, cette méthode a été de moins en moins utilisée en raison des difficultés d'interprétation et du contexte uniformitariste de l'époque, qui soutenait que le chimisme des océans était stable depuis le Cambrien. Elle connaît un regain d'intérêt depuis une dizaine d'année grâce à l'introduction des méthodes d'analyse sur phase minéralogique homogène et au changement des mentalités (RENARD et al., 1997).

L'utilisation des éléments traces est largement répandue dans les carbonates pélagiques (nombre limité de producteurs de carbonates, homogénéité de la phase carbonatée, et diagenèse précoce réduite). Elle reste peu appliquée aux carbonates de plate-forme peu profonde (VINCENT et al., 1997), où l'interprétation des résultats ne peut être dissociée d'une étude sédimentologique et diagénétique approfondie. Les variations des concentrations en éléments traces résultent de phénomènes d'ordre local (salinité, énergie, profondeur, température, fractionnement biologique) ou global (changement climatique, variation du niveau marin). Chaque élément a un comportement spécifique, qui est révélateur des variations d'un paramètre bien précis, et est utilisé en fonction.

### 8.1.4 Le fer et le manganèse

Le comportement des éléments chimiques dépend essentiellement de la taille et de la charge des ions (BROWNLOW, 1996). Certains éléments ont des caractères similaires. C'est le cas du manganèse et du fer (même taille, charge variable et caractère oxydoréducteur), qui sont généralement étudiés en parallèle. Le manganèse et le fer sont présents dans tous les environnements aquatiques actuels sous la forme d'oxydes (Mn⁴⁺ et Fe³⁺) ou d'hydroxydes, et/ou sous forme dissoute (Mn²⁺ et Fe²⁺).

Une des principales sources de Mn et de Fe est l'érosion des continents, même si 90 % des apports fluviatiles sont piégés au niveau des zones côtières (CHESTER, 1990). En effet, l'altération par hydrolyse des roches continentales libère du Mn²⁺ et du Fe²⁺. Ces formes sont stables tant que la solution reste peu oxydante. Quand la quantité d'oxygène dissous augmente, Mn²⁺ et Fe³⁺ sont oxydés en Mn⁴⁺ (plus rarement Mn³⁺) et Fe³⁺, et se fixent à des particules détritiques. Ils sont ainsi transportés sur de longues

distances jusqu'à la zone de mélange des eaux de rivières et de l'eau de mer, qui est plus oxydante, et qui favorise la précipitation des colloïdes (KRAUSKOPF & BIRD, 1995). Par conséquent, les teneurs en Fe et Mn des carbonates de plate-forme peu profonde sont proportionnelles à la proximité du continent (FRIEDMAN, 1969; RENARD & LETOLLE, 1983).

L'hydrothermalisme sous-marin est le principal vecteur de Mn²⁺ et concerne surtout les carbonates pélagiques. Les teneurs en Mn dépendent des périodes d'activité de la ride, de la distance à la ride, du taux de production de carbonates et de la profondeur, qui contrôle à la fois la dilution du Mn par les carbonates et les conditions redox du milieu (EMMANUEL & RENARD, 1993). EMMANUEL (1993) propose un modèle de corrélation des variations des concentrations en Mn des carbonates pélagiques et des fluctuations du niveau marin relatif. Les limites de séquence sont indiquées par des pics négatifs en Mn, alors que les surfaces d'inondation maximale coïncident avec des pics positifs. Le prisme de bas-niveau correspond à des teneurs en Mn faibles et relativement constantes, l'intervalle transgressif à une augmentation plus ou moins progressive des concentrations, et le prisme de haut-niveau à une diminution. Une partie du fer provient également de l'activité hydrothermale. Cependant, contrairement au manganèse, il précipite à proximité de la ride (KRAUSKOPF & BIRD, 1995).

### 8.1.5 Le sodium, le magnésium et le strontium

Tout comme le fer et le manganèse, le sodium, le magnésium et le strontium présentent des caractères chimiques communs (taille, charge et concentration relativement importante dans l'eau de mer). Par conséquent, leur comportement est proche et souvent comparé. Ces éléments sont très sensibles aux changements minéralogiques qui apparaissent au cours de la diagenèse. La transformation des carbonates métastables (aragonite et calcite riche en magnésium) en calcite pauvre en magnésium entraîne notamment une diminution des concentrations (LAND & HOOPS, 1973; GRAHAM et al., 1982). Par ailleurs, le fractionnement biologique joue un rôle important dans la répartition de ces éléments. La calcite des échinodermes, des éponges ou des bryozaires incorpore préférentiellement le sodium, alors que l'aragonite des coraux ou des algues vertes assimile plutôt le strontium (LAND & HOOPS, 1973). Le Na et le Sr renseignent donc sur la répartition des faunes, et permettent de différencier certains environnements de dépôt (récifaux
et non-récifaux, néritiques et pélagiques, par exemple). L'incorporation du sodium et du strontium dans les carbonates dépend également de la salinité (FRITZ & KATZ, 1972; LAND & HOOPS, 1973; JAFFREZO & RENARD, 1979; VEIZER, 1983). Les carbonates formés en milieu hypersalin sont enrichis en sodium et en strontium. Enfin, le coefficient apparent d'incorporation du strontium est inversement proportionnel à la température (KINSMAN & HOLLAND, 1969). Sa concentration dans les sédiments varie en fonction des changements climatiques (CRONBLAD & MALMGREN, 1981), et, plus localement des courants (confinement, upwellings).

## 8.2 MÉTHODE ANALYTIQUE

### 8.2.1 Le choix des échantillons

Les échantillons ont été sélectionnés de manière à réduire l'influence du fractionnement minéralogique, du fractionnement biologique et des processus diagénétiques, et de façon à obtenir une courbe de variation représentative. Ils proviennent de la coupe des Gorges du Pichoux, qui présente peu d'indices d'arrêt de sédimentation ou de remaniement, et qui paraît peu affectée par la diagénèse. 63 échantillons ont été analysés. Ils sont micritiques et contiennent le moins de bioclastes possible. La plupart correspondent à des environnements de dépôt lagunaires, plus ou moins ouverts, où l'influence de la diagenèse précoce était probablement réduite. L'éventail des faciès sédimentaires représentés est donc limité (Annex 8). Les échantillons Ox 161, Ox 168 et Ox 174 proviennent de la coupe levée par HUG (2002).

### 8.2.2 La préparation des échantillons

Les échantillons ont été préparés et dosés sous la direction du Dr. Laurent Emmanuel, suivant le protocole opératoire utilisé par le laboratoire de géochimie de l'Université de Dijon. Ce procédé est le résultat des travaux de RENARD & BLANC (1971, 1972), et a été récemment revisé par RICHEBOIS (1990). Pour chaque échantillon, les altérations de surface et les phases parasites comme les veines de calcite, les géodes, les zones bioturbées, riches en oxydes de fer ou en argiles, et les stylolites, ont été éliminées à la scie. Après avoir été lavés à l'eau déminéralisée et séchés en étuve, les échantillons ont été broyés (vibro-broyeur à anneaux) jusqu'à l'obtention d'une poudre très fine. Un gramme de poudre suffit aux mesures.

### 8.2.3 La mise en solution des échantillons

La mise en solution des échantillons est réalisée, dans un premier temps, par une attaque à l'acide acétique, faiblement concentré (1 mol/l), de manière à préserver la fraction argileuse intacte. Dans un deuxième temps, la phase carbonatée est séparée de la phase détritique (argileuse et/ou quartzeuse) par filtration. Enfin, pour optimiser le dosage par absorption atomique, il est nécessaire d'éliminer les ions acétates, qui réduisent l'absorbance de certains éléments, et d'homogénéiser le pH et les teneurs en calcium de chaque solution. Le milieu chlorhydrique étant plus favorable aux dosages que le milieu acétique, le filtrat est repris deux fois à l'acide chlorhydrique. La première attaque fait disparaître les acétates, la seconde rend le pH homogène. Chaque solution est ensuite diluée en fonction du poids dissous, pour homogénéiser les teneurs en calcium.

### 8.2.4 La planification des teneurs en calcium et le dosage

L'absorbance de certains éléments traces, comme le strontium, dépend de la concentration en calcium de la solution. Plus la teneur en calcium est importante, plus l'absorbance pour une concentration en strontium donnée est faible. Pour réduire cet effet, il est nécessaire de planifier chaque solution en tenant compte de la concentration moyenne en calcium de la série étudiée, qui est calculée suite au dosage préliminaire du calcium. Chaque solution est planifiée à 2500 ppm de calcium. Les dosages sont ensuite effectués par spectrométrie d'absorption atomique de flamme. Un standard permet d'évaluer la qualité des résultats obtenus.

## 8.3 RÉSULTATS DES ANALYSES

Les valeurs obtenues sont présentées dans l'annexe 8.

### 8.3.1 Description des variations du pourcentage de carbonates et des concentrations en éléments traces

Six courbes ont été obtenues (Fig. 8.1). La première représente les variations du pourcentage de carbonates, les cinq autres, celles des concentrations en strontium, magnésium, sodium, fer et manganèse des 63 échantillons analysés. D'un point de vue général,
<figure><img src="image_143.png" /></figure>
la partie inférieure de la coupe (de Ox 161 à Pi 124) présente de fortes fluctuations, alors que la partie supérieure est relativement plus stable. La description de chaque courbe sera faite en respectant cette répartition et en regroupant les éléments par affinité chimique.

## Le pourcentage de carbonates

Le pourcentage de carbonates varie dans la première partie entre 92.81 % (Pi 89) et 99.16 % (Pi 60), dans la deuxième partie entre 96.40 % (Pi 177) et 99.75 % (Pi 152). Les pourcentages de carbonates sont donc relativement plus élevés dans la partie supérieure de la coupe.

De l'échantillon Pi 32 au sommet, neuf unités géochimiques ont été identifiées. Une unité géochimique est définie par une évolution positive puis négative des valeurs (DE RAFÉLIS, 2000). Ces unités sont symétriques ou asymétriques et d'épaisseur variable.

## Le strontium, le magnésium et le sodium

Les fluctuations du strontium, du magnésium et du sodium sont globalement parallèles. Les concentrations en strontium varient dans la première partie entre 45 ppm (Pi 110) et 226 ppm (Pi 120), dans la deuxième partie, entre 37 ppm (Pi 173) et 115 ppm (Pi 177). Les teneurs en strontium sont donc relativement plus élevées dans la partie inférieure que dans la partie supérieure de la coupe. Il en est de même pour le magnésium et le sodium. Les concentrations en magnésium varient entre 1052 ppm (Pi 110) et 8839 ppm (Pi 77, échantillon dolomitisé) dans la première partie, et entre 774 ppm (Pi 215) et 3038 ppm (Pi 177) dans la deuxième partie. Les teneurs en sodium fluctuent entre 124 ppm (Pi 110) et 283 ppm (Pi 48) dans la partie inférieure, et entre 113 ppm (Pi 217) et 241 ppm (Pi 177) dans la partie supérieure.

Chaque courbe présente sept unités géochimiques. Les unités 1, 2 et 3 sont communes aux trois éléments, l'unité 4 uniquement au magnésium et au sodium.

L'évolution des teneurs en strontium, magnésium et sodium comporte trois intervalles:

- un premier intervalle, qui comprend les unités 1, 2 et 3, et qui se termine par les concentrations les plus basses mesurées dans la première partie de la coupe (Pi 110),

- un deuxième intervalle, qui correspond plus ou moins à l'unité 4,

- un troisième intervalle, de Pi 128 au sommet de la coupe, où aucune unité ne coïncide.

Enfin, les variations des concentrations en strontium, magnésium et sodium sont le plus souvent en phase. Il existe cependant des portions de courbe (soulignées en gris) où l'un des éléments fluctue dans le sens opposé. Dans la première partie de la coupe, il s'agit toujours du strontium. Dans la deuxième partie, ce sont les trois éléments, tour à tour, qui ne varient pas dans le même sens. Ces zones sont plus importantes dans la partie supérieure (29 % environ de l'épaisseur totale) que dans la partie inférieure de la coupe (10 % environ de l'épaisseur de l'intervalle compris entre Pi 17 et Pi 128).

## Le fer et le manganèse

Les courbes de variations des teneurs en fer et en manganèse sont globalement parallèles. Cependant, les concentrations en fer sont, à l'opposé du manganèse, relativement plus élevées dans la partie inférieure de la coupe. Les teneurs en fer varient entre 273 ppm (Pi 26) et 626 ppm (Pi 120) dans la première partie, et entre 138 ppm (Pi 231) et 323 ppm (Pi 177) dans la deuxième partie. Les concentrations en manganèse fluctuent entre 40 ppm (Pi 26 et Pi 37) et 108 ppm (Pi 104) dans la partie inférieure, et entre 66 ppm (Pi 169) et 122 ppm (Pi 215) dans la partie supérieure.

<figure><img src="image_144.png" /><figcaption>**Fig. 8.1:** Carbonate and trace-element variations in the Pichoux section. Correlation with quartz content and sequence-stratigraphic interpretation.</figcaption></figure>
La courbe de variations des concentrations en fer présente six unités géochimiques, le manganèse dix. De l'un à l'autre des éléments, aucune unité ne coïncide.

L'évolution des teneurs en manganèse comprend trois intervalles:

- un premier intervalle, de Ox 161 à Pi 110, où les concentrations augmentent progressivement jusqu'au maximum enregistré dans la partie inférieure de la coupe (Pi 104) puis diminuent,

- un deuxième intervalle, entre Pi 110 et Pi 124, où les concentrations augmentent à nouveau progressivement,

- un troisième intervalle, entre Pi 128 et le sommet de la coupe, où les teneurs en manganèse sont relativement constantes et élevées.

Les courbes de variations des concentrations en fer et en manganèse, comme celles des concentrations en sodium, magnésium et strontium, sont alternativement en phase ou en opposition de phase. Les zones où les teneurs en fer et en manganèse varient dans le sens opposé sont nettement plus importantes dans la deuxième partie de la coupe (52 % environ de l'épaisseur totale) que dans la première partie (31 % environ de l'épaisseur de l'intervalle compris entre Pi 17 et Pi 128).

### 8.3.2 Corrélation du pourcentage de carbonates et des concentrations en éléments traces

Certaines unités géochimiques coïncident:

- l'unité 1 du strontium, du sodium, du magnésium et du manganèse

- l'unité 2 du sodium, du magnésium, du strontium et du manganèse

- l'unité 3 du sodium, du magnésium et du strontium et les unités 3 et 4 du manganèse

- l'unité 4 du sodium, du magnésium et du strontium

- l'unité 5 du strontium et du magnésium.

Une grande partie des minima et des maxima des unités géochimiques définies pour chaque élément se corrèle d'une courbe à l'autre.

Les pics positifs du pourcentage de carbonates correspondent aux pics négatifs des concentrations des éléments traces, et vice-versa.

La chute des concentrations en manganèse aux environs de l'échantillon Pi 110 coïncide parfaitement

avec celle des teneurs en sodium, en magnésium et en strontium.

Enfin, le pourcentage des zones où les courbes de variations des concentrations des éléments traces sont en opposition de phase est nettement plus fort entre les échantillons Pi 128 et Pi 234, que dans la partie inférieure de la coupe.

### 8.3.3 Corrélation du pourcentage de carbonates, des concentrations en éléments traces et de la quantité de quartz

Les variations de la quantité relative de quartz rendent compte des apports siliciclastiques (Chap. 5.1.2, Fig. 5.2). La quantité de quartz fluctue fortement dans la partie inférieure de la coupe. Dans la partie supérieure, le contenu en quartz est relativement constant et nettement plus faible.

L'évolution de la quantité de quartz comporte trois intervalles:

- un premier intervalle, entre les échantillons Pi 15 et Pi 108, où les fréquences augmentent graduellement jusqu'à l'échantillon Pi 58 puis diminuent,

- un deuxième intervalle, entre les échantillons Pi 108 et Pi 128, où les fréquences augmentent progressivement jusqu'à Pi 122 puis diminuent,

- un troisième intervalle qui correspond à la partie supérieure de la coupe.

Le deuxième intervalle coïncide avec l'unité géochimique 4 du sodium, du magnésium et du strontium, et au deuxième intervalle de l'évolution des concentrations en manganèse. Enfin, les pics positifs de la courbe de variations du quartz se corrèlent avec les pics négatifs de la courbe de variations des carbonates, et avec les pics positifs des courbes de variations des concentrations des éléments traces.

### 8.3.4 Corrélation de l'ensemble des résultats avec l'interprétation séquentielle

L'atténuation des variations du pourcentage de carbonates, des concentrations en éléments traces et de la quantité de quartz au niveau de Pi 128 coïncide avec la surface de transgression de la troisième séquence de long terme. Cette surface correspond à une chute des concentrations en sodium, en magnésium, en strontium et en fer, à une forte augmentation du pourcentage de carbonates et des concentrations en manganèse, et à une diminution du contenu en quartz. C'est à partir de cette limite également que les courbes de variations
du strontium, du magnésium et du sodium, ainsi que celles du fer et du manganèse, sont le plus souvent en opposition de phase.

Par ailleurs, Kim 3, Kim 4, et la limite comprise entre les séquences de moyen terme 7 et 8, qui sont les limites de séquence les mieux représentées, correspondent à des pics négatifs du pourcentage de carbonates, et à des pics positifs des concentrations en éléments traces, et de la quantité de quartz. Inversement, le maximum d'inondation de la deuxième séquence de long terme est indiqué par un pic positif du pourcentage de carbonates, et par un pic négatif des concentrations en élément trace et du contenu en quartz.

De plus, la diminution de la concentration des éléments traces et de la quantité de quartz aux environs de Pi 108 coïncident avec la surface de transgression de la cinquième séquence de moyen terme, qui équivaut à la base du dépôt d'inondation maximale de la deuxième séquence de long terme.

Enfin, Kim 4 est indiquée par une augmentation des concentrations de l'ensemble des éléments traces mis à part le manganèse.

## 8.4 INTERPRÉTATION ET DISCUSSION

La surface de transgression de la troisième séquence de long terme entraîne une augmentation importante de l'espace disponible, qui se traduit dans le Jura central par le dépôt d'une série sédimentaire épaisse et uniforme (Chap. 5.1.2). L'atténuation des variations du pourcentage de carbonates, des concentrations en éléments traces, et de la quantité de quartz au-dessus de cette surface est cohérente avec l'inondation de la plate-forme. L'augmentation de l'espace disponible, et/ou la diminution des apports terrigènes, et/ou l'amélioration des conditions de vie des organismes producteurs de carbonates, provoquent un accroissement de la production carbonatée, qui se traduit par une augmentation du pourcentage de carbonates. De plus, la diminution des apports terrigènes, et/ou la dilution d'un apport constant de terrigènes par une importante production de carbonates, expliquent la diminution de la quantité de quartz, mais également celle des concentrations en Sr, Mg, Na et Fe. Cependant, la nature détritique du fer reste incertaine. Les concentrations mesurées sont trop faibles, même pour des environnements de dépôt situés dans les régions les plus distales de la plate-forme (EMMANUEL, comm. orale), et les données disponibles suite à ce travail

sont insuffisantes pour définir sa provenance. Enfin, la diminution du Sr et du Na, et l'augmentation du Mn, dans la partie supérieure de la coupe des Gorges du Pichoux peuvent également provenir du renouvellement, pendant l'inondation de la plate-forme, des eaux peu profondes par des eaux franchement marines, qui contiennent relativement moins de Sr et de Na, et relativement plus de Mn hydrothermal. L'évaporation pendant la saison sèche des régions les plus restreintes des plates-formes peu profondes provoque une augmentation de la salinité jusqu'à 42 à 45 ‰ en moyenne, et localement jusqu'à 80 ‰ (TUCKER & WRIGHT, 1990). La différence des concentrations en Na et Sr des eaux peu profondes et des eaux franchement marines est donc suffisamment importante pour que l'inondation de la plate-forme entraîne une diminution significative du Na et du Sr. En revanche, les différences entre les concentrations en Mn des eaux peu profondes et de la mer ouverte sont en temps normal insuffisantes pour que l'inondation de la plate-forme soit la cause d'une augmentation des concentrations identique à celle qui est observée dans la partie supérieure de la coupe des Gorges du Pichoux. Par conséquent, l'augmentation des concentrations en Mn reflète probablement un enrichissement de l'océan en Mn hydrothermal suite au renforcement de l'activité des rides médio-océaniques. D'après DE RAFÉLIS (2000), la plupart des séquences de troisième ordre du Jurassique du Bassin vocontien sont d'origine tectono-eustatique, et LEMOINE et al. (1986) interprètent le Kimméridgien comme une période d'expansion océanique.

Par ailleurs, Kim 3 et Kim 4 correspondent à des pics négatifs du pourcentage de carbonates, et à des pics positifs des concentrations en éléments traces et de la quantité de quartz. Les minima du pourcentage de carbonates, et les maxima des éléments traces et du quartz sont probablement liés à la diminution de l'espace disponible, qui entraîne une diminution de la production de carbonates et/ou une augmentation des apports terrigènes. Contrairement au modèle proposé par EMMANUEL (1993) pour les carbonates pélagiques du Jurassique supérieur et du Crétacé inférieur du Bassin vocontien, les limites de séquence de la coupe des Gorges du Pichoux correspondent à un maximum de manganèse, et les dépôts d'inondation maximale coïncident avec un minimum de manganèse. De plus, les corrélations entre les variations des concentrations en Mn mesurées sur la plate-forme et celles présentées par DE RAFÉLIS (2000) pour les coupes de Châteauneuf d'Oze et de la Méouge sont au premier abord délicates. Par conséquent, les corrélations plate-forme - bassin
basées uniquement sur les variations au cours du temps des concentrations en manganèse sont à priori hasardeuses.

De plus, la surface de transgression de la cinquième séquence de moyen terme, qui équivaut à la base du dépôt d'inondation maximale de la deuxième séquence de long terme, coïncide avec une diminution des concentrations en éléments traces et de la quantité de quartz. Par conséquent, l'inondation maximale de la deuxième séquence de long terme correspond vraisemblablement à une importante augmentation du niveau marin relatif qui pousse les terrigènes vers le continent, et/ou qui entraîne une augmentation de la production de carbonates et une diminution relative des concentrations en éléments traces et de la quantité de quartz.

Enfin, Kim 4 est indiquée par une augmentation des concentrations de l'ensemble des éléments traces mis à part le manganèse. Contrairement aux autres éléments traces et au quartz qui proviennent en majeure partie de l'érosion continentale, les concentrations en Mn des carbonates des plates-formes peu profondes dépendent en partie de l'activité des rides médio-océaniques. En partant de l'hypothèse que les concentrations en Mn mesurées sur la plate-forme sont égales au cumul

des composantes continentale (Mn⁴⁺) et hydrothermale (Mn²⁺), le déficit de Mn observé au niveau de Kim 4 résulte probablement d'une diminution de la proportion de Mn hydrothermal. Par conséquent, la chute du niveau marin relatif au niveau de Kim 4 modifie probablement les échanges entre la plate-forme et le bassin. Des analyses supplémentaires seraient nécessaires pour différencier les composantes continentale et hydrothermale du Mn, et justifier cette hypothèse.

En conclusion, les variations des concentrations en éléments traces et de la quantité de quartz dépendent en partie des variations du niveau marin relatif de long terme. De plus, les relations entre les variations du niveau marin relatif de plus haute fréquence et les variations des concentrations en éléments traces ne sont pas évidentes à définir. Les concentrations en éléments traces sont probablement influencées par des facteurs spécifiques aux environnements de dépôt (e.g. salinité, température, potentiel d'oxydo-réduction), qui brouillent l'enregistrement des variations du niveau marin relatif de plus haute fréquence. Enfin, les corrélations des variations du Mn entre la plate-forme et le bassin (DE RAFÉLIS, 2000) sont au premier abord difficiles à établir, et nécessitent de plus amples investigations.

***
# 9 - LE KIMMÉRIDGIEN DU JURA CENTRAL : TECTONIQUE, EUSTATISME ET/OU CLIMAT ?

En raison de leur grande sensibilité vis-à-vis des changements environnementaux, les plates-formes carbonatées peu profondes constituent des systèmes sédimentaires particulièrement complexes. L'enregistrement sédimentaire résulte de la superposition de plusieurs ordres de variations du niveau marin eustatique, de la tectonique (globale, régionale et/ou locale), et de la production et de l'accumulation de carbonates (Fig. 9.1). Par ailleurs, le potentiel de production de carbonates des plates-formes peu profondes est fortement contrôlé par la variation des facteurs propres aux écosystèmes comme la profondeur de l'eau, la turbidité, l'hydrodynamisme, la quantité de nutriments et d'oxygène, la salinité et la température, qui dépendent les uns des autres, des variations du niveau marin eustatique et de la tectonique, mais également du climat. Enfin, l'eustatisme et le climat sont directement, ou à travers des processus rétroactifs complexes, liés aux variations des paramètres orbitaux de la Terre (Chap. 6.1.1). Par conséquent, l'enregistrement sédimentaire résulte d'une multitude de connexions entre un nombre considérable de variables locales, régionales et/ou globales (STRASSER, 1991; WEISSERT & MOHR, 1996; HOMEWOOD, 1996), et quantifier la part de chacune de ces variables dans l'enregistrement sédimentaire reste l'idéal d'un grand nombre de chercheurs.

Les variations de l'espace disponible sur la plate-forme du Jura et les variations de la composition des dépôts dans le Bassin vocontien évoluent de manière parallèle, et définissent trois parties successives (Chap. 5.3). La partie inférieure A s'étend de la zone d'ammonites à Platynota à la zone à Divisum (de Kim 1 à Kim 3). La partie inférieure B correspond à la zone à Acanthicum (de Kim 3 à Kim 4). La partie supérieure comprend les zones à Eudoxus et à Beckeri (de Kim 4 à Kim 5) (Fig. 9.2). Chacune de ces périodes

correspond à une séquence de long terme (Chap. 5.1.2, 5.3.2).

L'objectif de ce chapitre est de rappeler quelles sont les variables qui agissent sur le fonctionnement des plates-formes carbonatées peu profondes et quelles sont leurs relations, et de déterminer à partir des données sédimentologiques, géochimiques, et minéralogiques obtenues dans ce travail, les principaux facteurs qui ont influencé la dynamique de la plate-forme du Jura au cours de chacune des périodes citées ci-dessus. Les conséquences des variations de ces paramètres sur les relations entre la plate-forme du Jura et le Bassin vocontien, et sur la formation des séquences de dépôt dans le bassin, seront discutées dans le dernier chapitre de cette thèse (Chap. 10).

## 9.1 PRINCIPALES VARIABLES RESPONSABLES DE LA DYNAMIQUE DES PLATES-FORMES CARBONATÉES

Le but de ce paragraphe est de rappeler les paramètres qui contrôlent les variations de la tectonique, de l'eustatisme et du climat, les interactions entre ces facteurs, et leur influence sur l'écosystème et sur la production de carbonates. Leur contribution dans l'enregistrement sédimentaire dépend de la période géologique, mais également du bassin étudié. Par conséquent, leur origine, leur connexion, et leur influence sur l'écosystème sont variées, et difficiles à synthétiser.

### 9.1.1 La tectonique

L'activité structurale est liée quel que soit son rayon d'action à la tectonique des plaques (VAIL et al., 1991). La tectonique globale (1er ordre de VAIL et al. 1991) est responsable des orogenèses et de la
formation des bassins sédimentaires. La tectonique régionale (2ème ordre de VAIL et al. 1991) contrôle les variations de la vitesse de subsidence des bassins sédimentaires. La tectonique locale correspond aux mouvements des structures de petite échelle (plissements, failles, magmatisme et diapirisme).

La tectonique influence les variations du niveau marin eustatique (variations du volume des bassins), le climat global (pCO₂ de l'atmosphère) et régional (déplacement latitudinal des continents et orogenèses). Elle affecte également la morphologie des plates-formes et la distribution des environnements de dépôt par l'intermédiaire des variations de la bathymétrie et de l'hydrodynamisme, ou par la formation de lagons restreints où la température, la salinité et la quantité d'oxygène varient fortement en fonction des changements climatiques et des variations du niveau marin eustatique. Enfin, la tectonique et le climat contrôlent la production, le transport et la distribution des terrigènes à l'intérieur de la plate-forme (MATTHEWS & PERLMUTTER, 1994, VAIL et al. 1991).

La tectonique est en partie responsable de l'architecture des corps sédimentaires (progradation, rétrogradation et aggradation), et accentue ou atténue l'expression des limites de séquences (VAIL et al., 1991). D'après CISNE (1986), les séismes peuvent former des séquences de dépôt, même de haute fréquence. Pour CLOETINGH (1988), les contraintes stockées à l'intérieur des plaques ("intraplate stresses") peuvent être responsables de la formation des cycles de troisième ordre. En résumé, la part de la tectonique dans l'expression ou la formation des séquences de dépôt est très importante.

## 9.1.2 L'eustatisme

Les variations du niveau marin eustatique de long terme (tectono-eustatisme, 1er et 2ème ordre de VAIL et al. 1991) sont liées aux variations du volume des océans qui dépendent en grande partie de la vitesse d'expansion des fonds océaniques (RONA, 1973; PITMAN, 1978; VAIL et al., 1991). Les autres mécanismes responsables des variations du volume des océans, mais en moindre proportion, sont la collision des continents,

<figure><img src="image_145.png" /></figure>

**Fig. 9.1:** *The sedimentary record results from relative sea-level variations and carbonate production and accumulation. The latter highly depend on ecosystem characteristics such as water depth and circulation, light, oxygen content, nutrients, salinity and temperature. Each of these factors is more or less subject to climatic, eustatic and tectonic changes, which are partly controlled by variations of orbital parameters. Consequently, the sedimentary record results from a large number of local, regional and/or global variables, which are interrelated. The relevant parameters and their contribution to the sedimentary record are therefore difficult to determine.*
la subduction des plaques océaniques, le magmatisme sous-marin et le remplissage sédimentaire (VAIL et al., 1991).

Les variations du niveau marin eustatique de court terme (glacioeustatisme, du 3ème au 6ème ordre de VAIL et al. 1991) sont liées aux variations des paramètres orbitaux de la Terre. Les variations de la précession, de l'obliquité et de l'excentricité entraînent des changements climatiques, qui agissent sur le volume des masses d'eau (Chap. 6).

Les variations du niveau marin eustatique ont une influence directe sur la bathymétrie, l'hydrodynamisme, ainsi que sur la quantité de nutriments et la température pendant les périodes d'upwelling (HALLOCK & SCHLAGER, 1986; JAMES, 1997). De plus, une diminution du niveau marin eustatique accentue la morphologie de la plate-forme et favorise l'apparition de lagons restreints où la température, la salinité et la quantité d'oxygène varient fortement en fonction des changements climatiques. Enfin, les variations du niveau de base sont liées aux variations du niveau marin eustatique, qui contrôle de ce fait en partie l'érosion des continents et la production de terrigènes.

Les variations de long terme du niveau marin eustatique sont en partie responsables de l'architecture des corps sédimentaires (progradation, rétrogradation et aggradation) et de la formation des séquences de long terme, alors que les variations de court terme influencent de préférence la formation des séquences de dépôt élémentaires, de court terme et de moyen terme.

### 9.1.3 Le climat

Le climat global dépend en partie des variations des paramètres orbitaux de la Terre, qui affectent l'insolation et les circulations océaniques (MÖRNER, 1994; MATTHEWS & PERLMUTTER, 1994). Le climat global est également contrôlé par la tectonique des plaques. En effet, le renforcement de l'activité des rides médio-océaniques entraîne une augmentation de la $pCO_2$ de l'atmosphère qui est suivie d'une augmentation de la température et des précipitations (WEISSERT & MOHR, 1996). Enfin, le déplacement des continents et les orogenèses contrôlent le climat régional. Des modèles (General Circulation Models) montrent notamment que la formation des chaînes de montagne peut être la cause d'une augmentation de

l'aridité (MANEBE & BROCCOLI, 1990; HALLAM et al., 1991).

Les précipitations et la température influencent fortement les écosystèmes des plates-formes carbonatées, et par conséquent le potentiel de production de carbonates. Une température et une humidité élevées augmentent l'érosion des reliefs et la production de terrigènes (WEISSERT & MOHR, 1996). Les précipitations favorisent le transport des terrigènes, et leur répartition à l'intérieur du bassin. L'apport accru de terrigènes est associé à une importante quantité de nutriments, qui stimule la productivité primaire. L'augmentation de la productivité entraîne une eutrophisation du milieu et une augmentation de la turbidité (HALLOCK & SCHLAGER, 1986; JAMES, 1997; DUPRAZ & STRASSER, 1999). Suite aux fortes précipitations, la salinité de l'eau de mer diminue. L'eutrophisation, la turbidité élevée et la faible salinité de l'eau sont responsables d'une diminution du potentiel de production de carbonates. De même, une aridité élevée entraîne par évaporation l'augmentation de la salinité de l'eau, et par conséquent une diminution du nombre des organismes producteurs de carbonates (HALLOCK & SCHLAHER, 1986; JAMES, 1997). Enfin, un climat chaud favorise le développement des coraux et des algues vertes (LEES & BULLER, 1972; JAMES, 1997).

## 9.2 LE KIMMÉRIDGIEN DU JURA CENTRAL: TECTONIQUE, EUSTATISME ET/OU CLIMAT ?

Dans ce chapitre, seules les variations du niveau marin relatif de moyen et de long terme sont discutées. Les fluctuations de haute fréquence existaient certainement, mais elles sont difficiles à interpréter et ne sont pas considérées.

### 9.2.1 La partie inférieure A

#### Paléoclimat

Une calcrète située à la limite entre le Membre de Sainte-Vérène et la Formation de Reuchenette dans la coupe des Gorges de Court indique que l'Oxfordien supérieur était soumis à un climat aride à semi-aride (CHAMLEY, 1989; WIGNALL & RUFFEL, 1990). La partie inférieure A (entre Kim 1 et Kim 3) de la Formation de Reuchenette se distingue par une quantité de quartz et un rapport kaolinite sur illite élevés, qui indiquent un climat plus humide, et/ou un soulèvement tectonique. Le passage d'un climat généralement
plus aride à un climat généralement plus humide entre l'Oxfordien supérieur et le Kimméridgien inférieur est suggéré par la présence dans la partie inférieure A de charophytes, qui affectionnent les environnements côtiers régulièrement approvisionnés en eau douce (SHINN et al., 1969; MOJON & MOUCHET, 1992).

Par ailleurs, les assemblages de fossiles sont dominés par des ostracodes, des bivalves, des foraminifères benthiques, des spicules d'éponges et des échinodermes. L'absence de coraux et d'algues vertes signifie que la température, la salinité, la quantité de nutriments ou d'oxygène, la profondeur de l'eau et/ou l'hydrodynamisme étaient inadéquats pour que ces organismes prolifèrent (LEES & BULLER, 1972; JAMES, 1997). Dans la partie inférieure A, les environnements boueux et relativement peu profonds dominent, la quantité de matière organique préservée est faible, et la pyrite est oxydée. L'ensemble de ces caractéristiques sédimentologiques traduit un hydrodynamisme et une profondeur faibles ainsi qu'une importante quantité d'oxygène. De plus, la présence d'ooïdes et d'oncoïdes indique que la température de l'eau était relativement élevée (PITTET, 1996; JAMES, 1997). Par conséquent, les assemblages de fossiles peu diversifiés observés dans la partie inférieure A résultent probablement de l'alternance de saisons sèches et de saisons plus humides. Pendant les saisons sèches, une importante évaporation entraîne une augmentation globale de la salinité, alors que les précipitations fréquentes des saisons plus humides provoquent une diminution globale de la salinité et une augmentation des apports terrigènes. Par conséquent, l'établissement d'un écosystème instable est probablement responsable d'une diminution de la production de carbonates.

### Variations de l'espace disponible: tectonique et eustatisme

La diminution de l'épaisseur des séquences de court terme et de moyen terme et des environnements de dépôt toujours moins profonds traduisent une diminution de l'espace disponible, qui résulte d'une diminution du niveau marin eustatique et/ou d'un ralentissement de la subsidence.

Les variations latérales de l'épaisseur des séquences de dépôt sont relativement limitées, et caractérisent une activité structurale de faible ampleur. Compte tenu du contexte tectonique synsédimentaire relativement

stable et de la bonne continuité latérale de Kim 3 (Chap. 6.3, Fig. 6.4), la diminution d'espace disponible entre Kim 1 et Kim 3 correspond vraisemblablement à une diminution du niveau marin eustatique. De plus, Kim 3 se distingue par une légère diminution du rapport kaolinite sur illite qui est interprétée comme un renforcement de l'érosion (Chap. 7.2.2), et par des bancs très peu épais, des environnements de dépôt très peu profonds et la présence de séquences élémentaires qui suggèrent un espace disponible particulièrement réduit (Chap. 4.2.1). Par conséquent, Kim 3 enregistre une diminution du niveau marin eustatique relativement forte.

Enfin, les Gorges de Court sont situées sur un relief positif (Chap. 5.1.2), et la présence de chenaux tidaux indique des courants de marée puissants. Par conséquent, la morphologie de la plate-forme était relativement accidentée. Compte tenu de l'absence d'activité structurale synsédimentaire entre Kim 1

<figure><img src="image_146.png" /><figcaption>**Fig. 9.2:** Distribution of the three parts defined according to the correlation between the Jura platform and the Vocontian Basin. The lower part A lies between the Platynota and the Divisum ammonite zones, the lower part B corresponds to the Acanthicum zone, and the upper part encloses the Eudoxus and the Beckeri zones.</figcaption></figure>
et Kim 3, la morphologie de la plate-forme est vraisemblablement héritée d'événements tectoniques antérieurs.

### Signification de la première séquence de long terme

De la zone d'ammonites à Platynota à la zone à Divisum, le Jura central est soumis à un climat semi-aride avec une saison humide relativement développée. L'alternance de saisons sèches et de saisons plus humides entraîne l'établissement d'un écosystème instable, qui se caractérise par une salinité et une quantité de terrigènes variables (Fig. 9.3). De plus, l'influence de la tectonique sur l'enregistrement sédimentaire est faible, et la diminution de l'espace disponible enregistré dans la partie inférieure A est vraisemblablement liée à une diminution du niveau marin eustatique. Par conséquent, un écosystème instable et une diminution du niveau marin eustatique entraînent probablement une diminution de la

## LOWER PART A

<figure><img src="image_147.png" /></figure>

production de carbonates (Fig. 9.6). La première séquence de long terme est interprétée comme la fin du dépôt de haut niveau d'une séquence de plus basse fréquence (Fig. 9.6). L'importance relative de la limite de séquence Kim 3 résulte probablement de la superposition de plusieurs ordres de variations du niveau marin, qui tendent tous à diminuer.

## 9.2.2 La partie inférieure B

### Paléoclimat

Les faibles quantités de quartz et de kaolinite dans la partie inférieure B indiquent une diminution des apports terrigènes qui est probablement liée à un changement climatique de plus humide à plus aride et/ou à une augmentation du niveau marin relatif. La présence de teepees suggère un climat aride à semi-aride, alors que celle de charophytes et de charbon témoigne d'une certaine humidité. Par conséquent, le climat du Jura central dans la partie inférieure B est globalement plus aride par rapport à la partie inférieure A. L'installation pendant de courtes périodes de conditions plus humides résulte probablement de fluctuations climatiques de plus haute fréquence.

Par ailleurs, les assemblages de fossiles changent entre la première partie de la période comprise entre Kim 3 et Kim 4, où les ostracodes, les bivalves, les foraminifères benthiques, les spicules d'éponges et les échinodermes dominent, et la deuxième partie, qui se distingue par l'apparition des dasycladales et de *Bacinella*. Malgré l'augmentation de l'aridité par rapport à la partie inférieure A, la partie inférieure B enregistre un retour à une salinité normale.

### Variations de l'espace disponible: tectonique et eustatisme

La première partie de la période comprise entre Kim 3 et Kim 4 est caractérisée par des bancs très peu épais et des environnements de dépôt proches de l'émersion, alors que la deuxième partie se distingue par une augmentation de l'épaisseur des bancs et une ouverture générale des environnements de dépôt. Par conséquent, la période comprise entre Kim 3 et Kim 4 enregistre

<caption>Fig. 9.3: Relevant and additional parameters controlling accommodation space and carbonate production in the central Jura during the lower part A (i.e. between the Platynota and Divisum ammonite zones).</caption>
<figure><img src="image_148.png" /><figcaption>Fig. 9.4: Relevant and additional parameters controlling accommodation space and carbonate production in the central Jura during the lower part B (i.e. during the Acanthicum ammonite zone).</figcaption></figure>

une augmentation importante de l'espace disponible, qui coïncide avec la surface de transgression de la cinquième séquence de moyen terme. L'inondation de la plate-forme est probablement en partie responsable de la diminution de la salinité mentionnée ci-dessus.

L'épaisseur des séquences de dépôt dans la coupe des Gorges de Court est réduite par rapport à celle des séquences des coupes des Gorges du Pichoux et de Péry-Reuchenette. Par ailleurs, en dépit de l'augmentation de l'espace disponible, les environnements de dépôt de la coupe de Péry-Reuchenette restent très peu profonds. Enfin, les coupes des Gorges de Court et de Péry-Reuchenette se distinguent de la coupe des Gorges du Pichoux par une augmentation de la quantité de quartz au niveau de la cinquième séquence de moyen terme, qui est interprété dans la coupe des Gorges de Court comme une accentuation du relief positif et une diminution de l'accumulation des carbonates, et dans la coupe de Péry-Reuchenette comme une déviation des directions d'approvisionnement en terrigènes. Par conséquent, les corrélations des coupes de la plate-forme révèlent l'existence entre Kim 3 et Kim 4 d'événements tectoniques synsédimentaires, qui accentuent la morphologie de la plate-forme.

La limite de moyen terme comprise entre Kim 3 et Kim 4 se corrèle mal compte tenu de l'augmentation dans les Gorges de Court et à Péry-Reuchenette de la quantité de terrigènes, qui entraîne de nombreuses lacunes d'affleurement. Cette limite est également mal représentée dans les autres bassins européens (Chap. 6.3, Fig. 6.4), mais les données disponibles dans la littérature (WIGNALL, 1991; LEINFELDER, 1993a; RUSCIADELLI, 1999; TAYLOR et al., 2001) ne permettent

pas de savoir si l'événement tectonique, qui est responsable de l'augmentation des terrigènes dans le Jura central, concerne également les autres bassins. Par conséquent, la tectonique qui affecte la plate-forme du Jura entre Kim 3 et Kim 4 est probablement locale, voire régionale.

L'augmentation de l'espace disponible coïncide avec un appauvrissement en ¹³C, qui résulte probablement d'une augmentation de la production de carbonates (Chap. 7.1). De plus, la surface de transgression de la cinquième séquence de moyen terme correspond également à une diminution de la concentration des éléments traces, qui est probablement la conséquence du recul des terrigènes vers le continent et/ou d'une augmentation de la production de carbonates (Chap. 8.4). Par conséquent, les variations du ∂¹³C et des concentrations des éléments traces de part et d'autre de la surface de transgression de la cinquième séquence de moyen terme traduisent une augmentation de la production de carbonates.

Comme Kim 3, Kim 4 se distingue par une légère diminution du rapport kaolinite sur illite qui est interprétée comme un renforcement de l'érosion (Chap. 7.2.2), et par des bancs très peu épais, des environnements de dépôt très peu profonds et la présence de séquences élémentaires qui suggèrent un espace disponible particulièrement réduit (Chap. 4.2.1). De plus, Kim 4 est également bien représentée dans les autres bassins européens (Chap. 6.3, Fig. 6.4). Par conséquent, Kim 4 enregistre probablement une diminution du niveau marin eustatique relativement forte.
### Signification de la deuxième séquence de long terme

La partie inférieure B enregistre une augmentation de l'aridité et de l'espace disponible par rapport à la partie inférieure A. L'augmentation du niveau marin relatif est probablement liée à une accélération de la vitesse de subsidence (tectonique synsédimentaire locale, voire régionale) et/ou à une augmentation du niveau marin eustatique, et coïncide avec la surface de transgression de la cinquième séquence de moyen terme. L'augmentation de l'aridité et de l'espace disponible sont probablement responsables de l'augmentation de la production de carbonates (Fig. 9.4). De plus, Kim 4 correspond à une diminution du niveau marin eustatique de moyen terme (400 ka) relativement forte. Par conséquent, la deuxième séquence de long terme résulte probablement de la superposition d'une importante diminution du niveau marin eustatique de moyen terme (400 ka)

sur une augmentation du niveau marin de plus basse fréquence (probablement tectono-eustatique). La deuxième séquence de long terme comprend les dépôts de bas niveau et transgressif d'une séquence de plus basse fréquence. La surface de transgression de la cinquième séquence de moyen terme coïncide avec la surface de transgression de plus basse fréquence (Fig. 9.6).

### 9.2.3 La partie supérieure

#### Paléoclimat

La partie supérieure des coupes se distingue par de très faibles quantités de quartz, des pseudomorphoses de gypse, et l'absence de charophyte, qui indiquent une augmentation de l'aridité par rapport aux parties inférieures A et B, c'est-à-dire un climat semi-aride avec une saison sèche dominante (SHINN, 1983).

<figure><img src="image_149.png" /><figcaption>**Fig. 9.5:** Relevant and additional parameters controlling accommodation space and carbonate production in the central Jura during the upper part (i.e. during the Eudoxus and Beckeri ammonite zones).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_150.png" /><figcaption>**Fig. 9.6:** According to the variations of accommodation space and carbonate production on the platform, the three parts common to all studied sections in the central Jura and the Vocontian Basin correspond respectively to the highstand deposit, the lowstand and transgressive deposit, and the highstand of lower-frequency depositional sequences. The transgressive surface of the fifth medium-scale sequence coincides with the lower-frequency transgressive surface, and the transgressive surface of the third long-term sequence is equivalent to the lower-frequency maximum-flooding surface.</figcaption></figure>

Les assemblages de fossiles sont composés d'ostracodes, de bivalves, de foraminifères benthiques, de spicules d'éponges et d'échinodermes, mais également de dasycladales, de coraux et de *Bacinella*, qui prolifèrent dans les eaux chaudes, peu profondes, claires, bien oxygénées et à salinité normale (LEES & BULLER, 1972; JAMES, 1997; DUPRAZ, 1999).

## Variations de l'espace disponible: tectonique et eustatisme

La partie supérieure des coupes est composée des bancs et des séquences de dépôt de court et de moyen terme les plus épais et des environnements de dépôt les plus ouverts. Par conséquent, le Kimméridgien supérieur se distingue des deux parties précédentes par une forte augmentation de l'espace disponible, qui coïncide avec la surface de transgression de la troisième séquence de long terme.

L'équivalent de la Formation des Calcaires de la Sémine du Jura méridional est interprété comme un événement tectonique régional, qui affecte l'ensemble de la plate-forme (Chap. 6.2.3). Par ailleurs,

l'enrichissement de la coupe de Péry-Reuchenette en matière organique continentale par rapport à la coupe des Gorges de Court implique une déviation des directions d'approvisionnement en terrigènes, qui favorise la région de Péry-Reuchenette par rapport aux deux autres coupes (Chap. 7.3.2). Enfin, la partie supérieure de la coupe des Gorges de Court se distingue des deux autres par des dunes oolithiques et un patch-reef, qui indiquent un hydrodynamisme élevé (LEINFELDER, 1993b), et confirment que les Gorges de Court se situent sur un relief positif. Par conséquent, le Kimméridgien supérieur se distingue des deux parties précédentes par un événement tectonique synsédimentaire qui affecte l'ensemble du Jura, et qui participe probablement au maintien de la morphologie accidentée de la plate-forme.

L'appauvrissement en ¹³C qui apparaît dans la partie inférieure B, et qui résulte probablement d'une augmentation de la production de carbonates et d'une légère restriction des environnements de dépôt (Chap. 7.1), persiste au-delà de Kim 4. La partie supérieure des coupes enregistre également une augmentation du pourcentage de carbonates et une diminution de
l'ensemble des éléments traces mis à part le Mn, qui correspondent probablement à une augmentation de la production de carbonates et/ou à une diminution des apports terrigènes. Enfin, l'augmentation des concentrations en Mn résulte probablement de l'enrichissement des océans en Mn hydrothermal suite au renforcement de l'activité des rides médio-océaniques (Chap. 8.4). Par conséquent, l'importante augmentation du niveau marin relatif enregistrée au Kimméridgien supérieur dans le Jura central provient en partie d'une augmentation du niveau marin eustatique liée au renforcement de l'activité des rides.

### Signification de la troisième séquence de long terme

La partie supérieure des coupes se distingue des deux premières parties par un climat généralement plus aride. De plus, un renforcement de l'activité des rides médio-océaniques lié à la tectonique des plaques entraîne une augmentation de la vitesse de subsidence du bassin (tectonique synsédimentaire régionale) et/ou une augmentation du niveau marin eustatique, qui provoquent une forte augmentation de l'espace disponible (Fig. 9.5). En effet, la surface de transgression de la troisième séquence de long terme coïncide avec la plus importante augmentation du niveau marin relatif enregistrée dans le Jura central au cours du Kimméridgien (Chap. 5.1.2). Par conséquent, l'augmentation de l'espace disponible et un climat plus aride sont probablement responsables de l'augmentation de la production de carbonates qui caractérise la partie supérieure des coupes (Fig. 9.5). La troisième séquence de long terme est interprétée comme le début du dépôt de haut niveau d'une séquence de plus basse fréquence, et la surface de transgression de la troisième séquence de long terme comme la surface d'inondation maximale d'une séquence de plus basse fréquence (Fig. 9.6).

Le maximum d'inondation du Kimméridgien dans le Jura central (Fig. 9.6) coïncide avec la fin de la transgression de deuxième ordre de HARDENBOL et al. (1998), qui commence à l'Oxfordien supérieur

(Fig. 1.5). En dépit de l'augmentation globale de l'espace disponible, les environnements de dépôt du Kimméridgien inférieur restent très peu profonds. La production de carbonates était suffisamment importante pour compenser la montée du niveau marin. Par conséquent, la partie inférieure des coupes du Jura central (de Kim 1 à la surface de transgression de la troisième séquence de long terme) est interprétée comme un " keep-up transgressive systems tract " de deuxième ordre (COLOMBIÉ & STRASSER, 2000).

## 9.3 COMPARAISON AVEC LE KIMMÉRIDGIEN DU SUD DE L'ANGLETERRE

TAYLOR et al. (2001) établissent le cadre séquentiel du Kimméridgien du Wessex-Weald Basin au Sud de l'Angleterre, et définissent deux périodes successives. La première période correspond à l'espace de temps compris entre Kim 1 et Kim 4, la seconde période coïncide avec la partie supérieure du Kimméridgien. Le Kimméridgien inférieur (de la zone d'ammonites à Baylei à la zone à Mutabilis, Fig. 1.5) se distingue par un taux de sédimentation réduit, qui est probablement lié à une diminution de l'espace disponible dans les environnements relativement peu profonds (WIGNALL, 1991). La zone à Eudoxus enregistre un approfondissement majeur, qui touche les régions situées du Sud de l'Angleterre au Groënland (WIGNALL, 1994). L'augmentation de l'espace disponible au Kimméridgien supérieur est probablement favorisée par une phase d'extension crustale, qui provoque la subsidence de l'ensemble du bassin (HALLAM & SELLWOOD, 1976). Le Kimméridgien supérieur se caractérise également par un changement environnemental majeur, qui est indiqué par l'établissement de nouveaux biotopes et chemins de migration des organismes.

Conformément à TAYLOR et al. (2001), l'approfondissement majeur du Kimméridgien dans le Jura central est situé dans la zone d'ammonites à Eudoxus (Fig. 5.4), et résulte vraisemblablement d'un renforcement de l'activité tectonique globale.

***