Claude COLOMBIÉ

# Sédimentologie, stratigraphie séquentielle et cyclostratigraphie du Kimméridgien du Jura suisse et du Bassin vocontien (France): relations plate-forme - bassin et facteurs déterminants

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Sédimentologie, stratigraphie séquentielle et
cyclostratigraphie du Kimméridgien
du Jura suisse et du Bassin vocontien (France):
relations plate-forme – bassin et facteurs
déterminants.

THÈSE

présentée à la Faculté des Sciences de l'Université de Fribourg (Suisse)
pour l'obtention du grade de *Doctor rerum naturalium*

Claude COLOMBIÉ

de Montélimar, France

Thèse N° 1380
sur la proposition de:

Prof. André STRASSER, Université de Fribourg (Suisse)

Prof. Marcos AURELL, Université de Saragosse (Espagne)

Prof. Georges GORIN, Université de Genève (Suisse)

Fribourg, le 28 juin 2002

Le Doyen: Prof. Alexander von Zelewsky

Directeur de thèse : Prof. André Strasser
# TABLE DES MATIÈRES

RÉSUMÉ 5

ABSTRACT 7

REMERCIEMENTS 9

## 1 - INTRODUCTION

1.1 CONTEXTE GÉNÉRAL 12

1.1.1 Cadre géographique 12

1.1.2 Cadre paléogéographique 12

1.1.3 Cadre paléoclimatologique 13

1.1.4 Cadre tectonique 13

1.1.5 Cadre stratigraphique 14

1.2 LE KIMMÉRIDGIEN DU JURA CENTRAL 15

1.2.1 Historique 15

1.2.2 Lithostratigraphie 16

1.2.3 Biostratigraphie 16

1.3 LE KIMMÉRIDGIEN DU BASSIN VOCONTIEN 17

1.3.1 Historique 17

1.3.2 Lithostratigraphie 17

1.3.3 Biostratigraphie 18

1.4 MÉTHODOLOGIE 18

## 2 - FACIÈS ET MODÈLE DE FACIÈS – JURA CENTRAL

2.1 DÉFINITIONS 19

2.2 ELÉMENTS FIGURÉS 19

2.2.1 Grains carbonatés non-bioclastiques 22

2.2.2 Grains carbonatés bioclastiques 23

2.2.3 Grains non-carbonatés 26

2.3 STRUCTURES SÉDIMENTAIRES 27

2.3.1 Structures biogéniques 27

2.3.2 Structures hydrauliques 28

2.3.3 Structures d'émersion 29

2.4 DIAGENÈSE 30

2.5 ZONES DE FACIÈS 31

2.6 MODÈLE DE FACIÈS 32
3 - FACIÈS ET MODÈLE DE FACIÈS – BASSIN VOCONTIEN

3.1 LITHOLOGIES 35

3.2 MICROFACIÈS 35

3.2.1 Matrice 35

3.2.2 Eléments figurés 35

3.2.3 Structures sédimentaires 37

3.3 ZONES DE MICROFACIÈS 38

4 - INTERPRÉTATION SÉDIMENTOLOGIQUE ET SÉQUENTIELLE DES COUPES DU JURA CENTRAL ET DU BASSIN VOCONTIEN

4.1 INTRODUCTION À L'INTERPRÉTATION SÉQUENTIELLE DES COUPES 39

4.1.1 Définition d'une séquence de dépôt 39

4.1.2 Facteurs responsables de la formation des séquences de dépôt 40

4.1.3 Surfaces de discontinuité 42

4.1.4 Cortèges sédimentaires 42

4.1.5 Superposition de plusieurs cycles de fluctuations du niveau marin relatif de fréquence et d'amplitude variables 43

4.2 SÉQUENCES DE DÉPÔT 44

4.2.1 Séquences de dépôt du Kimméridgien du Jura central 44

4.2.2 Séquences de dépôt du Kimméridgien du Bassin vocontien 51

4.3 INTERPRÉTATION SÉDIMENTOLOGIQUE ET SÉQUENTIELLE DES COUPES DU JURA CENTRAL 53

4.3.1 Les Gorges du Pichoux 54

4.3.2 Les Gorges de Court 63

4.3.3 Péry-Reuchenette 70

4.4 INTERPRÉTATION SÉDIMENTOLOGIQUE ET SÉQUENTIELLE DES COUPES DU BASSIN VOCONTIEN 79

4.4.1 La Montagne de Crussol 79

4.4.2 Châteauneuf d'Oze 85

4.4.3 Les Gorges de la Méouge 88

4.4.4 Stratigraphie des microfossiles pélagiques 93

5 - CORRÉLATIONS

5.1 CORRÉLATIONS DANS LE JURA CENTRAL 95

5.1.1 Marqueurs 95

5.1.2 Résultats 101

5.2 CORRÉLATIONS DANS LE BASSIN VOCONTIEN 104

5.2.1 Marqueurs 104

5.2.2 Résultats 104

5.3 CORRÉLATIONS ENTRE LE JURA CENTRAL ET LE BASSIN VOCONTIEN 104

5.3.1 Méthode 105

5.3.2 Résultats 105

6 - CYCLOSTRATIGRAPHIE

6.1 INTRODUCTION 107

6.1.1 Concept 107

6.1.2 Méthode 107

6.1.3 Avantages et limites 108

6.2 COMPARAISONS DES RÉSULTATS OBTENUS AVEC LA CHRONOSTRATIGRAPHIE 108

6.2.1 Difficultés d'interprétation liées à un taux de sédimentation réduit dans le bassin 109
6.2.2 Difficultés d'interprétation liées à une diminution importante de l'espace disponible sur la plate-forme 110

6.2.3 Difficultés d'interprétation liées à un événement tectonique local : les Calcaires de la Sémine 111

6.3 COMPARAISON AVEC LES RÉSULTATS OBTENUS PAR D'AUTRES AUTEURS DANS LE JURA ET LE BASSIN VOCONTIEN, OU DANS D'AUTRES BASSINS EUROPÉENS 111

6.4 DURÉE DES SÉQUENCES DE LONG TERME 113

## 7 - ISOTOPES STABLES, ARGILES ET PALYNOFACIÈS

7.1 ISOTOPES DE L'OXYGÈNE ET DU CARBONE 115

7.1.1 Résultats des analyses 115

7.1.2 Interprétation et discussion 117

7.2 ARGILES 119

7.2.1 Résultats des analyses 119

7.2.2 Interprétation et discussion 119

7.3 PALYNOFACIÈS 120

## 8 - GÉOCHIMIE DES ÉLÉMENTS TRACES

8.1 GÉNÉRALITÉS 123

8.1.1 Les éléments dans l'eau de mer 123

8.1.2 L'incorporation des éléments traces dans les carbonates 123

8.1.3 L'utilisation des éléments traces en sédimentologie 124

8.1.4 Le fer et le manganèse 124

8.1.5 Le sodium, le magnésium et le strontium 124

8.2 MÉTHODE ANALYTIQUE 125

8.2.1 Le choix des échantillons 125

8.2.2 La préparation des échantillons 125

8.2.3 La mise en solution des échantillons 125

8.2.4 La planification des teneurs en calcium et le dosage 125

8.3 RÉSULTATS DES ANALYSES 125

8.3.1 Description des variations du pourcentage de carbonates et des concentrations en éléments traces 125

8.3.2 Corrélations du pourcentage de carbonates et des concentrations en éléments traces 128

8.3.3 Corrélations du pourcentage de carbonates, des concentrations en éléments traces et de la quantité de quartz 128

8.3.4 Corrélations de l'ensemble des résultats avec l'interprétation séquentielle 128

8.4 INTERPRÉTATION ET DISCUSSION 129

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

9.1 PRINCIPALES VARIABLES RESPONSABLES DE LA DYNAMIQUE DES PLATES-FORMES CARBONATÉES 131

9.1.1 La tectonique 131

9.1.2 L'eustatisme 132

9.1.3 Le climat 133

9.2 LE KIMMÉRIDGIEN DU JURA CENTRAL : TECTONIQUE, EUSTATISME ET/OU CLIMAT ? 133

9.2.1 La partie inférieure A 133

9.2.2 La partie inférieure B 135

9.2.3 La partie supérieure 137

9.3 COMPARAISON AVEC LE KIMMÉRIDGIEN DU SUD DE L'ANGLETERRE 139
# 10 - FORMATION DES SÉQUENCES DU KIMMÉRIDGIEN DU BASSIN VOCONTIEN

10.1 MÉCANISME RESPONSABLE DE LA FORMATION DES SÉQUENCES .................................................. 141

10.1.1 Productivité planctonique .................................................. 141

10.1.2 Dilution par les argiles .................................................. 142

10.1.3 Dilution par les carbonates .................................................. 142

10.2 MODÈLE DE FORMATION DES SÉQUENCES DE PLUS BASSE FRÉQUENCE .................................... 143

10.3 MODÈLE DE FORMATION DES SÉQUENCES DE LONG TERME, DE MOYEN TERME (400 KA) ET DE COURT TERME (100 KA) .................................................................................................................. 145

10.3.1 Variations de l'épaisseur des bancs calcaires et du pourcentage de marnes sur le long terme .................................................................................................................. 145

10.3.2 Variations de l'épaisseur des bancs calcaires et du pourcentage de marnes sur le moyen (400 ka) et sur le court terme (100 ka) .................................................................................................................. 146

10.3.3 Interprétation des marnes dans le maximum d'inondation .................................................. 146

10.3.4 Interprétation des bancs calcaires épais dans le maximum d'inondation .................................................. 147

# 11 - CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES

11.1 ENVIRONNEMENTS DE DÉPÔT DU JURA CENTRAL ET DU BASSIN VOCONTIEN AU COURS DU KIMMÉRIDGIEN .................................................. 149

11.2 SÉQUENCES DE DÉPÔT DU KIMMÉRIDGIEN DU JURA CENTRAL ET DU BASSIN VOCONTIEN .................................................. 149

11.3 CORRÉLATIONS DANS LE JURA CENTRAL, DANS LE BASSIN VOCONTIEN ET ENTRE LA PLATE-FORME ET LE BASSIN .................................................. 150

11.4 FACTEURS RESPONSABLES DES VARIATIONS DE L'ESPACE DISPONIBLE DANS LE JURA CENTRAL AU COURS DU KIMMÉRIDGIEN .................................................................................................................. 150

11.5 FORMATION DES SÉQUENCES DE DÉPÔT DU KIMMÉRIDGIEN DU BASSIN VOCONTIEN .................................................. 151

11.6 PERSPECTIVES .................................................................................................................. 151

BIBLIOGRAPHIE .................................................................................................................. 153

PLANCHES .................................................................................................................. 163

ANNEXES .................................................................................................................. 183

CURRICULUM VITAE .................................................................................................................. 198
RÉSUMÉ

À l'heure actuelle, peu de travaux concernent les épaisses séries calcaires soi-disant homogènes du Kimméridgien du Jura central. Ainsi, la stratigraphie comme les facteurs (tectonique, eustatisme, climat, production et accumulation de carbonates) qui déterminent la dynamique de la plate-forme sont respectivement mal définis voire inconnus. L'analyse sédimentologique détaillée, l'interprétation séquentielle et cyclostratigraphique du Kimméridgien du Jura central et des corrélations avec le Kimméridgien du Bassin vocontien aboutissent à un cadre stratigraphique précis et de haute-résolution, à la définition des principaux facteurs qui déterminent le développement de la plate-forme peu profonde du Jura au cours du Kimméridgien, et à l'établissement d'un modèle de formation des séquences de dépôt du Kimméridgien inférieur du Bassin vocontien.

L'étude détaillée des faciès sédimentaires de trois coupes – Gorges du Pichoux, Gorges de Court, et Péry-Reuchenette – situées au Nord-Est de Bienne en Suisse permet d'établir un modèle de faciès et une interprétation séquentielle et cyclostratigraphique précise du Kimméridgien du Jura central. Les faciès sédimentaires sont relativement diversifiés, et correspondent principalement à des milieux de dépôt de plate-forme interne, très peu profonds, calmes et à salinité variable. Basés sur l'évolution au cours du temps des environnements de dépôt, de l'épaisseur des bancs et des discontinuités, quatre ordres de séquences de dépôt sont définis: les séquences élémentaires, de court terme, de moyen terme et de long terme. Les différents types de séquences de dépôt sont hiérarchiquement empilés, et leurs rapports suggèrent que la dynamique de la plate-forme peu profonde du Jura était au Kimméridgien en partie contrôlée par les variations des paramètres orbitaux de la Terre. En l'absence de marqueurs biostratigraphiques précis, qui sont indispensables pour dater les intervalles stratigraphiques et confirmer l'hypothèse d'un contrôle

orbital sur la sédimentation, les coupes du Jura central sont corrélées avec trois coupes du Bassin vocontien parfaitement datées par ammonites.

L'interprétation sédimentologique, séquentielle et cyclostratigraphique de trois coupes – Montagne de Crussol, Châteauneuf d'Oze, et Gorges de la Méouge – situées dans le Bassin vocontien en France, aboutit à la définition de plusieurs ordres de séquences de dépôt, qui correspondent aux différents types de séquences observés dans le Kimméridgien du Jura central. Les similitudes qui existent entre l'interprétation séquentielle et cyclostratigraphique des coupes du Jura et du Bassin vocontien permettent à partir d'un niveau repère de corréler les coupes de la plate-forme et du bassin. À partir de ces corrélations de haute résolution, le cadre chronostratigraphique défini pour le Kimméridgien du Jura central et du Bassin vocontien est comparé à celui qui est proposé par HARDENBOL et al. (1998) pour le Kimméridgien du domaine téthysien. Cinq limites de séquences de troisième ordre sont définies qui correspondent à cinq limites de séquences de moyen terme définies dans le Jura et dans le Bassin vocontien. La durée des séquences de troisième ordre qui est donnée par HARDENBOL et al. (1998) est divisée par le nombre de séquences élémentaires qui est compté pour le même intervalle de temps dans la coupe des Gorges de la Méouge, qui est la plus éloignée de la plate-forme du Jura. D'après ces calculs, la durée d'une séquence élémentaire est approximativement égale à la période du cycle de la précession (i.e. 20 ka). De plus, les séquences de court terme sont généralement composées de 5 séquences élémentaires, et les séquences de moyen terme contiennent 4 séquences de court terme. En supposant qu'une séquence élémentaire dure 20 ka, la durée des séquences de court terme et de moyen terme correspond respectivement à la période du premier et du deuxième cycle de l'excentricité (i.e. 100 et 400 ka). De même, la durée des séquences de long
terme varie entre 800 ka et 1,2 Ma, et correspond
au troisième ordre de VAIL et al. (1991). Enfin,
l'intervalle étudié comprend 32 séquences de court
terme, qui représentent une durée totale de 3,2 Ma.
La durée du Kimméridgien obtenue à partir des
données radiométriques est égale à 3,12 Ma (GRADSTEIN
et al., 1994; 1995; HARDENBOL et al., 1998). Par
conséquent, la durée calculée à partir de l'interprétation
cyclostratigraphique des coupes du Jura et du Bassin
vocontien correspond aux résultats obtenus par ailleurs,
et confirme la validité de la méthode employée dans ce
travail.

L'analyse des isotopes stables de l'oxygène et du
carbone et des éléments traces (Sr, Mg, Na, Fe et Mn)
a été réalisée sur la coupe des Gorges du Pichoux
pour confirmer les corrélations entre la plate-forme et
le bassin. La relation entre les résultats obtenus dans
ce travail et ceux qui sont publiés pour les coupes
de Châteauneuf d'Oze et de la Méouge (DE RAFÉLIS,
2000) n'est à priori pas évidente. Néanmoins, les
variations du ∂¹³C et des concentrations en éléments
traces sont cohérentes avec l'évolution de la plate-
forme du Jura au cours du Kimméridgien, et offrent de
très intéressantes perspectives de recherche.

Les corrélations des coupes du Jura central mettent
en évidence deux parties principales. La partie
inférieure s'étend de la zone d'ammonites à Platynota
à la zone à Acanthicum. Elle est essentiellement
composée de bancs calcaires fins à moyennement épais,
et présente une quantité relativement importante de
terrigènes (argiles, quartz et charbon) et de nombreux
indices d'émersion. La partie supérieure comprend les
zones d'ammonites à Eudoxus et à Beckeri. Elle
se distingue par une grande proportion de bancs
calcaires épais, par la quasi-disparition des terrigènes
et des indices d'émersion, et par le développement
des algues vertes. La limite entre ces deux parties
correspond à la plus importante augmentation d'espace
d'accommodation enregistrée au cours du
Kimméridgien dans le Jura central. Par ailleurs,
la partie inférieure se compose de deux parties
distinctes qui sont interprétées comme des séquences
de dépôt de long terme. La première séquence est
comprise entre les zones d'ammonites à Platynota et
à Divisum, et enregistre une diminution de l'espace
d'accommodation et de la production de carbonates,
alors que la deuxième séquence coïncide avec la
zone à Acanthicum, et enregistre une importante
augmentation de l'espace disponible et de la production
de carbonates. Les deux séquences qui composent la
partie inférieure de l'intervalle étudié correspondent

respectivement à la fin du dépôt de haut-niveau (lHD) et au dépôt de bas niveau et transgressif (LD et TD) d'une séquence de dépôt de plus basse fréquence, alors que la partie supérieure est interprétée comme le début du dépôt de haut niveau (eHD). Enfin, les variations latérales de l'épaisseur des séquences de dépôt et l'évolution dans le temps des faciès sédimentaires mettent en évidence des événements tectoniques d'extension croissante de la partie inférieure à la partie supérieure du Kimméridgien du Jura central. Sur la base de l'ensemble des résultats obtenus dans ce travail, la diminution de l'espace disponible et de la production de carbonates entre les zones d'ammonites à Platynota et à Divisum résulte probablement des effets combinés d'un climat semi-aride avec une saison humide relativement importante et d'une diminution du niveau marin eustatique de long terme. De plus, l'augmentation de l'espace disponible et de la production de carbonates dans la zone à Acanthicum est vraisemblablement la conséquence d'une augmentation de l'aridité, de la vitesse de subsidence du bassin et/ou du niveau marin eustatique. Enfin, les mêmes facteurs sont probablement la cause de l'importante augmentation de l'espace disponible et de la production de carbonates qui caractérise le Kimméridgien supérieur du Jura central. Conformément au Kimméridgien du Sud de l'Angleterre (TAYLOR et al., 2001), l'approfondissement majeur enregistré dans le Jura central est situé dans la zone d'ammonites à Eudoxus, et résulte de changements environnementaux majeurs liés au renforcement de l'activité tectonique globale.

Les corrélations de haute résolution entre le Jura
et le Bassin vocontien révèlent que les périodes
de diminution ou d'augmentation de la production
de carbonates mises en évidence sur la plate-forme
coïncident respectivement avec des périodes de
diminution ou d'augmentation de l'accumulation
de carbonates dans le bassin. Par conséquent, le
mécanisme déterminant dans la formation des
séquences de dépôt au Kimméridgien dans le Bassin
vocontien est probablement l'exportation de carbonates
de la plate-forme vers le bassin. Différents modèles
basés sur la combinaison des variations du potentiel de
production des environnements marins peu profonds
et du potentiel d'exportation, qui sont probablement
influencées par plusieurs ordres superposés de
variations du niveau marin relatif, sont proposés pour
expliquer la formation des séquences de plus basse
fréquence d'une part et des séquences de long, de
moyen et de court terme d'autre part.
ABSTRACT

A detailed sedimentological, sequential and cyclostratigraphic interpretation of the Kimmeridgian in the Swiss Jura defines the principal factors which control the different stages in the development of a shallow-water carbonate platform. A comparative study in the Vocontian Basin reveals their impact on hemipelagic and pelagic sedimentation.

The sedimentary facies of three platform sections – Gorges de Court, Gorges du Pichoux, and Péry-Reuchenette – located to the North of Biel in the central Jura have been studied in great detail. Facies are representative of restricted to open-marine depositional environments. Low-energy lagoonal deposits such as mudstones and bioclast-peloid wackestones to packstones are dominant. Higher-energy grainstones composed of bioclasts, peloids, and ooids occur in lesser proportion. The analysis of the evolution through time of sedimentary facies, bed thicknesses, and sedimentological features of bedding surfaces results in a precise sequential and cyclostratigraphic interpretation of the Kimmeridgian in the central Jura. Different orders of depositional sequences are defined: elementary, small-scale, medium-scale and large-scale sequences, which are hierarchically stacked and suggest an orbital control on sedimentation. In order to confirm the cyclostratigraphic interpretation of the Kimmeridgian in the central Jura, where a precise biostratigraphic and chronostratigraphic framework is lacking, the platform sections are correlated with well-dated sections in the Vocontian Basin.

The sedimentological, sequential and cyclostatigraphic interpretation of three basinal sections – Montagne de Crussol, Châteauneuf d'Oze, and Gorges de la Méouge – leads to the definition of different orders of depositional sequences, which are comparable to the ones defined on the platform. The Vocontian Basin sections are correlated with the Jura sections according to the similarity that

exists between the sequential and cyclostratigraphic framework defined in both realms. Thanks to the high-resolution platform-to-basin correlations, the Kimmeridgian chronostratigraphy defined in the Jura and in the Vocontian Basin is compared with the one proposed by HARDENBOL et al. (1998). The third-order sequence boundaries defined by HARDENBOL et al. (1998) in the Kimmeridgian of the Tethyan realm correspond to five medium-scale sequence boundaries revealed in the Jura and the Vocontian Basin. The third-order sequence duration given by HARDENBOL et al. (1998) is divided by the number of elementary sequences counted in the same time interval in the Gorges de la Méouge section, which is the section remotest from the Jura platform. According to these calculations, the duration of an elementary sequence is approximately equivalent to the 20 ky orbital precession cycle. Furthermore, small-scale sequences are generally composed of five elementary sequences, and medium-scale sequences contain four small-scale sequences. Assuming that an elementary sequence is equal to 20 ky, small-scale and medium-scale sequences coincide with the first and second eccentricity cycles respectively (i.e. 100 and 400 ky). The duration of the large-scale sequences is comprised between 800 ky and 1.2 My, which corresponds to the third order of VAIL et al. (1991). The studied interval is composed of 32 small-scale sequences or 8 medium-scale sequences, implying a duration of 3.2 My for the Kimmeridgian. This cyclostratigraphic interpretation is consistent with the radiometrically deduced duration of 3.12 My (GRADSTEIN et al. 1994, 1995; HARDENBOL et al., 1998). Consequently, the dynamics of the Jura platform and the Vocontian Basin were partly controlled by cyclic environmental changes induced by insolation variations in the Milankovitch frequency band. The combination of detailed sedimentology, sequence stratigraphy, cyclostratigraphy, and high-resolution platform-to-basin correlation represents an excellent alternative to biostratigraphy for the dating of the Upper
Jurassic shallow-water carbonate deposits, which are devoid of precise biostratigraphic markers.

Analysis of stable isotopes and trace elements (Sr, Mg, Na, Fe, and Mn) has been performed in the Gorges du Pichoux section in order to confirm the high-resolution platform-to-basin correlation. The correlation between the variations of ∂¹³C and trace elements defined on the platform and the ones available in the basin (DE RAFÉLIS, 2000) seems a priori difficult. However, the variations of ∂¹³C and trace elements are consistent with the platform evolution during the Kimmeridgian, and their contribution to a better understanding of the global system is important.

The correlation of the platform sections reveals two parts with different characteristics, corresponding approximately to the Lower and Upper Kimmeridgian. The first part exhibits thinly bedded limestones with siliciclastics and desiccation features. The second part is characterised by thickly bedded limestones, the quasi-disappearance of siliciclastics and desiccation features, and the development of green algae. The transition between the Lower and the Upper Kimmeridgian corresponds to the strongest increase of accommodation recorded in the central Jura during the Kimmeridgian. Furthermore, the Lower Kimmeridgian comprises two different intervals, which correspond to large-scale sequences. The first one is comprised between the Platynota and Divisum ammonite zones and records a decrease of accommodation and carbonate production, while the second interval coincides with the Acanthicum zone and implies an important increase of accommodation and carbonate production. The two lower intervals correspond respectively to the late highstand deposit (IHD) and to the lowstand and transgressive deposits (LD and TD) of a lower-frequency depositional sequence, while the upper part

coincides with the early highstand deposit (eHD). Finally, lateral variations of sequence thicknesses and the evolution through time of sedimentary facies reveal local to regional tectonic events, which occur in pulses during the Lower and Upper Kimmeridgian. According to the results obtained in this work, the decrease of accommodation and carbonate production between the Platynota and Divisum ammonite zones is probably due to the combination of a semi-arid climate with a prominent humid season and a eustatic sea-level drop. The increase of accommodation and carbonate production in the Acanthicum zone results from a more arid climate, an increased subsidence rate and/or a rise of eustatic sea-level. The same factors are probably responsible for the strong increase of accommodation and carbonate production that characterise the Upper Kimmeridgian. In conformity with southern England (TAYLOR et al., 2001), the most important gain in accommodation recorded in the central Jura coincides with the second-order Upper Jurassic transgression, which reached its maximum in the Eudoxus ammonite zone. This evolution is probably linked to major environmental changes due to global tectonics.

The sedimentological features of the Kimmeridgian hemipelagic and pelagic facies in the Vocontian Basin, the variations of carbonate production in the Jura and carbonate accumulation in the basin reveal that carbonate export from the platform to the basin is probably the controlling process for cycle formation in the Vocontian Basin. Different models combining carbonate productivity in shallow-water marine environments and carbonate export from the platform to the basin (influenced by several superimposed orders of sea-level fluctuations) are proposed for the generation of lower-frequency, large-scale, medium-scale, and small-scale sequences.

***
REMERCIEMENTS

Je me souviendrai longtemps du jour où j'ai posé pour la première fois les pieds à Fribourg. C'était l'automne, et le temps était exceptionnel. L'air était limpide, et la vue sur les Préalpes, magnifique. D'abord séduite par la ville, j'ai ensuite été ravie de rencontrer le Prof. André Strasser, mon directeur de thèse, qui a spontanément détendu l'atmosphère en instaurant un dialogue d'égal à égal. Notre entrevue s'est terminée par un test d'aptitude physique travesti en visite de la vieille ville (! ...), puis à la terrasse d'un restaurant où nous avons trinqué à notre future coopération. Je commençais officiellement un doctorat à l'Institut de Géologie et de Paléontologie de l'Université de Fribourg, et c'était bien au-delà de mes espérances. Merci André de m'avoir offert la possibilité de développer mes connaissances sur le fonctionnement complexe des systèmes sédimentaires carbonatés. La sédimentologie des carbonates est un domaine passionnant qui n'a cessé au cours de ces dernières années d'éveiller ma curiosité et de nourrir mon intérêt. Mon séjour s'achève, et mon souhait le plus cher est de continuer aussi longtemps que possible le travail que j'ai commencé. Je te remercie également pour ta disponibilité, ta simplicité et ton humanité, pour ta confiance et ton soutien, pour m'avoir poussé sans jamais avoir imposé ton avis, et pour la souplesse de ton encadrement qui m'a laissé beaucoup de liberté, et le loisir de développer certains aspects en marge des axes de recherche propres à l'école fribourgeoise.

Je tiens également à remercier le Prof. Christian Caron, directeur de l'Institut de Géologie et de Paléontologie, pour m'avoir confié un poste d'assistante qui m'a permis de mener et de terminer mon doctorat dans les meilleures conditions, ainsi que pour l'ensemble des moyens qu'il met en œuvre chaque jour pour offrir aux membres de l'Institut des conditions de travail hors pair. Ma reconnaissance va également au Prof. Michèle Caron pour sa grande disponibilité,

son écoute attentive et ses remarques sensées. Enfin, un grand merci à Christian et Michèle pour leur prévoyance et leur grande hospitalité!

Je remercie le Prof Georges Gorin de l'Université de Genève pour l'analyse des palynofaciès, et pour avoir accepté de participer au jury de cette thèse.

De même, j'adresse ma reconnaissance au Prof. Marcos Aurell de l'Université de Saragosse d'avoir accepté au pied levé, suite à une demande inopinée de ma part, d'être membre du jury. J'ai souvent pensé à vous lors de la rédaction de ce travail en essayant d'être la plus claire possible!

Je remercie les précédents doctorants d'André pour avoir placé la barre si haut: Jean-Bruno Pasquier, pour sa gentillesse et ses remarques judicieuses, ainsi que pour le compte rendu quotidien et détaillé des résultats du Fribourg Gottéron; Bernard Pittet, qui m'a accepté dans son bureau à mon arrivée à Fribourg et dont l'ardeur au travail a d'entrée beaucoup impressionné la débutante que j'étais. Je te remercie notamment de m'avoir reçu à Lyon, pour ton écoute attentive et tes questions pertinentes qui m'ont permis de faire le point et d'avancer dans mon raisonnement. Je remercie également Wolfgang Hug pour son enthousiasme et sa bonne humeur, pour m'avoir présenté le Jurassique supérieur du Jura, et pour son aide active sur le terrain; Wolfgang et Heiko Hillgärtner, pour leur soutien technique et les discussions, parfois houleuses mais le plus souvent enrichissantes, que nous avons eu; Christophe Dupraz pour sa gentillesse, sa grande disponibilité et sa patience. Encore désolée d'avoir à maintes reprises perturbé ta concentration et quelquefois manqué de respect au monde microbien!

Parmi le personnel de l'Institut, j'adresse tout particulièrement mes remerciements à: Laurent Picot,
mon camarade d'exil, pour sa gentillesse et son soutien. Je continue de penser que ce serpent n'était qu'une hallucination, mais je suis sûre qu'il m'aurait fallu deux fois plus de temps pour vaincre seule, les broussailles et les éboulis. Du fond du cœur, tout de bon pour la suite! Florence Dapples, pilote et co-pilote de choc du "Chupa bus" et grande joueuse de badminton, pour sa gentillesse, sa grande disponibilité et son aide active en tant qu'informaticienne, professeur d'anglais et critique littéraire ... Merci infiniment! Sophie Wolf, de l'Institut de Minéralogie, pour nos rencontres sportives, gastronomiques, et parfois enivrantes, pour sa générosité, son écoute et son soutien. Merci d'avoir été là! Elias Samankassou, chouchou de ses dames et gourmand invétéré, pour ses conseils avisés de sédimentologue expérimenté et son aide active sur le terrain. Et tous les autres ... Prof. Jean-Pierre Berger, Raymond Plancherel, Niels Rameil, Damien Becker, Daniel Oswald, Luc Braillard, Stefan Dall'Agnolo, Chantal Python, Hugo Raetzo, Regina Hable et Maxime Gjermeni.

Je tiens également à remercier le personnel technique de l'Institut: le magicien Patrick Dietsche, qui transforme de vulgaires cailloux en précieux outils de travail, ainsi que Daniel Cuennet et Françoise Mauroux pour leur gentillesse et tous les services rendus.

Tous les instants passés avec les étudiants au cours des séances de travaux pratiques et pendant les excursions sont également mémorables, et à juste titre! ... Merci à tous pour votre accueil. Je pense tout particulièrement à Marco qui s'est comporté en parfait assistant. Merci pour les bons moments que nous avons partagés. Magnifique! Un grand merci également à Pascal, pour son enthousiasme et sa bonne humeur, pour les bonnes bouffes et le bon vin. Extrême!

J'aimerais aussi remercier Laurent Emmanuel pour m'avoir accueilli à Dijon et introduit à la géochimie des éléments traces. J'en profite pour remercier Benoît Vincent et Nathalie Guichard pour leur aide efficace.

Je remercie également le Prof. Jean-François Deconinck de l'Université de Lille pour l'analyse des minéraux argileux.

Je tiens aussi à remercier le Prof. Christian Meyer pour m'avoir accompagné sur le terrain et reçu à Bâle.

Ma reconnaissance s'adresse également au Prof. François Atrops de l'Université de Lyon et au Dr. Alexis Moussine-Pouchkine de l'Université de Montpellier, qui m'ont donné de précieux conseils pour le choix des coupes du Bassin vocontien.

Je remercie de même la Cimenterie S.A. Vigier de m'avoir permis d'accomplir mon travail en m'autorisant bon gré mal gré l'accès à la carrière de Péry-Reuchenette.

Je tiens également à remercier le Fond National Suisse pour son soutien financier (projets n° 20-46625.96 et 20-56491.99).

Je profite de l'occasion pour adresser mes remerciements à la Famille Schneiter de la Ferme Imaginaire de Champoz et la Famille Gyger de Sornétan pour la qualité de leur accueil, pour m'avoir permis de goûter aux charmes du Jura et d'en apprécier toutes les saveurs, pour l'odeur du foin fraîchement coupé, pour l'appel des ânes trop tôt le matin, pour la douceur des repas partagés au soleil couchant ...

Enfin, je réserve mes plus profonds remerciements à mes parents, Thérèse et Jean-Marie, et à ma soeur, Estelle, pour leur confiance aveugle et leur soutien sans limite, pour avoir respecté mes choix et pour m'avoir encouragé à les suivre jusqu'au bout. Je vous en serai éternellement reconnaissante. Je remercie également mes plus proches amis pour leur écoute et leur soutien: Muriel, Sophie, David et ses parents, Josiane et Jean-Pierre, Geoffrey ... Et tous ceux qui volontairement ou non, d'une manière ou d'une autre, m'ont apporté leur aide.

***
# 1 - INTRODUCTION

La stratigraphie séquentielle est née à la fin des années 70. Elle représente un outil incomparable pour l'exploration pétrolière dans la mesure où elle permet de localiser les corps réservoirs et de reconstruire leur géométrie. En recherche fondamentale, la stratigraphie séquentielle est utile pour comprendre la dynamique des systèmes sédimentaires fossiles et définir les facteurs qui contrôlent l'enregistrement sédimentaire au cours d'une période donnée. La cyclostratigraphie se base sur l'enregistrement sédimentaire des perturbations environnementales liées aux variations des paramètres orbitaux de la Terre. La précession, l'obliquité et l'excentricité changent respectivement tous les 20 ka, 100 ka et 400 ka en moyenne, et entraînent la formation de cycles sédimentaires de durée équivalente. La cyclostratigraphie est à l'heure actuelle peu utilisée par les pétroliers, son pouvoir de résolution étant supérieur à celui des techniques d'exploitation. En revanche, elle est très utile en recherche fondamentale pour quantifier les processus sédimentaires, et pour comprendre la dynamique des systèmes sédimentaires fossiles à l'échelle de quelques milliers d'années.

La combinaison de la stratigraphie séquentielle et de la cyclostratigraphie est une approche très puissante pour comprendre les mécanismes complexes qui contrôlent la dynamique d'un système sédimentaire, et pour corréler des domaines paléogéographiques différents. Cette approche nécessite une analyse et une interprétation très détaillées des faciès sédimentaires, un cadre biostratigraphique précis, et la contribution d'autres disciplines comme la géochimie, la minérologie des argiles, ou la palynologie. Les concepts et les applications de la stratigraphie séquentielle et de la cyclostratigraphie sont en pleine expansion, et l'étude du Kimméridgien du Jura suisse et du Bassin vocontien est une pierre de l'édifice.

L'objectif de ce travail est de définir les facteurs comme la tectonique, l'eustatisme, le climat, et la production et l'accumulation de carbonates qui contrôlent la dynamique de la plate-forme peu profonde du Jura suisse au cours du Kimméridgien. L'analyse détaillée des faciès sédimentaires de trois coupes situées au Nord-Est de Bienne a permis de reconstituer les milieux de dépôt et de proposer une interprétation séquentielle et cyclostratigraphique précise du Kimméridgien du Jura central. La hiérarchie des différents ordres de séquences de dépôt mis en évidence suggère un contrôle orbital sur la sédimentation. En l'absence de marqueur biostratigraphique précis qui permettrait de justifier l'interprétation cyclostratigraphique du Kimméridgien du Jura central, les coupes de la plate-forme sont corrélées avec trois coupes du Bassin vocontien parfaitement datées par ammonites. L'interprétation sédimentologique, séquentielle et cyclostratigraphique des coupes du bassin révèlent plusieurs ordres de séquences de dépôt qui sont comparables aux différents types de séquences définis dans le Jura, et qui permettent de corréler la plate-forme et le bassin. Sur la base de ces corrélations, la durée des séquences de dépôt est calculée. De plus, les corrélations renseignent sur les relations qui existent entre la plate-forme et le bassin. Un modèle est proposé pour expliquer la formation des séquences de dépôt du Kimméridgien du Bassin vocontien. Par ailleurs, l'analyse des isotopes stables de l'oxygène et du carbone, des éléments traces et des palynofaciès ont été réalisées sur une des coupes de la plate-forme du Jura pour confirmer les corrélations entre la plate-forme et le bassin, justifier le cadre stratigraphique proposé pour le Kimméridgien du Jura central, et compléter la stratigraphie haute-résolution du Jurassique supérieur et du Crétacé inférieur suite aux travaux de PASQUIER (1995), PITTET
<figure><img src="image_2.png" /><figcaption>FIG. 1.1: Geographical location of the studied sections in the Jura Mountains and the Vocontian Basin. Facies are taken from the Lower Kimmeridgian palaeogeographical map of DEBRAND & COURBOULEIX (1984).</figcaption></figure>

(1996), HILLGÄRTNER (1999), DUPRAZ (1999) et HUG (2002).

# 1.1 CONTEXTE GÉNÉRAL

## 1.1.1 Cadre géographique

Cette étude se base sur six coupes (Fig. 1.1). Les trois premières ont été levées dans le Jura Suisse central, au Nord de Bienne, les trois autres en France, dans le Bassin vocontien. Une des trois coupes du Bassin vocontien se situe à l'Ouest de Valence, en Ardèche, les deux autres, au Sud-Ouest de Gap, dans les Alpes de Haute-Provence.

## 1.1.2 Cadre paléogéographique

Au Jurassique supérieur, le Jura et le Bassin vocontien appartiennent à la marge continentale nord de l'Océan Ligure (Fig. 1.2).

### Le Jura

Le domaine jurassien s'individualise dès le Trias moyen (ZIEGLER, 1988). Il s'incline vers le Sud-Est au Dogger et devient une partie de la marge nord de l'Océan Ligure. Cette position s'accentue au Jurassique supérieur avec le développement d'une plate-forme carbonatée très peu profonde. La plate-forme du Jura
sépare le Bassin de Paris au Nord-Ouest de la Téthys au Sud-Est (Fig. 1.3). Elle est bordée au Sud par le Bassin vocontien. Au Kimméridgien, le Jura est une vaste plate-forme orientée NE-SO, presque plate et à très faible pente (MEYER, 2000), séparée au Sud-Est de la mer ouverte par une barrière, plus ou moins continue, de barres bioclastiques, oolithiques et récifales (ENAY et al., 1988).

### Le Bassin vocontien

Le Bassin vocontien est un bassin intra-cratonique limité au Nord, à l'Ouest et au Sud par les plates-formes jurassienne, languedocienne et provençale (ENAY et al., 1984). Il regroupe:

- les bordures ardéchoise et cévenole du Massif Central,

- les chaînes subalpines du Nord (Vercors, Chartreuse et Bauges),

- les chaînes subalpines du Sud (Diois et Baronnies),

- les chaînes subalpines de Haute-Provence (Fig. 1.1). La coupe de Crussol se situe sur la bordure ardéchoise, les coupes de Châteauneuf d'Oze et de la Méouge appartiennent aux chaînes subalpines du Sud.

Au Kimméridgien inférieur, le Jura central et le Bassin vocontien se situent entre 25 et 30° de latitude nord (THIERRY, 2000), ce qui correspond actuellement à la zone subtropicale.

<figure><img src="image_3.png" /><figcaption>Fig. 1.2: Late Jurassic palaeogeographic map modified from ZIEGLER (1988).</figcaption></figure>

### 1.1.3 Cadre paléoclimatologique

Le Jurassique supérieur correspond à une période de réorganisation climatique majeure (WEISSERT & MOHR, 1996). Au Kimméridgien, le climat est globalement chaud et humide (HALLAM, 1984, 1985), avec un été dominé par la mousson (OSCHMANN, 1990). La différence de température entre les pôles et l'équateur est faible. Une période de " greenhouse " est, selon HALLAM (1985), l'explication la plus vraisemblable à cette uniformité. Le Kimméridgien est une des périodes les plus humides du Jurassique (Fig. 1.4). Les simulations sur GCM (General Circulation Model) révèlent d'autre part que le climat est probablement influencé par les variations des paramètres orbitaux de la Terre (VALDES et al., 1995). Il n'est pas exclu d'ailleurs que de la glace se soit accumulée en Antarctique (VALDES et al., 1995; PRICE, 1999) en quantité suffisante pour provoquer, en fondant et en se reconstruisant, à l'échelle de temps Milankovitch des variations du niveau marin d'ordre métrique (VALDES et al., 1995; SELLWOOD et al., 2000).

ATROPS & FERRY (1987) proposent une " amélioration climatique " au Kimméridgien supérieur pour expliquer la migration des ammonites *Crussoliceras* vers le Nord et le passage à une sédimentation plus calcaire dans le Bassin vocontien. Cette hypothèse est confirmée par MOUCHET (1998) qui met en évidence, par la kaolinite et les isotopes stables, un changement climatique de plus aride vers tropical à subtropical humide dans le Kimméridgien inférieur, aux environs de la limite des zones à Hypselocyclum et à Divisum (Fig. 1.5).

### 1.1.4 Cadre tectonique

#### Tectonique globale

Le Jurassique supérieur correspond à une phase intense de morcellement de la Pangée dominée par l'ouverture de l'Océan Atlantique Central (Fig. 1.2). Le déplacement relatif de l'Afrique et de l'Eurasie provoque notamment l'expansion du Bassin Alboran, l'ouverture de l'Océan Ligure et une réorientation du régime de contraintes dans les bassins nord-ouest européens (ZIEGLER, 1990). Au Jurassique supérieur-Crétacé inférieur, l'Océan ligure est en expansion (LEMOINE et al., 1986).
## Tectonique régionale

WILDI et al. (1989) retracent l'histoire de la subsidence du Jura au cours du Mésozoïque. Le Jurassique supérieur correspond à un épisode de subsidence régionale plus rapide essentiellement commandé par la tectonique distensive de la marge nord de la Téthys. Des indices de subsidence différentielle ont été trouvée dans l'Oxfordien (KUGLER, 1987; ALLENBACH, 2001). AUBERT (1947) tente de dater le début du plissement jurassien. Il cherche l'empreinte d'instabilités tectoniques dans les sédiments jurassiques, mais le Kimméridgien semble être une période plutôt calme. GYGI (1990) démontre l'existence de blocs basculés, mais aucun réseau de paléofailles n'apparaît clairement pour confirmer ce résultat (Gygi, 2000).

BONIJOLY et al. (1996) distinguent deux étapes dans l'évolution géodynamique du Bassin vocontien; un épisode de rifting du Trias au Dogger suivi d'une période de subsidence thermique qui s'achève au Crétacé. Cette dernière provoque l'élargissement du bassin qui atteint son extension maximale au Kimméridgien inférieur (ENAY et al., 1984; DUBOIS & DELFAUD, 1989). L'étendue du domaine vocontien diminue à nouveau au Kimméridgien supérieur suite au ralentissement de la subsidence, qui entraîne la

progradation des plates-formes de Provence et de Jura. BONIJOLY et al. (1996) notent par ailleurs que toute déformation sur la bordure ardéchoise cesse brusquement au Kimméridgien.

### 1.1.5 Cadre stratigraphique

#### Biostratigraphie des ammonites

À la fin du Jurassique inférieur, la différenciation des espèces d'ammonites aboutit à l'établissement des domaines téthysien et boréal (HALLAM, 1975). Le Jura et le Bassin vocontien appartiennent au domaine téthysien. Le fort provincialisme, qui est indiqué par les faunes d'ammonites de l'Oxfordien supérieur et du Kimméridgien inférieur, complique les corrélations entre ces deux domaines. La limite Oxfordien-Kimméridgien, jusqu'alors située entre les zones à Planula et à Platynota, a été déplacée à la base de l'horizon à Bauhini (Fig. 1.5) suite à la découverte de faunes boréales (*Amoeboceras*) au sein des séries téthysiennes de la bordure ardéchoise, de Souabe-Franconie et du Jura Polonais (ATROPS et al., 1993; SCHWEIGERT & CALLOMON, 1997; HANTZPERGUE et al., 1998). Le Kimméridgien s'étend désormais du sommet de la zone à Bimammatum au sommet de la zone à Beckeri (Fig. 1.5).

<figure><img src="image_4.png" /><figcaption>**Fig. 1.3:** Early Kimmeridgien (146-144 Ma) palaeoenvironmental map modified from DERCOURT et al. (1993).</figcaption></figure>
Stratigraphie séquentielle

Les séquences de dépôt du Kimméridgien (Fig. 1.5) pour l'Europe du Nord et du Nord-Ouest sont réunies dans le tableau de HARDENBOL et al. (1998). Les fortes fluctuations à long terme du niveau marin enregistrées au Jurassique supérieur sont sans doute d'origine tectono-eustatique, bien qu'une contribution d'origine glacio-eustatique ne puisse être écartée (PRICE, 1999). Le niveau marin monte du Callovien au Kimméridgien moyen (Fig. 1.4), chute pendant le Kimméridgien supérieur et le Tithonien pour atteindre un bas niveau à la limite Jurassique-Crétacé (HALLAM, 1988; HAQ et al., 1987). La zone à Eudoxus (Fig. 1.5) enregistre un approfondissement majeur, qui est enregistré dans les régions situées du Sud de l'Angleterre au Groënland (WIGNALL, 1994; TAYLOR et al., 2001). Cet approfondissement se manifeste entre autres par la formation de black shales, qui constituent la principale roche-mère du pétrole de la Mer du Nord et de la Sibérie. GYGI et al. (1998) relèvent de nombreuses similarités entre le Jurassique supérieur d'Angleterre et celui du Jura.

## 1.2 LE KIMMÉRIDGIEN DU JURA CENTRAL

Le Jura se divise en trois parties structurales:

- le Jura méridional où les anticlinaux et les synclinaux sont orientées Nord-Sud,

- le Jura central où les plis sont parallèles à l'allongement de la chaîne c'est-à-dire SO-NE,

- le Jura septentrional tabulaire.

Cette étude concerne le Kimméridgien qui correspond dans le Jura central à la Formation de Reuchenette (THALMANN, 1966).

### 1.2.1 Historique

WEBSTER (1816) est le premier à utiliser le terme "Kimméridgien" pour désigner les séries argileuses et calcaires, mieux connues sous le nom de Kimmeridge Clay, qui affleurent sur l'île de Wight, au-dessous de l'"Oolithe de Portland ". THURMANN (1832) assimile les Marnes et Calcaires du Banné à la Kimmeridge Clay d'Angleterre, et emploie le terme Kimméridgien pour décrire le Malm du Jura Suisse. D'ORBIGNY (1842-1849) définit un horizon à Ammonites lallieri, Ostrea deltoidea et O. virgula qu'il corrèle avec les Marnes et Calcaires du Banné de THURMANN (1832). Il confirme à partir des ammonites que cet horizon correspond aux Kimmeridge Clay d'Angleterre. THURMANN (1852) publie une carte géologique au 1:200 000 de la région comprise entre Neuchâtel

<figure><img src="image_5.png" /><figcaption>Fig. 1.4: Sea-level and humidity cycles during the Jurassic modified from PRICE (1999). 2nd-order eustatic sea-level curve taken from HAQ et al. (1987).</figcaption></figure>

et le Kaiserstuhl. GREPPIN (1870) publie la première édition de la carte géologique de la Suisse au 1:100 000 qui mentionne le Kimméridgien. ROLLIER (1888) décrit le profil complet du Malm (de l'Oxfordien au Portlandien) de la cluse de Rondchâtel (région de Péry-Reuchenette). ROLLIER (1904) publie la deuxième édition de la carte géologique de la Suisse au 1:100 000 à partir des travaux qu'il a réalisé entre 1885 et 1902. MÜLLER (1941) corrèle le Portlandien des géologues français et suisses avec le Kimméridgien moyen et supérieur d'Angleterre. ARKELL (1956) propose d'appliquer la définition des étages d'après les profils types d'Angleterre aux formations jurassiennes. Le BRITISH MESOZOIC COMMITTEE (1963) propose le Kimméridgien inférieur d'Angleterre comme équivalent du Kimméridgien des géologues français et suisses. THALMANN (1966) rédige un historique détaillé, décrit la coupe de Reuchenette, située à proximité de Péry-Reuchenette, au Nord de Bienne, et donne le nom de Formation de Reuchenette à la lithologie typique du Kimméridgien du Jura central, qu'il assimile dans sa globalité au Kimméridgien inférieur de ARKELL (1956), c'est-à-dire au Kimméridgien sensu gallico. Plus récemment, HAUSER (1994) fait une étude sédimentologique détaillée de deux coupes, y compris celle de Reuchenette. Il décrit les microfaciès, élabore un modèle de faciès et dresse un profil-type où il définit
plusieurs cycles sédimentaires. MOUCHET (1995, 1998) donne un historique détaillé, travaille sur plusieurs coupes et forages dans la région de Neuchâtel, de Bienne, et plus au Nord, dans le canton du Jura. Il étudie en détail les microfaciès et la minéralogie. Il définit deux discontinuités majeures DKIMM1(ou D1) et DKIMM2(ou D2) à partir de corrélations basées sur les surfaces observées sur le terrain, les courbes d'évolution des microfaciès et la kaolinite. Elles sont respectivement situées dans la zone à Hypselocyclum/ base Divisum et dans la zone à Autissiodorensis.

### 1.2.2 Lithostratigraphie

La Formation de Reuchenette est une épaisse série (140 m en moyenne) de calcaires micritiques clairs. Les limites inférieure et supérieure de cette formation sont clairement identifiables (Fig. 1.5). La limite inférieure coïncide avec le sommet des calcaires oolithiques de couleur blanche du Membre de Sainte-Vérène, qui est souligné par une surface d'émersion et par un brusque changement de faciès (de grainstones à mudstones). La limite supérieure de la Formation de Reuchenette est indiquée localement par le Banc à Nérinées (deux bancs riches en gastéropodes séparés par un intervalle micritique), qui est étudié en détail par DAUWALDER & RÉMANE (1979), par une surface rouge-brique corrodée et perforée, par les Marnes à *Exogyra virgula* (calcaires marneux jaunâtres contenant de nombreuses petites huîtres arquées et crochues), qui sont décrites par AUBERT (1932, 1950), et/ou par le début des Calcaires en Plaquettes (calcaires finement stratifiés) du Portlandien.

Le Banc à Nérinées et les Marnes à *Exogyra virgula* constituent des repères lithologiques. Ils marquent localement le passage d'une formation à une autre, mais sont inutilisables pour des corrélations chronostratigraphiques d'échelle régionale. ENAY et al. (1984) discutent du caractère diachrone des Marnes à *Exogyra virgula*, et AUBERT (1950) note, dans la Vallée de Joux (au Sud-Ouest du Jura), l'existence de plusieurs niveaux riches en huîtres.

### 1.2.3 Biostratigraphie

Les fossiles à valeur biostratigraphique sont peu abondants et les éléments de datation rares. Les principales unités lithostratigraphiques (Membre de Sainte-Vérène et Formation de Reuchenette) sont à défaut d'argument contraire considérées comme isochrones (GYGI, 2000).

#### Ammonites

Des corrélations régionales basées sur les variations du contenu en kaolinite de calcaires d'âge oxfordien-kimméridgien ont permis de dater le sommet du Membre de Sainte-Vérène de la zone à Platynota (GYGI & PERSOZ, 1986) (Fig. 1.5). Par ailleurs, GYGI (1995) et MEYER & PITTMAN (1994) placent la limite entre la Formation de Reuchenette et le Portlandien dans la zone à Autissiodorensis. Enfin, *Gravesia polypleura* HAHN a été trouvée à proximité de Bözingen (586.890/222.770) 35 m au-dessus du Banc à Nérinées (THALMANN, 1966), et situe les Calcaires en Plaquettes du Portlandien dans la zone à Gigas. Cette observation est confirmée par la présence dans la partie inférieure du Portlandien de l'ostracode *Macrodentina* (M.) *klingeri* MALZ, qui est caractéristique des zones à Autissiodorensis et Gigas (HÄFELI, 1966; MEYER, 1993).

#### Autres marqueurs biostratigraphiques

L'éponge *Cladocoropsis mirabilis* serait un marqueur régional très important de la limite Kimméridgien-Portlandien. MOUCHET (1995) le trouve en grande quantité dans toutes les coupes et les forages levés au sommet du Kimméridgien, juste en dessous des Marnes à *Exogyra virgula* et du Banc à Nérinées.

Les algues dasycladales *Clypeina jurassica* et *Campbelliella striata* apparaîtraient simultanément au début de la zone d'ammonites à Beckeri (STROHMENGER et al., 1991). Par ailleurs, l'association *Clypeina jurassica*, *Campbelliella striata*, et *Salpingoporella annulata* aurait une réelle valeur stratigraphique et serait caractéristique du Malm supérieur (FLÜGEL, 1982).

BERNIER (1984) donne deux tableaux de répartition stratigraphique des algues et des foraminifères benthiques du Jurassique supérieur du Jura. Ces deux tableaux sont basés sur l'étude de coupes situées pour la plupart dans le Jura méridional français. Le Kimméridgien compte notamment deux espèces de foraminifères du genre *Alveosepta*: *A. jaccardi* et *A. powersi*. Contrairement à *A. jaccardi* qui est reconnue dans tout l'intervalle, *A. powersi* serait un marqueur du Kimméridgien supérieur (Bernier, 1984). Néanmoins, différencier ces deux espèces en lame mince est un exercice délicat qui n'a pas été entrepris dans cette étude.
<figure><img src="image_6.png" /><figcaption>Fig. 1.5: Stratigraphic chart for the studied interval and associated formations in the Jura Mountains and the Vocontian Basin.</figcaption></figure>

Il est toutefois difficile d'estimer la valeur stratigraphique de ces marqueurs sachant que leur répartition dépend essentiellement des conditions écologiques.

## 1.3 LE KIMMÉRIDGIEN DU BASSIN VOCON-TIEN

### 1.3.1 Historique

Plusieurs études, souvent complémentaires, ont récemment fait avancer l'état des connaissances sur le Kimméridgien du Bassin vocontien. ATROPS (1982) donne une biostratigraphie détaillée du Kimméridgien inférieur; ATROPS & FERRY (1987) discutent de l'origine des trois glissements sous-marins recensés dans le Kimméridgien inférieur; DROMART & ATROPS (1988) discutent de la valeur stratigraphique des microorganismes du Jurassique supérieur; DROMART (1989) décrit les calcaires noduleux, type Ammonitico Rosso, observés sur la bordure ardéchoise et discute les différents processus sédimentaires potentiellement responsables de leur formation; DROMART et al. (1993) corrèlent deux coupes, l'une située en bordure du bassin, l'autre en position plus distale, proposent une interprétation séquentielle et discutent des facteurs responsables de la formation des séquences de dépôt observées; MOUSSINE-POUCHKINE et al. (1998a, 1998b) corrèlent banc par banc plusieurs coupes du Kimméridgien inférieur et proposent une stratigraphie haute-résolution de la sous-zone à Lothari; BOMBARDIERE (1998) et BOMBARDIERE & GORIN (1998, 2000) analysent en détail les palynofaciès du Kimméridgien et comparent leur distribution à un découpage séquentiel établi par ailleurs; JAN DU CHENE et al. (2000) proposent une stratigraphie détaillée de l'Oxfordien supérieur - Kimméridgien inférieur basée sur la compilation de données paléontologiques, palynologiques et géochimiques.

### 1.3.2 Lithostratigraphie

Le Kimméridgien du Bassin vocontien est une série hémipélagique à pélagique constituée d'une partie plus marneuse, qui représente le Kimméridgien inférieur, et d'une
partie plus calcaire, qui correspond au Kimméridgien supérieur. La sédimentation plus marneuse débute au sommet de la zone à Planula (sous-zone à Galar) par une première vire marneuse (Fig. 1.5), se poursuit dans la zone à Platynota pour culminer à la base de la zone à Hypselocyclum, qui forme une deuxième vire. Le retour à une sédimentation plus calcaire est interrompu au sommet de la zone à Divisum par un troisième intervalle marneux: la Vire à Crussoliceras, qui précède les calcaires massifs du Ressaut à Balderum (ATROPS, 1982). La falaise massive du Kimméridgien supérieur débute au niveau de la zone à Eudoxus (ENAY et al., 1984). Ces ensembles affleurent dans tout le bassin, des parties les plus profondes aux bordures. Les ammonites montrent le caractère isochrone de ces changements de lithologie (ATROPS, 1982).

### 1.3.3 Biostratigraphie

Le Kimméridgien inférieur est particulièrement riche en ammonites. L'évolution du groupe des *Ataxioceratidae*, notamment, est à l'origine d'une échelle biostratigraphique très détaillée (ATROPS, 1982).

La lithostratigraphie et la biostratigraphie permettent des corrélations à longue distance très précises (MOUSSINE-POUCHKINE et al., 1998a).

## 1.4 MÉTHODOLOGIE

Cette étude est basée sur le lever banc par banc de six coupes: trois coupes de référence sur la plate-forme peu profonde du Jura, les Gorges du Pichoux, les Gorges de Court et Péry-Reuchenette, et trois coupes complémentaires dans le Bassin vocontien (Fig. 1.1).

Les coupes du Jura ont été choisies en continuité des coupes étudiées par PITTET (1996) et HUG (2002) dans l'Oxfordien moyen et supérieur. Elles présentent peu de lacunes d'affleurement et sont peu ou pas tectonisées. Un grand nombre d'échantillons a été prélevé, au changement de lithologie, à la base et/ou au sommet des bancs.

Les coupes du Bassin vocontien ont été sélectionnées en fonction des données disponibles dans la littérature et de leur emplacement dans le bassin par rapport à la plate-forme. La coupe de Crussol (Fig. 1.1), parfaitement datée par ammonites (ATROPS, 1982), est située en bordure du bassin. La coupe de Châteauneuf d'Oze se trouve dans une position intermédiaire et a été l'objet de nombreux travaux concernant la biostratigraphie des ammonites (ATROPS, 1982), les palynofaciès (BOMBARDIERE, 1998; BOMBARDIERE & GORIN, 2000) et la géochimie des isotopes stables et du manganèse (DE RAFÉLIS, 2000). La coupe de la Méouge se situe dans une région profonde, loin de toute influence de transport gravitaire. Elle a été étudiée par DE RAFÉLIS (2000), qui propose des corrélations avec la coupe de Châteauneuf d'Oze, ainsi que par LANGOISSEUX (2001), qui s'est également intéressé à la coupe de Crussol. Ces trois coupes ont été levées en détail, mais beaucoup moins échantillonnées par rapport aux coupes du Jura.

Chaque échantillon a été scié. Les tranches ont ensuite été passées à l'acide chlorhydrique pour augmenter le contraste entre les constituants, et observées à la loupe binoculaire. Certaines d'entre elles ont été sélectionnées pour une étude plus approfondie au microscope polarisant. Sur 500 mètres environ de coupes levées dans le Jura, 650 échantillons ont été prélevés, 530 lames minces observées. Dans le bassin, 200 mètres de coupes environ ont été levés, 118 échantillons prélevés et 106 lames minces étudiées. Par ailleurs, des analyses complémentaires ont été réalisées sur les coupes du Jura central:

- les isotopes stables sur 54 échantillons de la coupe des Gorges du Pichoux (M. PADDEN, ETH Zürich),

- les éléments traces sur 62 échantillons de la coupe des Gorges du Pichoux (L. EMMANUEL, Université de Dijon),

- les argiles sur 37 échantillons de la coupe des Gorges du Pichoux (J.-F. DECONINCK, Université de Lille),

- les palynofaciès sur 6 échantillons, 1 de la coupe des Gorges du Pichoux, 2 de la coupe des Gorges de Court et 3 de la coupe de Péry-Reuchenette (G. GORIN, Université de Genève).
## 2 - FACIÈS ET MODÈLE DE FACIÈS - JURA CENTRAL

Les carbonates marins sont principalement biogéniques. La production carbonatée dépend par conséquent au moins en partie du cadre de vie des organismes producteurs, essentiellement contrôlé par les conditions physico-chimiques de l'océan comme la température, la salinité, la profondeur, le substrat, la turbidité, l'agitation de l'eau et l'apport de nutriments. Les faciès sédimentaires résultent des variations indépendantes ou interdépendantes de l'ensemble de ces facteurs. Leur étude détaillée permet par conséquent d'interpréter les sédiments en environnements de dépôt et de proposer un modèle de plate-forme.

### 2.1 DÉFINITIONS

Le Kimméridgien du Jura central a la réputation d'être une série relativement homogène. L'étude sédimentologique détaillée de cette succession montre en définitive un large spectre de faciès et de microfaciès.

#### Faciès sédimentaire

Le faciès est défini par l'ensemble des caractères macroscopiques propres au sédiment comme la lithologie, les structures sédimentaires, la texture et les éléments figurés. L'intervalle étudié est principalement composé de calcaires massifs clairs et d'intervalles de calcaires marneux et/ou dolomitiques. Certaines structures sédimentaires ont été observées sur le terrain, le plus grand nombre a été décrit à partir des lames minces. La texture rend compte de la nature de la phase de liaison et du rapport phase de liaison-éléments figurés. Définie d'après DUNHAM (1962) et FOLK (1962), elle traduit également l'agitation du milieu. La matrice est composée de micrite grise, parfois recristallisée, et n'a pas été l'objet d'une étude approfondie. Les principaux éléments figurés et structures sédimentaires observés sont décrits en détail dans ce chapitre.

#### Microfaciès

Le microfaciès englobe l'ensemble des caractères sédimentologiques et paléontologiques visibles en lames minces, en peels ou en tranches à l'aide du microscope optique ou de la loupe binoculaire (FLÜGEL, 1982). L'analyse des sédiments au microscope permet une meilleure définition du contenu fossilifère, des structures sédimentaires et notamment des caractères diagénétiques. L'étude de la diagenèse ne fait pas partie des objectifs de ce travail et se limite aux observations faites sur le terrain et d'après les lames minces. Toutes les lames minces étudiées pour les coupes du Jura sont classées, en fonction des microfaciès définis, dans l'annexe 1.

La figure 2.1 regroupe l'ensemble des microfaciès observés dans les coupes étudiées. Ce tableau est purement descriptif. Le contenu en fossiles notamment contient à la fois les faunes et flores autochtones et allochtones. Une synthèse de ces données (Fig. 2.4) est l'objet du paragraphe suivant concernant les zones de faciès.

L'interprétation des faciès et des microfaciès en environnements de dépôt est principalement basée sur WILSON (1975), FLÜGEL (1982), SCHOLLE et al. (1983) et TUCKER & WRIGHT (1990). L'interprétation sédimentologique de chacune des coupes étudiées est présentée en détail dans le chapitre 4.2.1. Elle est essentielle dans la mesure où l'interprétation séquentielle et cyclostratigraphique des coupes se basent en majeure partie sur l'évolution au cours du temps des milieux de dépôt.

### 2.2 ÉLÉMENTS FIGURÉS

Les sédiments carbonatés sont essentiellement composés de grains carbonatés, bioclastiques ou non, formés à proximité ou à l'intérieur même des
<table><thead><tr><th>Facies</th><th>Texture</th><th>Main Constituents</th><th>Fabrics & Diagenetic Features</th><th>Fossil content</th><th>Typical thin sections</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="6">TIDAL FLAT</td></tr><tr><td colspan="6">Pond</td></tr><tr><td>p</td><td>M micrite</td><td>charophytes (gyrogonites and stems)</td><td>bioturbation</td><td>charophytes, ostracods, pelecypods</td><td>Re 17.9, Re 27.32</td></tr><tr><td colspan="6">Marsh (upper intertidal to supratidal)</td></tr><tr><td>m1</td><td>M micrite</td><td></td><td>coarse sediment layers, alternating micrite and pelsparite laminae, fenestrae, desiccation cracks, bioturbation</td><td>charophytes, ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, calcispheres, echinoderms, Marinella, Thaumatoporella, Cayeuxia, Cladocoropsis, Bacinella</td><td>Re 17.16, Re 17.23, Re 25.6, Co 136, Co 152, Pi 84, Pi 169</td></tr><tr><td>m2</td><td>M micrite</td><td></td><td>alternating micrite and dolomite-rich laminae, circum-granular cracks, fenestrae, bioturbation</td><td>ostracods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Cladocoropsis, Marinella, echinoderms</td><td>Re 25.5, Pi 117</td></tr><tr><td>m3</td><td>M micrite</td><td></td><td>fenestrae, circum-granular cracks, desiccation cracks, bioturbation</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, echinoderms</td><td>Re 9.10, Co 130, Pi 75</td></tr><tr><td colspan="6">Intertidal flat (lower intertidal)</td></tr><tr><td>if1</td><td>M micrite</td><td>dolomite</td><td></td><td>charophytes, ostracods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Acicularia, calcispheres, echinoderms</td><td>Re 29.1, Co 175, Pi 70</td></tr><tr><td>if2</td><td>M micrite</td><td></td><td>alternating micrite and pelsparite laminae, alternating micrite and dolomite-rich laminae, bioturbation</td><td>ostracods, pelecypods, benthic foraminifera, echinoderms</td><td>Re 17.8, Co 62, Co 64, Co 199</td></tr><tr><td colspan="6">Tidal channel</td></tr><tr><td>tc1</td><td>M/W micrite-biomicrite</td><td></td><td>coarse sediment (ostracods) layers, bioturbation</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, sponge spicules, echinoderms</td><td>Re 29.7, Re 29.8</td></tr><tr><td>tc2</td><td>W/P/G pelmicrite/-sparite</td><td>peloids</td><td>alternating planar oblique bedding and strong bioturbation, ferruginous rims</td><td>ostracods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, sponge spicules, echinoderms</td><td>Pi 18</td></tr><tr><td colspan="6">BEACH</td></tr><tr><td>B</td><td>P/G pel/oncobi-micrite/sparite</td><td>peloids, oncoids (type 3), ooids (type 2 and type 4)</td><td>calcrete, pendant cements, meniscus and peloidal cements, planar bedding, keystone vugs</td><td>pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, echinoderms</td><td>Co 3</td></tr><tr><td colspan="6">LAGOON</td></tr><tr><td colspan="6">Restricted lagoon</td></tr><tr><td>rL1</td><td>M micrite</td><td>dolomite</td><td>bioturbation ferruginous rims</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Salpingoporella, calcispheres, sponge spicules, echinoderms, Marinella</td><td>Re 17.1, Re 23.12, Co 10, Co 26, Co 28, Co 196</td></tr><tr><td>rL2</td><td>M biomicrite</td><td>ostracods</td><td>bioturbation ferruginous rims</td><td>charophytes, ostracods, gastropods, pelecypods, benthic foraminifera, calcispheres, echinoderms</td><td>Re 27.3, Re 15.10, Co 4, Co 14, Co 69</td></tr><tr><td>rL3</td><td>G pelsparite</td><td>peloids (type 1)</td><td>bioturbation ferruginous rims</td><td>charophytes, ostracods, gastropods, pelecypods, benthic foraminifera, calcispheres, sponge spicules, corals, echinoderms, Terebella</td><td>Re 27.34, Co 139b, Co 154, Pi 78</td></tr><tr><td>rL4</td><td>M biomicrite</td><td>peloids (type 1)</td><td>bioturbation ferruginous rims</td><td>ostracods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Acicularia, calcispheres, echinoderms</td><td>Co 16, Co 65, Pi 26</td></tr><tr><td colspan="6">Semi-restricted lagoon</td></tr><tr><td>srL1</td><td>M micrite</td><td>ostracods, pelecypods, sponge spicules</td><td>micritization, bioturbation ferruginous rims</td><td>charophytes, ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Acicularia, Salpingoporella, Clypeina, Campbelliella, calcispheres, sponge spicules, corals, echinoderms, Marinella, Thaumatoporella, Cayeuxia, Cladocoropsis, Bacinella, Troglotella</td><td>Re 29.22, Co 31, Co 50, Co 75, Co 146b, Co 149b, Pi 173, Pi 198, Pi 208</td></tr><tr><td>srL2</td><td>W biomicrite</td><td>pelecypods</td><td>micritization, bioturbation ferruginous rims</td><td>charophytes, ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Salpingoporella, sponge spicules, echinoderms, Marinella, Thaumatoporella, Cayeuxia, Cladocoropsis</td><td>Re 29.10, Co 84, Pi 77, Pi 93, Pi 211</td></tr><tr><td>srL3</td><td>W oncomicrite</td><td>ostracods, pelecypods, sponge spicules</td><td>micritization, bioturbation ferruginous rims</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Salpingoporella, Clypeina, Campbelliella, sponge spicules, echinoderms</td><td>Re 10.3, Co 165, Pi 203</td></tr><tr><td>srL4</td><td>W/P biomicrite</td><td>dacycladaceans</td><td>bioturbation ferruginous rims</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Salpingoporella, Clypeina, Campbelliella, sponge spicules, echinoderms</td><td>Re 10.7, Co 215, Pi 155</td></tr><tr><td>srL5</td><td>W/P biopelmicrite</td><td>peloids</td><td>bioturbation ferruginous rims</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Acicularia, sponge spicules, corals, echinoderms</td><td>Re 30.13, Co 206</td></tr><tr><td>srL6</td><td>W/P pelbiomicrite</td><td>peloids, oncoids (type 3 and type 1)</td><td>bioturbation ferruginous rims</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Acicularia, Salpingoporella, Clypeina, sponge spicules, echinoderms, Marinella, Thaumatoporella</td><td>Re 24.4</td></tr><tr><td>srL7</td><td>W/P oncobiomicrite</td><td>ooids (type 3)</td><td>bioturbation ferruginous rims</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Acicularia, Salpingoporella, sponge spicules, echinoderms, Marinella, Cayeuxia</td><td>Re 27.25, Re 11.12, Co 142, Co 148b</td></tr><tr><td>srL8</td><td>W/P oomicrite</td><td>ooids (type 1, 2 or 4)</td><td>encrustation, micritization, bioturbation ferruginous rims</td><td>ostracods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, calcispheres, sponge spicules, echinoderms, Bacinella</td><td>Re 8, Co 194, Pi 81</td></tr><tr><td>srL9</td><td>G pelsparite</td><td>peloids (type 1)</td><td>bioturbation ferruginous rims</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, benthic foraminifera, echinoderms</td><td>Co 6</td></tr></tbody></table>
## Sheltered lagoon

<table><tbody><tr><td rowspan="3">sL1</td><td rowspan="3">W</td><td rowspan="3">biomicrite</td><td>abundant echinoderms</td><td>micritization, bioturbation</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, sponge spicules, echinoderms, Marinella, Thaumatoporella, Cladocoropsis, Bacinella</td><td>Pi 15, Pi 36, Pi 146</td></tr><tr><td>pelecypods, abundant echinoderms</td><td>bioturbation</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Salpingoporella, calcispheres, sponge spicules, corals, echinoderms, Marinella, Thaumatoporella, Cayeuxia, Lithocodium</td><td>Re 23.13, Pi 185</td></tr><tr><td>sponge spicules, ostracods, pelecypods, abundant echinoderms</td><td>bioturbation</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Acicularia, Salpingoporella, calcispheres, sponge spicules, echinoderms</td><td>Re 27.24, Co 145b</td></tr><tr><td>sL2</td><td>W</td><td>pelbiomicrite</td><td>peloids, abundant echinoderms</td><td>bioturbation ferruginous rims</td><td>ostracods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Acicularia, sponge spicules, echinoderms, Thaumatoporella</td><td>Re 17.3, Co 74, Pi 105</td></tr><tr><td>sL3</td><td>W</td><td>oncobio-micrite</td><td>oncoids (type 1, 2 and 3), abundant echinoderms</td><td>micritization, bioturbation ferruginous rims</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Acicularia, Salpingoporella, sponge spicules, corals, echinoderms, Terebella, Cayeuxia, Bacinella, Troglotella, Lithocodium</td><td>Re 29.25, Co 47, Pi 40</td></tr><tr><td>sL4</td><td>W/P</td><td>bioonco-micrite</td><td>pelecypods, oncoids (type 3), abundant echinoderms</td><td>micritization, bioturbation</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, benthic foraminifera, echinoderms</td><td>Pi 43</td></tr><tr><td>sL5</td><td>W/P</td><td>pel/oncobio-micrite</td><td>peloids, oncoids (type 3), abundant echinoderms</td><td>bioturbation ferruginous rims</td><td>charophytes, ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Salpingoporella, Clypeina, calcispheres, sponge spicules, echinoderms, Marinella, Thaumatoporella, Cladocoropsis, Cayeuxia, Bacinella, Troglotella</td><td>Re 27.18, Co 41, Co 45, Co 219, Pi 222</td></tr><tr><td>sL6</td><td>W/P</td><td>oncobio-micrite</td><td>oncoids (type 3), abundant echinoderms</td><td>micritization, bioturbation</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Acicularia, echinoderms</td><td>Pi 234</td></tr><tr><td rowspan="2">sL7</td><td rowspan="2">W/P</td><td rowspan="2">oobiomicrite</td><td>ooids (type 2), abundant echinoderms</td><td>micritization, bioturbation ferruginous rims</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Acicularia, calcispheres, sponge spicules, echinoderms</td><td>Co 25, Pi 17, Pi 60</td></tr><tr><td>ooids (type 4), abundant echinoderms</td><td>micritization, bioturbation ferruginous rims</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Acicularia, calcispheres, sponge spicules, echinoderms, Marinella</td><td>Re 27.19, Pi 41</td></tr></tbody></table>

## Open lagoon

<table><tbody><tr><td>oL1</td><td>P</td><td>pelooomicrite</td><td>peloids, ooids (type2), abundant echinoderms</td><td>bioturbation</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, sponge spicules, Cayeuxia, echinoderms</td><td>Re 17.29</td></tr><tr><td>oL2</td><td>P</td><td>oooncomicrite</td><td>ooids (type 1, 2 and 4), oncoids (type 3), abundant echinoderms</td><td>micritization, bioturbation ferruginous rims</td><td>gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, sponge spicules, echinoderms</td><td>Pi 34</td></tr><tr><td rowspan="4">oL3</td><td>P/G</td><td>pelbio-micrite/sparite</td><td>peloids, abundant echinoderms</td><td>micritization, bioturbation</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Acicularia, Salpingoporella, calcispheres, sponge spicules, echinoderms, Marinella, Thaumatoporella, Bacinella</td><td>Re 17.24, Co 70, Co 90, Co 212</td></tr><tr><td>P/G</td><td>pelonco-micrite/sparite</td><td>peloids, oncoids (type 3), abundant echinoderms</td><td>bioturbation</td><td>ostracods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, sponge spicules, echinoderms</td><td>Re 29.11, Pi 113, Pi 137</td></tr><tr><td>P/G</td><td>peloo/onco-micrite/sparite</td><td>peloids, ooids (type 2), oncoids (type 3), abundant echinoderms</td><td>micritization, bioturbation</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Acicularia, calcispheres, sponge spicules, corals, echinoderms, Marinella, Cayeuxia, Bacinella</td><td>Re 27.7, Co 79, Pi 27</td></tr><tr><td>P/G</td><td>peloo-micrite/sparite</td><td>peloids, ooids (type 4), abundant echinoderms</td><td>bioturbation</td><td>ostracods, pelecypods, benthic foraminifera, echinoderms</td><td>Co 185</td></tr><tr><td>oL4</td><td>P/G</td><td>oncobio-micrite/sparite</td><td>oncoids (type 3), abundant echinoderms</td><td>bioturbation</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Acicularia, echinoderms, Cayeuxia</td><td>Re 29.26</td></tr><tr><td rowspan="2">oL5</td><td>P/G</td><td>opel-micrite/sparite</td><td>ooids (type 2), peloids, abundant echinoderms</td><td>bioturbation</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, calcispheres, sponge spicules, echinoderms</td><td>Co 18</td></tr><tr><td>P/G</td><td>ooonco-micrite/sparite</td><td>ooids (type 2), oncoids (type 3), abundant echinoderms</td><td>micritization, bioturbation</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, sponge spicules, corals, echinoderms</td><td>Re 17.19, Co 178, Co 179</td></tr></tbody></table>

## SHOAL

### Inactive internal shoal

<table><tbody><tr><td>iS1</td><td>P/G</td><td>intrabio-micrite/sparite</td><td>lithoclasts, dacyladaceans</td><td>bioturbation</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, benthic foraminifera, Salpingoporella, Clypeina, Campbelliella, echinoderms, Marinella</td><td>Re 10.6</td></tr><tr><td rowspan="2">iS2</td><td>P/G</td><td>pelbio-micrite/sparite</td><td>peloids, benthic foraminifera</td><td>encrustation, micritization</td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, echinoderms, Marinella, Thaumatoporella, Bacinella</td><td>Re 17</td></tr><tr><td>P/G</td><td>pelonco-micrite/sparite</td><td>peloids, oncoids (type 3)</td><td>bioturbation</td><td>ostracods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, Salpingoporella, calcispheres, echinoderms</td><td>Co 177</td></tr></tbody></table>

### Active internal shoal

<table><tbody><tr><td>iS3</td><td>G</td><td>peloosparite</td><td>peloids, ooids (type 2)</td><td>micritization ferruginous rims</td><td>gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, echinoderms</td><td>Pi 19</td></tr><tr><td>iS4</td><td>G</td><td>oncosparite</td><td>oncoids (type 3)</td><td>micritization</td><td>gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, sponge spicules, echinoderms, Marinella</td><td>Pi 92</td></tr><tr><td>iS5</td><td>G</td><td>oosparite</td><td>ooids (type 1 or 2)</td><td>micritization</td><td>ostracods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, sponge spicules, echinoderms</td><td>Co 1, Pi 29</td></tr></tbody></table>

### External shoal (active and inactive)

<table><tbody><tr><td>eS1</td><td>G</td><td>intraoosparite</td><td>lithoclasts, ooids (type 3 and type 4), abundant echinoderms</td><td></td><td>ostracods, gastropods, pelecypods, benthic foraminifera, echinoderms</td><td>Co 192</td></tr><tr><td>eS2</td><td>G</td><td>peloosparite</td><td>peloids, ooids (type 4), abundant echinoderms</td><td>encrustation, cross bedding</td><td>ostracods, pelecypods, benthic foraminifera, corals, echinoderms, Marinella</td><td>Co 188, Co 189</td></tr><tr><td rowspan="2">eS3</td><td rowspan="2">G</td><td rowspan="2">oosparite</td><td>ooids (type 2), abundant echinoderms</td><td>encrustation, bioturbation microbial colonisation</td><td>pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, echinoderms</td><td>Re 2</td></tr><tr><td>ooids (type 2), abundant echinoderms</td><td>encrustation, micritization</td><td>gastropods, pelecypods, miliolids, benthic foraminifera, echinoderms</td><td>Re 3</td></tr></tbody></table>

Fig. 2.1: Principal microfacies occurring in the Jura Mountain sections, classified according to the depositional environments they represent. Fossil content in particular includes autochthonous and allochthonous fauna and flora.
environnements de dépôt. Les éléments figurés sont particulièrement importants dans l'interprétation de facteurs comme la salinité, la profondeur et l'agitation de l'eau. Dans cette étude, "restreint" est utilisé pour qualifier des environnements confinés à salinité variable. La différence entre des milieux restreints, semi-restreints ou à salinité normale (ou marins) est essentiellement basée sur le contenu fossilifère qui reflète respectivement une biodiversité faible (ostracodes, bivalves, milioles), modérée (ostracodes, bivalves, milioles, gastéropodes, autres foraminifères benthiques, dasycladales, spicules d'éponges) ou élevée (ostracodes, bivalves, milioles, gastéropodes, autres foraminifères benthiques, dasycladales, spicules d'éponges, échinodermes abondants).

### 2.2.1 Grains carbonatés non-bioclastiques

#### Péloïdes

Les péloïdes sont le composant majeur des sédiments étudiés. Deux types différents ont été observés. Le type 1 (Pl. 1A) est présent dans les coupes de Court et de Pichoux uniquement. Ces péloïdes sont composés de micrite claire. Leur contour est flou. Leur taille est comprise entre 0,05 à 0,1 mm. Ils apparaissent distribués uniformément et associés à du quartz dans des bancs d'épaisseur métrique, sous forme de lamines en alternance avec des couches de micrite stérile, ou répartis uniformément dans des bancs de quelques centimètres d'épaisseur (Pl. 1C). Ils sont parfaitement triés et généralement accompagnés d'une quantité importante de matière organique. Les péloïdes de type 2 (Pl. 1B) sont les plus fréquents. Ils sont constitués de micrite dense. Leur contour est net. Leur taille est inférieure à 0,25 mm. Ils apparaissent dans des faciès de haute énergie à énergie modérée en association avec des ooïdes et/ou des oncoïdes, dans des faciès de basse énergie où ils sont généralement difficiles à différencier de la matrice, ou concentrés dans des terriers. L'origine des péloïdes est très controversée (FLÜGEL, 1982, MACINTYRE, 1985, CHAFETZ, 1986). Ils sont assimilés à des pelotes fécales, des intraclastes, des bioclastes totalement micritisés, des filaments algaires calcifiés, sont diagénétiques (recristallisation ou cimentation), détritiques ou issus de la précipitation in situ de carbonates. Plusieurs suppositions peuvent être faîtes sur l'origine des péloïdes de type 1. Ipeut s'agir d'un dépôt de haute énergie (pelsparite très bien triée et bancs d'épaisseur métrique) composé essentiellement de pelotes fécales (matière organique) et recristallisé (contour flou et texture uniforme). Le

type 1 peut par ailleurs provenir de la précipitation in-situ de carbonates liée à l'activité bactérienne (CHAFETZ, 1986) (bancs d'épaisseur centimétrique, lamines, texture uniforme et matière organique). La deuxième hypothèse est renforcée par l'absence d'autre particule et de structure sédimentaire, exceptées des alternances micrite-pelsparite qui sont considérées dans ce type de faciès comme des tapis microbiens. Le type 1 est par conséquent interprété comme représentatif d'un milieu restreint, subtidal à intertidal inférieur. Le type 2 peut être assimilé à des intraclastes (micrite dense et contour bien défini) ou à des bioclastes entièrement micritisés.

#### Oncoïdes

Les oncoïdes sont relativement fréquents dans l'intervalle étudié. Trois formes différentes ont été observées. Le type 1 (Pl. 1D) correspond à une masse micritique ou péloïdale, sphérique ou elliptique, qui mesure un centimètre en moyenne et qui est composée d'un cortex, avec ou sans nucléus, relativement épais de lamines concentriques, continues ou discontinues, à *Bacinella irregularis* (cyanobactéries). Le contour de ces particules est flou et présente parfois des excroissances. Cette forme est équivalente au type II de DAHANAYAKE (1977) qui est caractéristique d'un environnement régulièrement agité. Les excroissances indiquent des interruptions relativement prolongées de l'agitation. Le type 2 (Pl. 1E) est formé d'une ou deux lamines concentriques à *Bacinella irregularis*, confinées à la bordure externe d'une particule micritique sans structure visible au microscope polarisant. La taille moyenne de ces oncoïdes est d'un centimètre. Cette forme ressemble aux oncoïdes superficiels de type II définis par DAHANAYAKE (1977). Le type 3 (Pl. 1F) est généralement elliptique, composé de micrite, ne contient généralement ni nucléus ni lamine visible au microscope polarisant, est parfois entouré d'une pellicule concentrique et continue de micrite sombre, et mesure en moyenne 1,5 mm. Cette forme ressemble au type I de DAHANAYAKE (1977) qui indique un milieu régulièrement agité, avec des périodes d'agitation plus longues par rapport à celles du type II. Le type 3 est relativement abondant dans les sédiments étudiés. Il est le plus souvent présent dans des faciès de haute énergie à énergie modérée ou plus rarement dans des faciès de basse énergie de milieux semi-restreints ou à salinité normale. Les types 1 et 2 sont rares. Ils apparaissent dans des faciès de basse énergie d'environnements semi-restreints ou à salinité normale.
## Ooïdes

Les ooïdes sont peu abondantes dans les faciès étudiés. Cinq types différents ont néanmoins été observés et nommés conformément à STRASSER (1986). Le type 1 (Pl. 2A) est sphérique ou légèrement elliptique, composé d'un cortex micritique sans structure visible au microscope polarisant, avec ou sans nucléus, et parfois entouré d'une lamine concentrique, continue ou discontinue, de micrite sombre. Le type 2 (Pl. 2B) a une forme irrégulière et est composé d'un cortex micritique vaguement laminé, avec ou sans nucléus. Cette forme est quelquefois difficile à distinguer des oncoïdes de type 3. Les ooïdes de type 3 (Pl. 2C) sont sphériques ou légèrement elliptiques, composées d'un nucléus et d'un cortex d'alternances de lamines concentriques de calcite radiaire et de micrite. Le type 4 (Pl. 1H) est sphérique ou elliptique, avec ou sans nucléus, composé d'un cortex micritique, et entouré d'une ou deux lamines de calcite radiaire concentriques et continues. Le type 5 de STRASSER (1986) n'a pas été observé. Enfin, le type 6 (Pl. 2D) est sphérique ou elliptique, composé d'un nucléus en microsparite limité par une lamine concentrique de micrite sombre, d'un cortex interne constitué d'une lamine concentrique et continue de calcite radiaire et d'un cortex externe micritique vaguement laminé et quelquefois perforé. Le type 2 est le plus abondant. Il est surtout présent dans des faciès de haute énergie à énergie modérée d'environnements à salinité normale. Les types 1 et 4 sont fréquents, dans des faciès de haute énergie, d'énergie modérée ou de basse énergie de milieux semi-restreints ou à salinité normale. Les types 3 et 6 sont présents localement. Le type 3 est limité aux faciès de haute énergie d'environnements marins ouverts. Le type 6 apparaît à double reprise dans la coupe de Court dans des faciès de basse énergie de milieu semi-restreint. Seuls les types 4 et 6 sont présents comme unique composant ou en majorité dans des faciès de basse énergie. Ils semblent par conséquent autochtones. Les types 1 et 2 paraissent typiques des environnements de haute énergie. Des ooïdes de type 1 et 2 ont néanmoins été observées dans des faciès de basse énergie, sans doute transportées depuis leur milieu de formation par des courants de tempête ou par les marées de vives-eaux.

## Lithoclastes

Ce terme est indifféremment utilisé pour indiquer la présence d'intraclastes et/ou d'extraclastes qui sont généralement difficiles à différencier. Dans l'intervalle étudié, les lithoclastes apparaissent dans des faciès de

haute énergie (Pl. 1H). Ils sont la plupart du temps anguleux. Leur contour est net et quelquefois souligné par du fer oxydé. Leur taille est supérieure à 0,25 mm. Leur composition est généralement identique à celle de l'encaissant ou à celle du banc précédent. Ils indiquent une augmentation du pouvoir érosif suite à une diminution de l'espace disponible ou une soudaine augmentation de l'énergie du milieu.

## Galets noirs

Dans les sédiments étudiés, les galets noirs apparaissent localement en grand nombre dans des bancs granoclassés ou à stratification plane de haute-énergie, comme composants de brèches multicolores (Pl. 2E, 6B) et/ou associés à du quartz et à de la pyrite. Leur couleur résulte de l'imprégnation de substances organiques dérivées d'algues et de plantes terrestres supérieures (STRASSER & DAVAUD, 1983). Ils indiquent par conséquent la proximité stratigraphique et/ou géographique de terres émergées.

## "Grapestones"

Dans l'intervalle étudié, les "grapestones" (Pl. 1G) sont généralement formés de deux ou trois ooïdes reliés par des ponts micritiques. Ils apparaissent la plupart du temps dans des faciès de haute énergie où ils traduisent une diminution de l'hydrodynamisme.

## 2.2.2 Grains carbonatés bioclastiques

L'assemblage des éléments biogéniques dépend en grande partie des conditions écologiques. La biodiversité est notamment réduite dans les environnements où les conditions de vie sont difficiles: salinité anormale, manque ou excès de nutriments, dysoxie et/ou température élevée (WILSON & JORDAN, 1983).

## Ostracodes

Les ostracodes sont représentés par des coquilles fines, de petite taille et dépourvues d'ornementations. Ils sont omniprésents dans l'intervalle étudié. Ils apparaissent néanmoins localement en grand nombre (Pl. 6B) associés à une faune euryhaline (gastéropodes, bivalves et milioles) dans des faciès de basse énergie. Ils indiquent alors un milieu restreint.

## Bivalves

Ils sont ubiquistes dans le Kimméridgien du Jura central et particulièrement abondants dans des
faciès de basse énergie, seuls ou associés à des ostracodes et des éponges de type *Rhaxella*. Ils sont alors représentatifs d'environnements semi-restreints. Les huîtres sont localement nombreuses associées à d'autres organismes euryhalins dans des faciès de basse énergie. Elles représentent alors des environnements protégés à tendance saumâtres. En grande concentration, elles indiquent un ralentissement ou un arrêt de la sédimentation.

## Gastéropodes

Ils sont très fréquents dans les sédiments étudiés. Associés à des ostracodes, des bivalves et des milioles dans des faciès de basse énergie, ils indiquent des environnements restreints. Les nérinées apparaissent en grand nombre dans des faciès de basse énergie à énergie modérée, associés à une faune caractéristique de milieux semi-restreints ou à salinité normale.

## Annélides

Ce groupe est représenté dans les sédiments étudiés par des serpules et des térébelles. Les serpules sont fréquentes dans des faciès de basse ou de haute énergie de milieux restreints ou à salinité normale. Elles peuvent être associées à *Thaumatoporella, Cayeuxia et/ou Cladocoropsis*. Leur présence, accompagnée d'autres critères, est un indice de ralentissement ou d'arrêt de la sédimentation. Les térébelles forment un tube agglutiné et apparaissent de préférence dans des milieux boueux, souvent microbiens (DUPRAZ, 1999; MEYER, 2000). Ce type de vers est rare dans l'intervalle étudié. Il apparaît dans des faciès de basse énergie des milieux restreints aux milieux à salinité normale.

## Foraminifères benthiques

Les formes observées dans l'intervalle étudié appartiennent principalement aux sous-ordres Miliolina et Textulariina. Trois associations de genres représentatives de milieux plus ou moins restreints ont été définies. Le premier ensemble contient les genres du sous-ordre Miliolina, le second englobe *Nautiloculina, Everticyclammina, Pseudocyclammina, Alveosepta et Valvulina*, et le troisième comprend *Kurnubia, Parurgonina et Kilianina*. BERNIER (1984) propose une étude approfondie des principales espèces de foraminifères présentes dans le Kimméridgien et le Portlandien du Jura méridional.

## Miliolina

Les foraminifères du sous-ordre Miliolina sont ubiquistes. Ils apparaissent seuls ou associés à des organismes euryhalins dans des milieux restreints et/ou occasionnellement émergés.

## Textulariina

Certaines formes sont fréquentes comme *Nautiloculina, Everticyclammina, Pseudocyclammina, Alveosepta et Valvulina*; d'autres sont présentes localement comme *Kurnubia, Parurgonina* et *Kilianina*. Le premier ensemble apparaît dans des faciès de basse ou de haute énergie de milieux semi-restreints ou à salinité normale. Le deuxième se limite aux faciès de basse ou de haute énergie d'environnements à salinité normale. *Everticyclammina* est présente localement, seule ou associée à des bivalves et des ostracodes, dans des faciès de basse énergie d'environnements restreints à semi-restreints.

## Troglotella et Lithocodium (Pl. 3A)

*Troglotella* est un foraminifère calcicavicole commun des packstones et grainstones grossiers situés à proximité des récifs (WERNLI & FOOKES, 1992). Il est souvent associé à *Lithocodium* (SCHMID & LEINFELDER, 1996) qui affectionne les environnements peu profonds et clairs (DUPRAZ, 1999). Ces deux formes sont peu fréquentes dans les sédiments étudiés. Elles apparaissent, associées ou non, dans des environnements calmes, semi-restreints ou à salinité normale. *Troglotella* a été uniquement observé dans la coupe de Reuchenette.

## Algues

### Charophytes (Pl. 3C, 3D, 3E, 3F)

Certains faciès de basse énergie du Kimméridgien du Jura central contiennent des gyrogonites de charophytes associées à des organismes sténohalins, ou à des tiges de charophytes et des organismes euryhalins. Dans le premier cas, elles sont vraisemblablement remaniées. Dans le deuxième cas, elles indiquent des environnements côtiers régulièrement approvisionnés en eau douce. MOJON (1989) et MOJON & MOUCHET (1992) proposent une étude détaillée des charophytes de l'Oxfordien et du Kimméridgien du Jura.

### Dasycladales

Quatre espèces ont été principalement observées dans l'intervalle étudié: *Acicularia sp.*, *Salpingoporella*
*annulata*, *Clypeinea jurassica* et *Campbelliella striata* (Pl. 4A, 4B, 4C, 4D). Elles sont plus nombreuses dans la partie supérieure des coupes que dans la partie inférieure et globalement plus abondantes à Reuchenette. Elles apparaissent généralement dans des faciès de basse énergie de milieux semi-restreints. Elles sont parfois très nombreuses dans des faciès d'énergie modérée d'environnements à salinité normale. *Acicularia* et *Salpingoporella* sont présentes dans tout l'intervalle étudié, *Clypeinea* et *Campbelliella* apparaissent uniquement dans la partie supérieure des coupes. BERNIER (1984) donne un inventaire des espèces présentes dans le Kimméridgien et le Portlandien du Jura méridional.

### Calcisphères

Les calcisphères observées dans l'intervalle étudié se présentent sous la forme de sphères vides, de diamètre compris entre 20 et 150 microns. Leur paroi est micritique ou sparitique. Elles sont abondantes dans des faciès de basse énergie de milieux restreints à semi-restreints. La systématique des calcisphères de plate-forme peu profonde est incertaine. Elles sont de préférence interprétées comme des kystes de dinoflagellés néritiques (KEUPP, 1991). Cependant, elles sont actuellement observées dans la Baie de Floride (MARSZALEK, 1975) où elles correspondent aux kystes des dasycladales de la sous-famille des *Acetabulariae* (Fig. 2.2).

### Cyanobactéries

#### Bacinella

*Bacinella* est une algue encroûtante et opportuniste (DUPRAZ, 1999). Elle est relativement

fréquente à Reuchenette. Elle apparaît sous la forme d'agrégats pluri-centimétriques dans des faciès de basse énergie de milieux semi-restreints ou à salinité normale, associés ou non à *Cladocoropsis*, *Thaumatoporella*, *Cayeuxia* et/ou *Marinella lugeoni*.

#### Cayeuxia/Solenopora

Ces formes sont fréquemment recristallisées et difficiles à différencier. *Cayeuxia* est cependant d'avantage cité dans les travaux sur le Kimméridgien du Jura. Il s'agit d'une algue porostromate qui présente de fortes affinités avec les cyanobactéries (DUPRAZ, 1999). Elle est relativement fréquente à Reuchenette. Elle apparaît principalement en fragments isolés dans des faciès de basse énergie de milieux à salinité normale, associée ou non à *Cladocoropsis*, *Thaumatoporella*, *Marinella lugeoni* et/ou *Bacinella*. *Solenopora* appartient aux algues rouges.

### Incertae Sedis

#### Marinella lugeoni

*Marinella* est fréquente dans les sédiments peu profonds du Jurassique supérieur et du Crétacé. Elle présente des affinités avec les cyanobactéries, avec les algues vertes de la famille des Codiacées et avec les algues rouges de la famille des Corallinacées (LEINFELDER & WERNER, 1993). Elle est relativement fréquente à Reuchenette. Elle apparaît sous la forme de rhodolites de taille centimétrique (Pl. 3G, 4G) ou comme fragments isolés, associés ou non à *Cayeuxia*, *Cladocoropsis*, *Thaumatoporella* et/ou *Bacinella*, dans des faciès de basse énergie de milieux semi-restreints ou à salinité normale. La structure interne de *Marinella* est très proche de celle des algues rouges et par

<figure><img src="image_7.png" /><figcaption>**Fig. 2.2:** *Acicularia* from the *Acetabulariae* family.
1. Group of mature individuals. 2. Schematic drawing of a longitudinal section through the upper part of a mature *Acicularia*. 3. Cayst.
(TAPPAN, 1980; BERGER & KAEVER, 1992)</figcaption></figure>
conséquent facilement repérable. Il arrive cependant qu'elle n'apparaisse pas clairement (micritisation et/ou recristallisation). Les fragments de *Marinella* sont alors très difficiles à différencier des oncoïdes de type 3.

*Thaumatoporella*

*Thaumatoporella* (Pl. 3B) est une algue encroûtante et ubiquiste dans le Kimméridgien du Jura (BOLLIGER & BURRI, 1970) qui présente des affinités avec les algues vertes et avec les algues rouges (LEINFELDER et al., 1993). Elle apparaît le plus souvent à Court, dans des faciès de basse énergie d'environnements semi-restreints, associés ou non à *Cladocoropsis*, *Cayeuxia*, *Marinella* et/ou *Bacinella*.

*Éponges*

Ce groupe est principalement représenté dans les sédiments étudiés par l'accumulation de “ rhaxes ". Les rhaxes sont des spicules en forme de haricot sec (Pl. 4E, 4F), d'une éponge siliceuse de type démosponge appelée *Rhaxella* (DUPRAZ, 1999) (Pl. 4E). Les spicules sont présents en majorité ou associés à de nombreux bivalves et ostracodes dans des faciès de basse énergie d'environnements semi-restreints ou à salinité normale. Les éponges calcaires sont très mal représentées. Un seul individu a été identifié.

*Cladocoropsis mirabilis* Félix

*Cladocoropsis* a d'abord été attribué au groupe des hydrozoaires (FLÜGEL, 1982; TURNSEK et al., 1981) puis à celui des éponges (éponges calcaires ou ischyrosponges, groupe des sclérosponges) (JANSA et al., 1982; TERMIER et al., 1985). Il apparaît le plus souvent à Pichoux, dans des faciès de basse énergie de milieux semi-restreints ou à salinité normale, associé ou non à *Thaumatoporella*, *Cayeuxia*, *Bacinella* et/ou *Marinella* (Pl. 3H, 4G).

*Brachiopodes*

Les brachiopodes ont été observés sur le terrain dans des calcaires marneux, associés à des bivalves, des gastéropodes et/ou des serpules, ou dans des calcaires massifs, associés à des nérinées, *Cladocoropsis*, des fragments de coraux et/ou de crinoïdes, autrement dit dans des faciès de basse énergie caractéristiques de milieux semi-restreints ou à salinité normale. Ils sont abondants à Pichoux, qui est la coupe la plus proximale, moins fréquents à Court, et mal représentés

à Reuchenette, qui correspond à la coupe la plus distale.

*Echinodermes*

Dans l'intervalle étudié, les échinodermes correspondent principalement à des morceaux de tests et des spicules d'oursins et en moindre proportion à des débris de crinoïdes. Ils sont présents en quantité variable dans tous les environnements de dépôt définis.

*Coraux*

Ce groupe est très mal représenté dans le Kimméridgien du Jura central. Les coraux apparaissent à plusieurs reprises sous une forme massive, famille des Microsolénidés, ou sous une forme phacéloïde, famille des Dermosmiliidés (DUPRAZ 1999, pers. comm.). Des Microsolénidés ont été trouvés à Court dans une masse calcaire de forme irrégulière, non stratifiée, latéralement limitée et interprétée comme un “ patch-reef ” (Pl. 5B). Un morceau de branche du genre *Calamophylliopsis* de la famille des Dermosmiliidés sans doute transporté a été découvert à Pichoux dans un faciès d'environnement calme et semi-restreint.

### 2.2.3 Grains non-carbonatés

*Matière organique*

Un niveau de charbon (Fig. 4.17c, mètre 77) et quelques débris de matière végétale (Fig. 4.17c, mètre 78.5) ont été observés dans la coupe de Péry-Reuchenette. Ils indiquent la proximité de terres émergées et des conditions de dépôt légèrement réductrices.

La pyrite, qui peut résulter de la dégradation anaérobie de la matière organique par les bactéries (JØRGENSEN, 1983; PITTET, 1996), est présente en plus ou moins grande quantité dans les coupes étudiées. Associée à d'autres indices comme le contenu fossilifère et la texture, la pyrite représente un milieu riche en matière organique.

Les palynofaciès de six échantillons prélevés à différents niveaux des trois coupes étudiées dans le Jura ont été analysés par le Prof. Georges Gorin de l'Université de Genève. Les résultats de ces analyses et leur interprétation sont présentés ultérieurement (Chap. 7.3).
### Quartz

Les grains de quartz contenu dans les sédiments étudiés sont de petite taille (en moyenne 0,05 mm) et bien arrondis. Les quantités observées en lame mince sont généralement inférieures à 1 %. Les études minéralogiques de PERSOZ (1982) et de MOUCHET (1995) sur le Kimméridgien du Jura ne révèlent pas ou peu de quartz néoformé. Le quartz serait principalement détritique et proviendrait d'une source lointaine. BOLLIGER & BURRI (1970) et GYGI & PERSOZ (1986) proposent les massifs hercyniens rhénan et bohémien qui se situent au Nord de la plate-forme jurassienne (Chap. 1, Fig. 1.2). BOLLIGER & BURRI (1970) suggèrent un transport éolien, mais GYGI & PERSOZ (1986) démontrent que les terrigènes étaient principalement transportés par les courants fluviatiles et marins. La présence de quartz dans les sédiments indique que la ligne de rivage était relativement proche. Par ailleurs, les variations de la quantité de quartz (Chap. 5.1, Fig. 5.2) traduisent les variations des apports terrigènes qui sont principalement influencées par les changements climatiques, la tectonique et/ou les variations du niveau marin relatif.

### Glauconie et chamosite

Des petits grains (en moyenne 0,05 mm) de glauconie ou de chamosite apparaissent en très faible quantité, dispersés dans la matrice, dans des faciès de milieux calmes, subtidaux à supratidaux, à salinité normale, semi-restreints ou restreints, essentiellement dans les coupes de Pichoux et de Court. Les analyses permettant de différencier ces deux minéraux n'ont pas été faîtes. La chamosite est néanmoins plus fréquente dans les environnements côtiers que la glauconie (VAN HOUTEN & PURUCKER, 1984).

## 2.3 STRUCTURES SÉDIMENTAIRES

Les structures sédimentaires résultent de processus biogéniques, hydrauliques ou diagénétiques qui ont lieu pendant le dépôt ou peu de temps avant ou après la consolidation du sédiment. Elles sont spécifiques d'un environnement (Fig. 2.3) et/ou directement liées aux conditions hydrodynamiques.

### 2.3.1 Structures biogéniques

#### Encroûtements

Le support des encroûtements du Kimméridgien du Jura central est le plus souvent une coquille

de bivalve. Ils sont composés d'une enveloppe micritique résultant de l'activité de microbes ou d'organismes encrûtants comme des serpules, des éponges, Cayeuxia, Troglotella et/ou Lithocodium (Pl. 3A). Les enveloppes de micrite sont quelquefois ferrugineuses (ferruginous rim) (Pl. 1B) indiquant un micromilieu riche en matière organique et réducteur. Les encroûtements témoignent généralement d'un milieu calme où la sédimentation est ralentie voire nulle.

#### Bioturbation et perforations

La bioturbation est très féquente dans l'intervalle étudié et plus ou moins intense. Elle est indiquée par des différences de couleur, de texture ou par de la dolomitisation différentielle. Les calcaires noduleux sont interprétés comme le résultat d'une intense bioturbation. Les géodes correspondent probablement à des terriers laissés vides. Les surfaces de bancs sont très rarement exposées et peu de traces ont pu être identifiées exceptée Thalassinoides (Pl. 5A). Chondrites a par ailleurs été déterminé en lame mince. Les perforations sont très rares. Les seules observées sont celles de lithophages (Pl. 5B). Une bioturbation intense et l'absence de structures hydrodynamiques sont caractéristiques des environnements marins protégés de plate-forme interne (ENOS, 1983). Par ailleurs, une intense bioturbation et/ou la présence de perforations indiquent un ralentissement ou un arrêt de la sédimentation. Enfin, la bioturbation est caractéristique des fonds meubles alors que les perforations sont représentatives des surfaces indurées.

#### Stromatolites

Les stromatolites du Kimméridgien du Jura central sont formés de lamines millimétriques, planes (Pl. 9F) ou légèrement ondulées, de péloïdes de type 1, de dolomie ou de microsparite (Pl. 5D). Les stromatolites sont caractéristiques des environnements de replat de marée (LAPORTE, 1967; SHINN, 1983). Ils apparaissent de l'intertidal inférieur au supratidal supérieur (Fig. 2.3). Dans l'intervalle étudié, les alternances de stromatolites plans et légèrement ondulés sont fréquentes (Pl. 5C). Dans ce cas, les tapis légèrement ondulés sont associés à de nombreuses structures de dessiccation ou localement comparables à des teepees. Par conséquent, ces alternances sont interprétées comme des cycles d'échelle centimétrique d'émersion - inondation qui traduisent le va-et-vient des marées. Une tranche (Pl. 5C) montre en l'espace d'une dizaine de centimètres
TIDAL FLAT DIAGNOSTIC CRITERIA

<figure><img src="image_8.png" /></figure>

<caption>**Fig. 2.3:** *Tidal flat diagnostic criteria classified in accordance with the processes involved in their formation and with the water depth where they occur in general.*</caption>

ou dunes) sous l'action d'un courant rapide uni- ou multi-directionnel. Les lamines sont quelquefois interrompues par des niveaux intensément bioturbés indiquant l'alternance de périodes agitées et calmes typiques des chenaux tidaux.

### Lenticular- et flaser-bedding

Une ride de courant et des lentilles d'argile ont été respectivement observées dans les coupes de Pichoux (aux environs de l'échantillon Pi 70) et de Reuchenette (aux environs de l'échantillon Re 27.22). Ces structures apparaissent associées à des alternances micrite-pelsparite, dans des sédiments riches en dolomie et/ou en quartz et pauvres en fossiles (ostracodes, bivalves et milioles). Elles traduisent par conséquent l'alternance de périodes agitées et calmes et sont typiques des milieux influencés par les marées.

### Niveaux de sédiment grossier

Des niveaux de sédiment grossier à péloïdes, bioclastes et/ou lithoclastes, milimétriques à pluri-centimétriques, laminés ou non, parfois granoclassés, sont fréquents dans l'intervalle étudié (Pl. 6B). Ils apparaissent généralement

associés à des structures de dessiccation dans des faciès de basse énergie au contenu fossilifère peu diversifié. Ces niveaux sont interprétés comme des dépôts de de tempêtes, de marées de vives-eaux ou de débordement de chenaux tidaux dans les zones intertidales supérieures à supratidales des replats de marée (SHINN, 1983) (Fig. 2.3).

le passage de tapis légèrement ondulés, à des tapis plans puis à un faciès de lagon, traduisant l'inondation progressive du replat de marée par la mer.

### 2.3.2 Structures hydrauliques

#### Stratification oblique

La stratification oblique apparaît rarement dans l'intervalle étudié. Elle n'a jamais été observée distinctement sur le terrain et seulement à trois reprises en lame mince. Elle se présente sous la forme de faisceaux de lamines inclinées, centimétriques et granoclassées dans des faciès de haute énergie à péloïdes et/ou à ooïdes (Pl. 6A). Ces faisceaux résultent de la migration d'un corps sableux (rides, barres

#### Keystone-vugs

Des cavités sphériques à tabulaires, de taille millimétrique, apparaissent à Court (Co 3) dans un faciès laminé, de haute énergie, à péloïdes, oncoïdes et ooïdes (Pl. 6C). Ces vides associés à une stratification plane de haute énergie sont caractéristiques de la zone de déferlement des vagues (INDEN & MOORE, 1983).

<footnote>(1) storm deposits or collapse breccias (STRASSER & DAVAUD, 1983)</footnote>

<footnote>(2) horizontal laminations, graded or ungraded, thick or thin, with or without cross-bedding (SHINN, 1983)</footnote>

<footnote>(3) planar or slightly wavy</footnote>

<footnote>(4) calcite-filled burrows, root tubes or "gas trackways" (LAPORTE, 1967; SHINN, 1983)</footnote>

<footnote>(5) primary dolomite (small crystals) / secondary (large crystals and vanishing of sedimentary structures) (COJAN & RENARD, 1997)</footnote>

<footnote>(6) in arid climate, at the intertidal-supratidal transition (SHINN, 1983)</footnote>

<footnote>(7) freshwater vadose cementation (FLÜGEL, 1982)</footnote>

<footnote>(8) indicative of subaerial exposure (STRASSER & DAVAUD, 1983; TUCKER & WRIGHT, 1990)</footnote>

<footnote>(9) most ancient carbonate peritidal settings were microtidal and characterized by an amplitude lower than 2 metres (PRATT & JAMES, 1992)</footnote>
<table><thead><tr><th>FZ</th><th>DEPOSITIONAL ENVIRONMENTS</th><th>DEPTH</th><th>ENERGY</th><th>SALINITY</th><th>KEY FEATURES</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="5">1</td><td rowspan="5">TIDAL FLAT</td><td>pond</td><td>supratidal</td><td>low (M/W)</td><td>charophytes (stems and oogonia)<br>low fossil diversity<br>bioturbation</td></tr><tr><td>washover deposits</td><td>supratidal or up. intertidal</td><td>moderate (P) to high (G)</td><td>coarse (bioclasts, peloids) sediment layers<br>alternating micrite and dolomite-rich laminae, alternating micrite and pelsparite laminae<br>graded bedding</td></tr><tr><td>marsh</td><td>supratidal or up. intertidal</td><td>low (M/W)</td><td>fenestrae, desiccation cracks, circum-granular cracks, multicoloured breccia<br>calcretes, tepees, pseudo-bird's eyes, stromatolites (weakly columnar to planar)<br>penecontemporaneous dolomite, evaporite pseudomorphs, meniscus and stalactitic cements<br>lack of fossils or low fossil diversity</td></tr><tr><td>intertidal flats</td><td>up. intertidal or low. intertidal</td><td>low (M/W)</td><td>coarse (bioclasts, peloids) sediment layers<br>stromatolites (planar), oncoids (lower intertidal)<br>low fossil diversity, bioturbation</td></tr><tr><td>tidal channels</td><td>up. subtidal</td><td>high (G)</td><td>reworking evidences (erosional base, lag deposit, lithoclasts)<br>cross-bedding<br>bioturbation</td></tr><tr><td>2</td><td>BEACH</td><td>intertidal</td><td>high (G)</td><td>planar bedding, keystone vugs</td></tr><tr><td rowspan="4">3</td><td rowspan="4">LAGOON</td><td>restricted lagoon</td><td>subtidal</td><td>low (M/W)</td><td>low fossil diversity</td></tr><tr><td>semi-restricted lagoon</td><td>subtidal</td><td>variable</td><td>moderate fossil diversity</td></tr><tr><td>sheltered lagoon</td><td>subtidal</td><td>low (M/W) to moderate (W/P)</td><td>increased fossil diversity</td></tr><tr><td>open lagoon</td><td>subtidal</td><td>moderate (W/P) to high (P/G)</td><td>evaporites<br>penecontemporaneous dolomite<br>abundant organic matter and pyrite<br>bioturbation</td></tr><tr><td rowspan="3">4</td><td rowspan="3">SHOAL</td><td>active internal</td><td>high (G)</td><td>variable</td><td>peloids, oncoids, ooids<br>cross bedding</td></tr><tr><td>inactive external</td><td>up.subtidal</td><td>normal</td><td>high fossil diversity</td></tr><tr><td>internal or external</td><td>moderate (P/G)</td><td>normal</td><td>aggregate grains, lithoclasts<br>bioturbation, microbial colonisation, meniscus and dripstone cements</td></tr><tr><td>5</td><td>PATCH REEF</td><td>up. subtidal</td><td>high (Fr)</td><td>normal</td><td>irregularly shaped, unbedded and laterally limited build-up</td></tr></tbody></table>

**Fig. 2.4:** Facies zones (FZ) and associated depositional environments defined according to the main ecological factors and features. low fossil diversity: ostracods, pelecypods, miliolids. moderate fossil diversity: ostracods, pelecypods, miliolids, gastropods, other benthic foraminifera, dasycladaceans, sponge spicules. high fossil diversity: ostracods, pelecypods, miliolids, gastropods, other benthic foraminifera, dasycladaceans, sponge spicules, abundant echinoderms.

### 2.3.3 Structures d'émersion

#### Calcrète

Une croûte sub-horizontale d'épaisseur millimétrique formée d'alternances de lamines de micrite et de calcite fibreuse (Pl. 6F) est observée à Court (Co 3). Cette structure ressemble aux croûtes laminées décrites par WRIGHT (1994) qui se forment en milieu semi-aride, à l'interface air-sédiment.

#### Brèches multicolores

Des niveaux de brèches multicolores (Pl. 2E, 9F) apparaissent à deux reprises sur la coupe de Reuchenette. Leur épaisseur est limitée à une quinzaine de centimètres. Ces brèches sont essentiellement composées de lithoclastes anguleux ou arrondis, de taille et de couleur (noir, beige, brun) variables. La matrice est une lithobiomicrite (W/P) partiellement dolomitisée. Les brèches multicolores sont interprétées comme des dépôts de tempête et indiquent la proximité de terres émergées (STRASSER & DAVAUD, 1983).

#### Pseudomorphoses d'évaporites

Le Kimméridgien du Jura central contient très peu de minéraux évaporitiques. Des pseudomorphoses de gypse (Pl. 6H) apparaissent à une seule reprise (Re 23.12) dans un faciès de milieu restreint indiquant un climat temporairement plus aride.

#### Bird's eyes

Les bird's eyes (Pl. 5C, 5D) sont très fréquents dans les sédiments étudiés. Ces cavités résultent du retrait et de la dilatation (dessiccation et croissance) des tapis microbiens, de la formation de bulles de gaz (activité microbienne) ou de l'échappement d'air suite à une inondation (SHINN, 1983). Elles sont caractéristiques de l'intertidal supérieur et du supratidal (Fig. 2.3). Un type particulier de fenestrae apparaît par ailleurs fréquemment dans le Kimméridgien du Jura central. Il s'agit de cavités tubulaires subverticales (pseudo-bird's eyes de SHINN, 1983) assimilées à des terriers, des racines ou des figures d'échappement de gaz résultant de l'activité microbienne. Ce type de fenestrae associés
à d'autres structures d'émersion peut être considéré comme un critère supplémentaire dans l'interprétation des milieux de replat de marée.

### Fentes de dessiccation

Les fentes de dessiccation sont fréquentes dans le Kimméridgien du Jura central (Pl. 5C). Elles résultent du retrait par dessiccation de la boue carbonatée et indiquent des environnements subaériens. Elles sont en général préservées dans le supratidal et l'intertidal supérieur (SHINN, 1983).

### Circum-granular cracks

Les circum-granular cracks (Pl. 6G) apparaissent à plusieurs reprises dans l'intervalle étudié généralement associés à des fentes de dessiccation, des fenestrae et/ou des ciments vadoses indiquant un milieu subaérien.

## 2.4 DIAGENÈSE

La diagenèse précoce englobe l'ensemble des processus qui affectent les sédiments peu de temps après leur dépôt, renseigne sur le milieu de sédimentation et est fortement influencée par la minéralogie originelle des particules et par le climat. Les structures diagénétiques sont par conséquent des éléments d'interprétation très importants dans les reconstructions paléoenvironnementales et paléoclimatiques. La diagenèse tardive (ou d'enfouissement) n'est pas considérée ici.

### Micritisation

La micritisation est très fréquente dans le Kimméridgien du Jura central. Les enveloppes micritiques qui entourent la plupart des grains bioclastiques résultent de deux processus étroitement liés (BATHURST, 1975). Le premier est synsédimentaire et correspond à la perforation et à la colonisation de la bordure externe des grains par des algues, des champignons ou des éponges. Le deuxième processus est diagénétique et correspond au remplacement centripète par dissolution-précipitation de l'aragonite ou de la calcite qui remplit les tubes vides par la micrite. La micritisation est le processus diagénétique majeur des environnements marins peu profonds et protégés (TUCKER & BATHURST, 1990). Poussée à l'extrême, elle aboutit à la disparition totale de la structure primaire des grains bioclastiques et à la formation de péloïdes.

### Cimentation

Des ciments en stalactite et en ménisque apparaissent à plusieurs reprises dans les sédiments étudiés associés à des structures d'émersion (Pl. 6D, 6E). Ils sont alors caractéristiques de la zone vadose. Des ciments en ménisques ont également été observés dans des grainstones à ooïdes, associés à des enveloppes micritiques et à des filaments calcifiés (Pl. 5E, 5F). Les filaments calcifiés résultent de l'activité de microbes (cyanobactéries et champignons) profitant d'un ralentissement ou d'un arrêt de la sédimentation pour coloniser les espaces intergranulaires des dépôts peu profonds de haute énergie (HILLGÄRTNER et al., 2001). Les filaments forment un réseau qui peut ressembler aux structures alvéolaires des paléosols (ESTEBAN & KЛАPPA, 1983). Les ciments isopaques, qui sont caractéristiques des environnements phréatiques marins, n'ont pas été observés dans les sédiments étudiés. Les espaces intergranulaires sont remplis de micrite ou de ciment équigranulaire, qui est probablement apparu lors de l'enfouissement du sédiment.

### Dolomitisation et dédolomitisation

Dans le Kimméridgien du Jura central, les calcaires dolomitiques sont fréquents. La dolomie apparaît dispersée dans la matrice, sous forme de lamine ou comme remplissage des terriers. Les cristaux sont des rhomboèdres limpides de 200 µm en moyenne qui peuvent couvrir la totalité de la surface des lames minces. La dolomie apparaît le plus souvent dans des faciès de replat de marée ou de lagons restreints. Elle est associée ou non à des structures de dessiccation, mais jamais à des évaporites. Il est par conséquent difficile d'envisager que la dolomie provienne d'une intense évaporation. Les modèles de "mixing-zone" (GEBELEIN, 1977; BOURROUILH-LE JAN, 1980) et de "seepage-reflux" (ADAMS & RHODES, 1960; SUN, 1994; BOSENCE et al., 2000; QING et al., 2001) sont les mieux appropriés pour expliquer la dolomitisation des sédiments étudiés. L'alternance de fines lamines de dolomie et de lamines plus épaisses de micrite est un faciès fréquent dans l'intervalle étudié. Selon LAPORTE (1967) et SHINN (1983), cette structure est typique de l'intertidal supérieur et du supratidal. Il arrive cependant que ces alternances ne soient associées à aucun autre indice d'émersion prolongée. Dans ce cas, il est possible que la dolomitisation se concentre au niveau des tapis microbiens où l'activité des microbes crée un milieu favorable à la précipitation
<figure><img src="image_9.png" /><figcaption>**Fig. 2.5:** Schematic profile of the Kimmeridgian platform in the central Jura Mountains. Water depths are estimated. The principal components in the depositional environments are indicated according to their appearance frequency:
* present and abundant
* usually present
* sparsely present</figcaption></figure>

de la dolomie (BURNS et al., 2000; VAN LITH et al., 2000). Les alternances dolomie-micrite seraient alors caractéristiques de l'intertidal inférieur (Fig. 2.3). Par diffraction X et coloration à l'alizarine rouge, MOUCHET (1995) démontre que la dolomie est souvent remplacée par la calcite. La dédolomitisation serait tardive, favorisée par l'installation de nappes phréatiques d'eau douce pendant les périodes de bas niveau marin.

## 2.5 ZONES DE FACIÈS

Une zone de faciès est un domaine de sédimentation qui est défini par un ensemble de faciès similaires ou voisins et qui comprend un ou plusieurs environnements de dépôt (WILSON, 1975; FLÜGEL, 1982). À partir de l'analyse des faciès et des microfaciès, 5 zones de faciès comprenant 14 milieux de sédimentation ont
été définies pour les coupes du Jura central (Fig. 2.4). Toutes appartiennent à la plate-forme interne. Elles sont classées de la plus proximale (estran de marée) au plus distale (pâté récifal, barres externes et lagons ouverts) et décrites en fonction de la profondeur, de l'énergie, de la salinité et de leurs caractéristiques lithologiques et paléontologiques les plus importantes. La différence entre des environnements de dépôts contigus à l'intérieur d'une zone de faciès est parfois subtile. Il est alors nécessaire pour l'interprétation de tenir compte des évolutions verticale et latérale des faciès. Les caractéristiques sédimentologiques propres aux replats de marée sont généralement regroupées pour définir un domaine proche de l'émersion voire émergé. Ces faciès concernent parfois de grandes épaisseurs de sédiment où il est difficile de discerner avec précision l'évolution des milieux de dépôt. L'estran a par conséquent été divisé en cinq environnements définis pour la plupart en fonction de la fréquence d'émersion (du subtidal supérieur au supratidal). Le passage de l'un à l'autre de ces environnements suit un modèle (Fig. 2.3) objectivement et uniformément

appliqué, inspiré d'un ensemble de travaux sur les estrans actuels et fossiles (LAPORTE, 1967; SHINN, 1983; STRASSER & DAVAUD, 1983; PRATT & JAMES, 1992).

## 2.6 MODÈLE DE FACIÈS

En s'inspirant des paysages actuels observés en Floride, aux Bahamas et aux Bermudes, les zones de faciès définies dans ce travail sont placées les unes par rapport aux autres sur un profil (Fig. 2.5) et dans un diagramme tridimensionnel (Fig. 2.6). Le marnage (PRATT & JAMES, 1992), la pente de la plate-forme (MEYER, 2000), la profondeur des lagons (estimées essentiellement en fonction du contenu fossilifère et par référence aux lagons actuels) et les principaux facteurs écologiques (profondeur, salinité et énergie) susceptibles de varier d'un environnement de dépôt à l'autre sont indiqués sur le profil. Les grains observés sont répartis entre les différents milieux de dépôt en fonction de leur fréquence d'apparition et de leur abondance (généralement présents et abondants, généralement présents, occasionnellement présents).

<figure><img src="image_10.png" /><figcaption>**Fig. 2.6:** Three-dimensional diagram showing the spatial distribution of the facies zones and associated depositional environments. The dotted lines correspond to the part of the platform not present in the studied outcrops.</figcaption></figure>
La plate-forme du Jura est séparée de la mer ouverte par une barrière discontinue (ENAY et al., 1988). L'agitation et la profondeur d'eau dans les lagons d'arrière-barre à proximité des passes tidales est suffisante pour permettre la formation de barres externes. Les lagons éloignés des passes et situés à l'arrière de la barrière bénéficient d'une eau calme à salinité normale et approvisionnée en oxygène qui favorise

le développement de patch-reefs et d'une faune bien diversifiée. Vers le continent, l'atténuation des courants due à la diminution de la tranche d'eau et/ou à la formation de barres internes favorise l'apparition de lagons plus ou moins restreints où la salinité varie en fonction des apports d'eau douce pendant la saison humide et de l'évaporation pendant la saison sèche.

***
<figure><img src="image_11.png" /></figure>
# 3 - FACIÈS ET MODÈLE DE FACIÈS - BASSIN VOCONTIEN

Les faciès de bassin ne permettent pas de définir les environnements de dépôt avec autant de précision que ceux de la plate-forme. Leur diversité est par ailleurs beaucoup moins importante. Les coupes du Bassin vocontien ont été levées en moindres détails par rapport à celles du Jura. Les bancs calcaires des intervalles jugés importants ont été échantillonnés. La majeure partie de ces échantillons a été étudiée en lames minces. Ce paragraphe présente les lithologies et les microfaciès observés ainsi que les zones de microfaciès définies suite à cette étude (Fig. 3.1).

## 3.1 LITHOLOGIES

Les trois coupes étudiées dans le Bassin vocontien sont composées d'alternances de niveaux plus marneux et de niveaux plus calcaires (Fig. 3.2). Ces alternances représentent les variations du contenu en argiles et correspondent à des séquences de dépôt qui évoluent d'un pôle plus argileux vers un pôle plus calcaire. Le passage de l'un à l'autre est généralement progressif (Pl. 9D). Le pôle le plus argileux correspond en fonction des coupes à des marnes, à des marnes calcaires ou à des marnes qui contiennent des lentilles de calcaires. Le pôle intermédiaire correspond à des calcaires marneux ou des calcaires noduleux qui comprennent des joints marneux plus ou moins épais. Le pôle le plus calcaire correspond à des mudstones et des wackestones gris sombre ou clair.

## 3.2 MICROFACIÈS

### 3.2.1 Matrice

La matrice des calcaires kimméridgiens du Bassin vocontien est essentiellement composée de micrite grise, d'argiles, de quartz, d'oxydes de fer et de dolomie. L'observation au microscope électronique à balayage de quelques échantillons de la partie

inférieure de la coupe de Châteauneuf d'Oze ne révèle aucun nannofossile.

### 3.2.2 Eléments figurés

#### Péloïdes et oncoïdes

Les péloïdes et les oncoïdes sont peu fréquentes. Ils apparaissent uniquement dans les croûtes laminées observées dans la partie supérieure de la coupe de Crussol.

#### Foraminifères benthiques

La population des foraminifères benthiques est plus ou moins diversifiée: *Spirillina*, *Lenticulina* et autres *Nodosariidae*, dans les coupes de Châteauneuf d'Oze et de la Méouge; *Textulariina*, *Lenticulina* et autres *Nodosariidae*, *Spirillina*, *Nubeculariidae* et autres Miliolina, dans la coupe de Crussol. *Lenticulina* et *Spirillina* sont les formes les plus fréquentes, communes aux trois coupes. Les *Nubeculariidae* comprenant des foraminifères sessiles indifférenciés (nubéculaires) et *Tubiphytes* (Pl. 7A, 7B) sont présents uniquement dans la coupe de Crusssol. *Tubiphytes* apparaît généralement associé à *Terebella* dans les faciès riches en tubéroïdes (microfaciès C2). Les faciès de la coupe de Crussol ressemblent à ceux qui sont décrits par FLÜGEL & STEIGER (1981), PRATT (1995) et PITTET & STRASSER (1998).

#### Tubéroïdes (éponges siliceuses et spicules)

Cette nomenclature est issue de la description par FRITZ (1958) des calcaires à éponges du Jurassique supérieur du Sud de l'Allemagne. Ces particules résultent de la calcification de fragments d'éponges siliceuses en voie de décomposition (FLÜGEL & STEIGER, 1981). Seuls les calcaires (mudstones et wackestones) de la coupe de Crussol en contiennent (microfaciès
<table><caption>Fig. 3.1: Microfacies defined by texture, fabrics, fossil and non-bioclastic grain contents and distributed according to the section in which they have been observed.</caption><thead><tr><th>Microfacies zones</th><th>Texture</th><th>Fabrics</th><th>Fossil content</th><th>Non-bioclastic grains</th><th>Samples</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="6"><strong>CRUSSOL</strong></td></tr><tr><td>C1</td><td>M</td><td>bioturbation (weak to intense) laminoid crust</td><td>ostracods, benthic foraminifera, tuberoids, Saccocoma, calcispheres, Globochaete, radiolarians, protoglobigerinids, ammonites</td><td>Fe, quartz peloids, oncoids</td><td>Cr 1, 6, 7, 8, 14, 15, 21 (filaments), 30, 31 (laminoid crust and oncoids)</td></tr><tr><td>C2</td><td>Tuberoids &amp; Terebella, Tubiphytes</td><td>M</td><td>bioturbation (weak)</td><td>ostracods, benthic foraminifera, tuberoids, Saccocoma, calcispheres, Globochaete, radiolarians</td><td>Fe, quartz</td><td>Cr 3, 10, 11</td></tr><tr><td>C3</td><td>Tuberoids</td><td>M</td><td>bioturbation (weak to intense)</td><td>ostracods, gastropods, benthic foraminifera, tuberoids, Saccocoma, calcispheres, Globochaete, radiolarians, protoglobigerinids, filaments</td><td>Fe, quartz</td><td>Cr 19, 20, 22, 24</td></tr><tr><td>C4</td><td>Tuberoids &amp; Globochaete</td><td>M</td><td>bioturbation (none to weak)</td><td>ostracods, benthic foraminifera, Saccocoma, calcispheres, Globochaete, radiolarians, protoglobigerinids</td><td>Fe, quartz</td><td>Cr 17, 18 (filaments)</td></tr><tr><td>C5</td><td>Globochaete</td><td>M/W</td><td>bioturbation (none to weak)</td><td>ostracods, benthic foraminifera, tuberoids, Saccocoma, calcispheres, radiolarians, protoglobigerinids</td><td>Fe, quartz</td><td>Cr 2, 4, 9, 12, 13, 16</td></tr><tr><td>C6</td><td>Filaments &amp; tuberoids</td><td>M</td><td>bioturbation (weak to moderate)</td><td>ostracods, benthic foraminifera, Saccocoma, calcispheres, Globochaete, radiolarians, protoglobigerinids</td><td>Fe, quartz</td><td>Cr 22, 23 (Globochaete), 24, 25, 27</td></tr><tr><td>C7</td><td>Filaments &amp; Saccocoma</td><td>W</td><td>bioturbation (weak to moderate)</td><td>ostracods, gastropods, benthic foraminifera, tuberoids, calcispheres, Globochaete, radiolarians, protoglobigerinids</td><td>Fe, quartz peloids</td><td>Cr 26, 28 (Globochaete), 29</td></tr><tr><td colspan="6"><strong>CHATEAUNEUF D'OZE</strong></td></tr><tr><td>Ch1</td><td>M/W</td><td>bioturbation (none to intense)</td><td>ostracods, pelecypods, benthic foraminifera (other Nodosariidae, Spirillina), Saccocoma, Globochaete, radiolarians</td><td>quartz, Fe, dolomite</td><td>Oz 2.1, 7.3, 8.2</td></tr><tr><td>Ch2</td><td>Calcispheres</td><td>M/W</td><td>bioturbation (none to moderate) very fine grains</td><td>quartz, Fe</td><td>Oz 3, 8, 8.3, 9</td></tr><tr><td>Ch3</td><td>Radiolarians</td><td>M/W</td><td>bioturbation (weak to moderate) slump</td><td>ostracods, pelecypods, benthic foraminifera (Lenticulina, other Nodosariidae, Spirillina), Saccocoma, calcispheres, Globochaete, protoglobigerinids, ammonites</td><td>quartz, Fe, dolomite</td><td>Oz 1, 2, 2.2, 4, 5, 6 (Thalassinoides), 6.1, 6.2, 7 (slump), 7.1, 7.2, 8.1</td></tr><tr><td>Ch4</td><td>Filaments &amp; Saccocoma</td><td>M/W</td><td>bioturbation</td><td>pelecypods, benthic foraminifera (other Nodosariidae, Lenticulina), calcispheres, protoglobigerinids, radiolarians, ammonites</td><td>quartz, Fe</td><td>Oz 10, 8.4 (calcispheres), 8.5, 8.6</td></tr><tr><td colspan="6"><strong>LA MEOUGE</strong></td></tr><tr><td>M1</td><td>M</td><td>planar lamination bioturbation (none to intense)</td><td>ostracods, pelecypods, benthic foraminifera, Saccocoma, calcispheres, Globochaete, radiolarians</td><td>quartz, Fe, dolomite</td><td>Me 9, 10, 11, 13, 14, 15, 20, 22, 34, 47, 51 (filaments), 52 (filaments), 54</td></tr><tr><td>M2</td><td>Radiolarians</td><td>W</td><td>planar lamination bioturbation (none to intense)</td><td>ostracods, pelecypods, benthic foraminifera, Saccocoma, calcispheres, Globochaete, protoglobigerinids</td><td>quartz, Fe, dolomite</td><td>Me 8, 23, 27, 29, 31, 37, 39, 40, 41, 42, 44, 50, 55 (filaments)</td></tr><tr><td>M3</td><td>Saccocoma</td><td>W/P</td><td>planar lamination intense bioturbation</td><td>ostracods, pelecypods, benthic foraminifera, Globochaete</td><td>quartz, Fe</td><td>Me 57</td></tr></tbody></table>

C2, C3, C4 et C6). Les tubéroïdes observés ont une forme irrégulière, sont composées de micrite, dense ou péloïdale, et mesurent entre 0.1 mm et 5 mm. Ils sont quelquefois colonisés par des nubéculaires (Pl. 7E) et/ou perforés par des lithophages (Pl. 7F). La structure des éponges (Pl. 7C) est parfois encore visible dans les tubéroïdes composés de micrite péloïdale (Pl. 7D). Par conséquent, la microstructure péloïdale correspond probablement à un stade précoce de la transformation des fragments d'éponges en tubéroïdes. Les wackestones à tubéroïdes apparaissent généralement à proximité des récifs à éponges dans un contexte d'hydrodynamisme modéré (FLÜGEL & STEIGER, 1981). La présence de perforations et d'encroûtements indique que ces particules peuvent être partiellement lithifiées et libres sur le fond relativement longtemps avant d'être envasées.

### Saccocoma (Pl. 7G)

Les *Saccocoma* sont des crinoïdes pélagiques. Ils apparaissent dans toutes les coupes. Ils sont

parfois très abondants, seuls (microfaciès M3) ou principalement associés à des filaments (microfaciès C7 et Ch4).

### Calcisphères (Pl. 7H)

Les calcisphères sont généralement interprétées dans les calcaires pélagiques comme des kystes de dinoflagellés (KEUPP, 1991). Elles sont présentes dans toutes les coupes étudiées. Elles sont particulièrement abondantes dans la coupe de Châteauneuf d'Oze dans des calcaires très fins principalement associées à des bivalves et des *Globochaete* (microfaciès Ch2).

### Globochaete (Pl. 8A, 8B)

Les *Globochaete* sont interprétés comme des kystes calcifiés d'algues vertes planctoniques unicellulaires (LOMBARD, 1945). Ils sont présents dans toutes les coupes levées dans le Bassin vocontien. Ils apparaissent en abondance dans la coupe de Crussol, seuls
(microfaciès C5) ou principalement accompagnés de tubéroïdes (microfaciès C4).

### Filaments (Pl. 7E, 8E)

Les filaments sont interprétés comme des larves planctoniques de bivalves (FLÜGEL, 1982). Ils apparaissent uniquement dans la partie supérieure des coupes, généralement en grand nombre et associés à *Saccocoma* (microfaciès C7 et Ch4).

### Radiolaires (Pl. 8G, 8H)

Les radiolaires sont des organismes unicellulaires qui appartiennent au zooplancton. Une grande quantité de radiolaires indique généralement des conditions mésotrophiques qui peuvent être liées à des upwellings (DE WEVER et al., 1994). Ils sont présents dans toutes les coupes étudiées, mais ils sont particulièrement abondants dans les coupes de Châteauneuf d'Oze et de la Méouge (microfaciès Ch3 et M2).

### Protoglobigérines (Pl. 8F)

Les protoglobigérines sont des foraminifères planctoniques. Leur abondance est essentiellement liée

à l'apport de nutriments (HEMLEBEN et al., 1988). Elles apparaissent épisodiquement dans les sédiments étudiés, souvent associées à de nombreux radiolaires (microfaciès Ch3 et M2).

### Céphalopodes (ammonites et belemnites)

Les ammonites apparaissent essentiellement dans la partie inférieure des coupes étudiées. Elles sont localement très nombreuses, situées à la surface des bancs calcaires (Pl. 9C) ou dans les niveaux marneux, et indiquent des périodes de condensation. Les belemnites sont présentes uniquement dans la coupe de Crussol.

### 3.2.3 Structures sédimentaires

#### Slumps

La coupe de Châteauneuf d'Oze présente à la base de la sous-zone à Hippolytense une masse de wackestones à radiolaires déformée de 2 mètres d'épaisseur (Pl. 9B). Les slumps sont très fréquents aux marges des bassins (READING, 1998; COOK & MULLINS, 1983). Le glissement d'un sédiment cohésif est entraîné par une forte pente, par un taux de

<figure><img src="image_12.png" /><figcaption>**Fig. 3.2:** Examples of lithologies and microfossils according to the palaeogeographic position of the studied section.</figcaption></figure>
sédimentation élevé, par des séismes et/ou par l'action
des vagues de tempêtes (READING, 1998).

*Bioturbation* (surface noduleuse, calcaire noduleux)
(Pl. 8E)

Les calcaires noduleux et les surfaces de banc
noduleuses sont très fréquents dans les coupes
étudiées. Ils résultent d'une intense bioturbation,
qui est caractéristique d'un substrat mou et d'un
ralentissement ou d'un arrêt de la sédimentation. Les
traces fossiles n'ont pas été étudiées en détail.

Croûte laminée

La partie supérieure de la coupe de Crussol
comprend des croûtes formées de plusieurs couches
généralement granoclassées composées de péloïdes,
de tubéroïdes et autres bioclastes (Pl. 8C). Le sommet
de ces couches est souligné par une lamine de micrite
quelquefois encroûtée par des nubéculaires (Pl. 8D).
Ces structures traduisent l'alternance de périodes de
condensation et de reprise de la sédimentation. Elles
sont semblables aux "laminoid and peloidal crust"
de FLÜGEL & STEIGER (1981) et apparaissent quand les
récifs à éponges atteignent une tranche d'eau telle que
le milieu devient plus favorable au développement des
cyanobactéries qu'à celui des éponges. L'apparition de
ces croûtes est généralement associée à des tubéroïdes
plus nombreux.

3.3 ZONES DE MICROFACIÈS

Les trois coupes étudiées ont été choisies en
fonction de leur position paléogéographique par
rapport à la plate-forme du Jura. Crussol est la coupe
la plus proximale, proche de la bordure du bassin; la
coupe de Châteauneuf d'Oze est dans une position
intermédiaire; la coupe de la Méouge est la plus
éloignée. Chacune présente des microfaciès qui lui
sont propres en grande partie liés à sa position à
l'intérieur du bassin. La répartition des microfaciès
en zones de microfaciès est par conséquent fidèle à
la situation paléogéographique des coupes (Fig. 3.1).
Chaque coupe correspond à une zone de microfaciès
regroupant plusieurs microfaciès définis en fonction
de la texture, du contenu en fossiles et en grains non-
bioclastiques. Toutes ont en commun un microfaciès
riche en *Saccocoma*. Les zones de Châteauneuf d'Oze
et de la Méouge présentent chacune un microfaciès
à radiolaires. Enfin, la coupe de Crussol diffère
des deux autres par un nombre plus élevé de
microfaciès, par la présence de gastéropodes, de
*Terebella*, de brachiopodes, d'une population de
foraminifères benthiques plus diversifiée et surtout
par l'omniprésence de tubéroïdes, qui indiquent la
proximité de récifs à éponges situés plus au Nord
(GAILLARD, 1983). Les faciès de la coupe de Crussol
sont par conséquent considérés comme hémipélagiques
par rapport aux faciès des deux autres coupes
clairement pélagiques (Fig. 3.2).

***
# 4 - INTERPRÉTATION SÉDIMENTOLOGIQUE ET SÉQUENTIELLE DES COUPES DU JURA CENTRAL ET DU BASSIN VOCONTIEN

La stratigraphie séquentielle est un outil conçu par les chercheurs d'EXXON (VAIL et al., 1977) pour comprendre la dynamique d'un système sédimentaire dans un cadre stratigraphique précis. Les concepts originaux sont fondés sur des profils sismiques de systèmes siliciclastiques dans un contexte tectonique de marge passive. Depuis, leur application à l'échelle des forages et des affleurements, sur des systèmes et dans des contextes tectoniques différents, a entraîné des améliorations à l'origine de nouvelles nomenclatures. La multiplication des termes et l'emploi inapproprié, le plus souvent par souci de simplification, des concepts de base est à l'origine de la plupart des malentendus qui existent au sein de la communauté scientifique et de l'émergence de plusieurs écoles, qui emploient généralement des mots différents pour exprimer les mêmes principes. Pour éviter toute confusion, le paragraphe 4.1 dresse un rappel des concepts utilisés dans cette étude. Les séquences de dépôt observées dans le Jura central et dans le Bassin vocontien sont décrites en détail dans le paragraphe 4.2. Enfin, les interprétations sédimentologique et séquentielle des coupes de la plate-forme et du bassin sont présentées dans les paragraphes 4.3 et 4.4.

## 4.1 INTRODUCTION À L'INTERPRÉTATION SÉQUENTIELLE DES COUPES

### 4.1.1 Définition d'une séquence de dépôt

La stratigraphie séquentielle est fondée sur la répétition dans l'enregistrement sédimentaire de séquences de dépôt qui résultent des variations du niveau marin relatif. Une séquence de dépôt est composée d'une succession plus ou moins concordante

de strates génétiquement liées, limitées à la base et au sommet par des surfaces de discordance ou leur équivalent concordant latéral (MITCHUM et al., 1977). Une surface de discordance est une surface d'érosion ou de non-dépôt qui sépare des strates plus jeunes de roches plus vieilles et qui représente un hiatus important (MITCHUM et al., 1977). Dans ce sens, la définition d'une surface de discordance rejoint celle de surface de discontinuité, qui est plus largement employée, et qui traduit également une interruption dans l'enregistrement sédimentaire (HEIM, 1924; HILLGÄRTNER, 1998). Les surfaces de discontinuité résultent d'un changement rapide de lithologie et/ou de faciès, de la diagenèse et/ou de l'apport d'argiles (CLARI et al., 1995; HILLGÄRTNER, 1998; STRASSER et al., 1999). Leur signification en termes de changements environnementaux dépend des processus à l'origine de leur apparition et détermine leur emploi en stratigraphie séquentielle (Chap. 4.1.3).

Les surfaces de discontinuités et l'évolution au cours du temps de l'épaisseur des bancs et des faciès sédimentaires définissent plusieurs types de séquences de dépôt (STRASSER et al., 1999). Le nom de ces séquences change d'une école à l'autre, mais leur signification est la même. Par exemple, les " simple sequences " de VAIL et al. (1991) ou les " subtidal cycles " de OSLEGER (1991) sont analogues aux " deepening-shallowing sequences defined by sequence boundaries " de STRASSER et al. (1999). De même, les paraséquences de VAN WAGONER et al. (1990) sont équivalentes aux " deepening-shallowing sequences defined by transgressive surfaces " de STRASSER et al. (1999).
4.1.2 Facteurs responsables de la formation
des séquences de dépôt

Niveau marin relatif, espace disponible et accumulation
des sédiments

Une séquence de dépôt résulte d'un cycle de variations du niveau marin relatif (Fig. 4.1). Dans les systèmes de dépôt côtiers, les variations du niveau marin relatif sont équivalentes aux variations de l'espace disponible (ΔA). Les variations de l'espace disponible pour l'accumulation des sédiments dépendent des vitesses de variations de la subsidence et du niveau marin eustatique (VAIL et al., 1977).

Sur une plate-forme carbonatée peu profonde, les variations de l'espace disponible au cours du temps sont généralement représentées par les variations d'épaisseur des séquences de dépôt (ou des bancs) et l'évolution des faciès sédimentaires (STRASSER et al., 1999). En effet, des séquences de dépôt de moins en moins épaisses associées à des faciès de moins en moins profonds (ou de plus en plus restreints) traduisent une perte d'espace disponible. À l'inverse, des séquences de plus en plus épaisses associées à des faciès de plus en plus profonds (ou de plus en plus ouverts) représentent un gain d'espace disponible. Cependant, la géométrie des corps sédimentaires

dépend des variations de l'espace disponible mais aussi de l'accumulation des sédiments (ΔS) (POSAMENTIER et al., 1992; SCHLAGER, 1993). Par conséquent, la perte ou le gain d'espace disponible ne résultent pas forcément d'une diminution ou d'une augmentation du niveau marin relatif, mais peuvent également provenir d'un apport et/ou d'une production in-situ de sédiments plus ou moins importants.

Phénomènes autocycliques et allocycliques

Les variations du niveau marin relatif et l'accumulation de sédiments sont directement ou indirectement contrôlées par des facteurs internes (autocycliques) ou externes (allocycliques) au système de dépôt (EINSELE et al., 1991; STRASSER, 1991). Les phénomènes autocycliques peuvent former des petites séquences shallowing-up qui résultent de la migration latérale des corps sédimentaires (GINSBURG, 1971; MATTI & MCKEE, 1976; PRATT AND JAMES, 1986; STRASSER, 1991). Dans ce cas, la corrélation des séquences, même sur de courtes distances, est impossible (SELG, 1988). À l'inverse, les phénomènes allocycliques, qui peuvent être climatiques, eustatiques et/ou tectoniques, opèrent en même temps dans plusieurs bassins de sédimentation. Les séquences de dépôt sont latéralement continues et peuvent être corrélées sur plusieurs centaines de kilomètres.

<figure><img src="image_13.png" /></figure>

**Fig. 4.1:** *Depositional sequences are controlled by relative sea-level fluctuations (accommodation). Sequences may be subdivided into deposits corresponding to the classical systems tracts of VAIL et al. (1977).*
<figure><img src="image_14.png" /><figcaption>**Fig. 4.2:** On the shallow platform, the evolution with time of bed thickness and sedimentary facies defines several orders of depositional sequences, which are hierarchically stacked. The maximum-flooding deposit corresponds to the thickest beds and most open-marine depositional environments. This deposit includes the maximum-flooding surface, which is usually difficult to recognize in the studied sections.</figcaption></figure>

L'étude d'une seule coupe est insuffisante pour différencier les séquences autocycliques des séquences allocycliques. Seules les corrélations entre plusieurs coupes, entre la plate-forme et le bassin ou d'un bassin de sédimentation à un autre, permettent de filtrer l'influence des phénomènes autocycliques sur la sédimentation.

## Production de carbonates

Dans les systèmes de dépôt carbonatés, la production biologique de carbonates constitue l'essentiel de l'accumulation sédimentaire. Cette production dépend de la température, de la profondeur, de la salinité de l'eau et des apports terrigènes qui contrôlent également en grande partie l'apport de

nutriments (HALLOCK & SCHLAGER, 1986; DUPRAZ & STRASSER, 1999).

Les concepts de " start up ", " catch up " et " keep up " traduisent les réponses d'un système carbonaté peu profond, tropical à subtropical, à une augmentation du niveau marin relatif (KENDALL & SCHLAGER, 1981). La phase " start up " correspond au laps de temps (lag time dans STRASSER, 1991), compris entre une diminution du niveau marin relatif et l'augmentation suivante, durant lequel la production de carbonates est fortement réduite voire nulle. Durant la phase " catch up ", la production de carbonates augmente suffisamment pour accéder aux conditions écologiques idéales. Pendant la phase " keep up ", la production de carbonates est égale à la création d'espace disponible
(aggradation). Si la production de carbonates est supérieure à la création d'espace disponible, le système sédimentaire se déplace vers le bassin (progradation). Par la suite, NEUMANN & MACINTYRE (1985) introduisent le concept de " give up " qui traduit une diminution voire un arrêt de la production de carbonates suite à une augmentation trop rapide du niveau marin relatif. Dans ce cas, la plate-forme est ennoyée et des " drowning unconformities " (SCHLAGER, 1989) peuvent se développer.

4.1.3 Surfaces de discontinuité

L'évolution des faciès sédimentaires de part
et d'autre d'une surface de discontinuité et ses
caractéristiques sédimentologiques déterminent sa
position à l'intérieur d'une séquence de dépôt (Fig.
4.1). La limite de séquence (sequence boundary, SB)
correspond à la diminution la plus rapide du niveau
marin relatif. Sur une plate-forme carbonatée peu
profonde, la chute du niveau marin relatif entraîne ou
non l'émersion. Dans le premier cas, la SB correspond
à une surface d'émersion, indiquée par des indices
d'érosion, de karstification et/ou de pédogenèse. Dans
le deuxième cas, la SB est une surface de non-dépôt,
indiquée par une tendance shallowing-up des faciès
sous-jacents, par un changement de faciès et/ou par une
surface de condensation. La surface de transgression

(transgressive surface, TS) correspond à la remise
en eau ou à l'approfondissement du système suite
à l'augmentation du niveau marin relatif. La TS
peut apparaître comme une surface de remaniement,
indiquée par des lithoclastes, des galets noirs,
un mélange de bioclastes d'eau douce et marins
et/ou des apports terrigènes accrus. La surface
d'inondation maximale (maximum-flooding surface,
MFS) correspond à l'augmentation la plus rapide du
niveau marin relatif. La MFS est une surface de non-
dépôt, indiquée par une tendance deepening-up des
faciès sous-jacents et un firm- ou un hardground.
Dans le Kimméridgien du Jura central, les MFS
n'apparaissent pas distinctement. Par conséquent, la
notion de MFS est remplacée par celle de dépôt
d'inondation maximale (maximum-flooding deposit,
MFD) qui correspond sur la plate-forme aux bancs
(ou séquences de dépôt) les plus épais et/ou aux
environnements de dépôt les plus ouverts (ou les plus
profonds) (Fig. 4.2).

4.1.4 Cortèges sédimentaires

Les cortèges sédimentaires sont composés d'un
ensemble de séquences de dépôt (ou de bancs)
limité par des discontinuités sédimentaires (BROWN &
FISCHER, 1977; MITCHUM et al., 1977). Chaque cortège
correspond à une portion de la courbe de variation du

<figure><img src="image_15.png" /></figure>

**Fig. 4.3:** Superposition of high- and low-frequency relative sea-level variations results in several orders of depositional sequences and the multiplication of discontinuities, which define zones.
niveau marin relatif et se distingue par ses limites et sa géométrie. À l'échelle de l'affleurement, les grandes géométries sont invisibles, et "cortège sédimentaire" est remplacé par "dépôt" (STRASSER et al., 1999) (Fig. 4.1).

Les dépôts se différencient les uns des autres par leurs limites et par l'évolution au cours du temps des faciès qu'ils contiennent (Fig. 4.2). Le dépôt de bas niveau (lowstand deposit, LD) est compris entre la SB et la TS, et correspond aux séquences déposées quand le niveau marin relatif est le plus bas. Dans les environnements de plate-forme peu profonde, l'espace disponible et la production de carbonates sont alors réduits voire nuls, et les dépôts de bas niveau sont généralement très peu développés ou absents. Néanmoins, le Kimméridgien est en grande partie compris dans une transgression de deuxième ordre (Chap. 1, Fig. 1.5). Par conséquent, même en période de bas niveau marin, de l'espace est disponible sur la plate-forme pour l'accumulation des sédiments. Enfin, d'après les faciès, il est généralement difficile de distinguer un dépôt qui correspond au bas niveau marin d'un dépôt qui se forme au début de la transgression suivante. Il est alors préférable de parler de dépôt de bas niveau et/ou début de transgression (lowstand to early-transgressive deposit, LD-eTD). Le dépôt transgressif (transgressive deposit, TD) se situe entre la TS et la MFS et se distingue, sur la plate-forme, par une évolution de faciès qui traduit un approfondissement ou une ouverture des environnements de dépôt. Le dépôt de haut niveau (highstand deposit, HD) apparaît entre la MFS et la SB suivante. Il peut se composer de deux parties. Sur la plate-forme, la première partie (early highstand deposit, eHD) correspond à des environnements de dépôt relativement ouverts ou profonds. La deuxième partie (late highstand deposit, lHD) comprend des séquences, qui traduisent une diminution de la tranche d'eau ou un déplacement des milieux de dépôt vers le continent.

Dans le bassin, l'expression sédimentologique des cortèges sédimentaires dépend fortement des processus qui contrôlent la sédimentation pélagique. Les caractéristiques sédimentologiques des dépôts observés dans le cadre de cette étude sont présentées dans le chapitre 4.2. Les processus susceptibles de contrôler la sédimentation dans le Bassin vocontien pendant le Kimméridgien seront discutés ultérieurement (Chap. 10).

### 4.1.5 Superposition de plusieurs cycles de fluctuations du niveau marin relatif de fréquence et d'amplitude variables

#### Ordres de séquences

Les séquences de dépôts ont des dimensions et des durées variables (MITCHUM & VAN WAGONER, 1991; POSAMENTIER et al., 1992; STRASSER et al., 1999). VAIL et al. (1991) proposent une classification des séquences de dépôt (du premier au sixième ordre) basée sur leur durée et sur les processus à l'origine de leur formation. La nomenclature développée par PASQUIER & STRASSER (1997) a l'avantage d'être fondée sur la description des séquences, et non sur leur durée ou leur signification, qui impliquent forcément une part de subjectivité. Les surfaces de discontinuités et l'évolution au cours du temps de l'épaisseur des bancs (stacking pattern) et des faciès sédimentaires définissent plusieurs ordres de séquences, qui s'empilent hiérarchiquement (Fig. 4.2). Les séquences élémentaires, comparables aux séquences génétiques de HOMEWOOD et al. (1992), correspondent aux plus petites unités stratigraphiques identifiables sur un profil de dépôt. Leur épaisseur varie de quelques centimètres à une dizaine de mètres. Les séquences de court terme (small-scale sequences) sont composées de plusieurs séquences élémentaires. Leur épaisseur varie de quelques décimètres à plusieurs dizaines de mètres. Les séquences de moyen terme (medium-scale sequences) sont composées de plusieurs séquences de court terme, et mesurent quelques mètres à quelques dizaines de mètres d'épaisseur. Dans le Kimméridgien du Jura Suisse central et du Bassin vocontien, les séquences de long terme (large-scale sequences) comprennent deux ou trois séquences de moyen terme, et mesurent plusieurs dizaines de mètres. Le calcul de la durée des séquences élémentaires, de court, de moyen et de long terme, pour le Kimméridgien du Jura central et du Bassin vocontien, est l'objet du chapitre 6.

#### Multiplication des surfaces et zones

Les différents ordres de séquences de dépôt résultent de la superposition de plusieurs cycles de fluctuations du niveau marin relatif de fréquence et d'amplitude variables (Fig. 4.3). De plus, la superposition de ces cycles entraîne la multiplication des surfaces de discontinuité (MONTAÑEZ & OSLEGER, 1993; PASQUIER & STRASSER, 1997). En effet, les surfaces de discontinuité
<figure><img src="image_16.png" /><figcaption>**Fig. 4.4:** Small-scale depositional sequence bounded by flooding surfaces, which may include distinct elementary depositional sequences. The evolution through time of the sedimentary facies is composed of two deepening-shallowing trends. The smallest lowering of the relative sea-level implies the appearance of an emersive depositional environment. The same trend is observed at the same time in the other sections studied in the Swiss Jura, suggesting high-frequency sea-level fluctuations.</figcaption></figure>

sont accentuées ou atténuées en fonction de l'amplitude des fluctuations haute fréquence et de leur position dans un cycle de fluctuation basse fréquence. Par conséquent, il est opportun de travailler avec des zones, qui couvrent l'intervalle où les surfaces se répètent, plutôt qu'avec des limites uniques (Fig. 4.3). Un groupe de SB définit une zone de limites de séquence (sequence-boundary zone, SBZ). Un groupe de TS correspond à une zone de surfaces de transgression (transgressive-surface zone, TSZ). Enfin, un groupe de MFS coïncide avec une zone de surfaces d'inondation maximale (maximum-flooding zone, MFZ).

## 4.2 SÉQUENCES DE DÉPÔT

### 4.2.1 Séquences de dépôt du Kimméridgien du Jura central

L'évolution au cours du temps des faciès sédimentaires, de l'épaisseur des bancs (et/ou des séquences de dépôt de haute fréquence), et des caractéristiques sédimentologiques des surfaces de discontinuités, définissent quatre types de séquences de dépôt, qui sont comparables aux séquences élémentaires, de court terme, de moyen terme et de long terme décrites dans PASQUIER & STRASSER (1997) (Chap. 4.1.5).

### Critères d'identification des séquences de dépôt

Un exemple tiré de la coupe des Gorges du Pichoux illustre parfaitement la méthode employée pour identifier les différents types de séquences de dépôt observées dans le cadre de cette étude (Fig. 4.2).

Les variations verticales de l'épaisseur des bancs définissent trois séquences de long terme (large-scale sequences). En supposant que les variations de l'épaisseur des bancs traduisent approximativement les fluctuations du niveau marin relatif, les limites de séquences de long terme coïncident avec les bancs les moins épais. Inversement, les dépôts d'inondations maximales correspondent aux bancs les plus épais. Néanmoins, la relation entre les variations de l'épaisseur des bancs et celles de l'espace disponible est à utiliser avec précaution. En effet, l'enregistrement sédimentaire ne dépend pas uniquement des variations de l'espace disponible, mais également des variations du taux d'accumulation des sédiments. Par ailleurs, ce principe suppose que les bancs représentent tous la même durée de temps, ce qui n'est pas toujours vrai. L'asymétrie des séquences de long terme, qui présentent un dépôt transgressif beaucoup plus développé que le dépôt de haut niveau, semble
cohérente avec l'augmentation du niveau marin de deuxième ordre, qui caractérise le Kimméridgien inférieur (HARDENBOL et al., 1998) (Chap. 1, Fig. 1.5).

Les séquences de long terme sont composées de deux ou trois séquences de moyen terme (medium-scale sequences). Un nombre important d'échantillons (entre 1 et 2 échantillons par mètre) permet une étude très détaillée des faciès et des microfaciès, qui sont interprétés en environnements de dépôt d'après le modèle de plate-forme présenté dans le chapitre 2 (Fig. 2.5, 2.6). La séquence de moyen terme 4 (Fig. 4.2) est définie entre deux limites de séquences (SB), qui sont indiquées par les bancs les moins épais et les environnements de dépôt les moins profonds (ou les plus restreints). Le dépôt de bas niveau et/ou du début de la transgression (LD-eTD) est représenté par des bancs fins, laminés, et qui contiennent de nombreuses structures de dessiccation (circum-granular cracks, fentes de dessiccation et bird's-eyes). Les galets noirs indiquent la proximité de terres émergées, et les indices de remaniement, comme les lithoclastes, les bases de banc ondulées, et le mélange de bioclastes d'eau douce (oogones de charophytes) et marins, traduisent les transgressions de haute fréquence qui se superposent au bas niveau de moyen terme. Les serpules signalent un taux de sédimentation réduit, qui est caractéristique des périodes de bas niveau marin et du début de transgression dans les environnements de plate-forme peu profonde (KENDALL & SCHLAGER, 1981). La surface de transgression (TS) coïncide avec des bancs plus épais, un changement de texture (de wackestone à

packstone), et une plus grande diversité de bioclastes, qui traduisent un déplacement des environnements de dépôt vers la mer ouverte (augmentation de l'espace disponible et de l'hydrodynamisme, salinité normale). Le dépôt transgressif est composé de bancs moyennement épais et d'environnements de dépôt globalement subtidaux. Les bancs à galets noirs, avec ou sans charophytes, sont interprétés comme des milieux de replat de marée supratidaux, et indiquent les chutes du niveau marin relatif de haute fréquence, qui correspondent aux SB des séquences de court terme 15 et 16 (small-scale sequences). Chacune de ces séquences constitue également un motif thickening- et thinning-up, et globalement deepening- et shallowing-up. Le dépôt d'inondation maximale (MFD) de la séquence de moyen terme 4 correspond aux bancs les plus épais. La base du MFD coïncide avec la TS de la séquence de court terme 17, qui est indiquée par un banc particulièrement riche en brachiopodes (entre Pi 92 et Pi 93), par un mélange de bioclastes marins et d'eau douce (Pi 93), et par un changement de texture (de wackestone-packstone à mudstone), qui traduit une diminution de l'hydrodynamisme probablement liée à l'augmentation de la tranche d'eau. Le dépôt de haut niveau (HD) est formé de bancs de moins en moins épais.

Ce type de raisonnement présenté en détail pour la séquence de moyen terme 4 de la coupe des Gorges du Pichoux s'applique à l'ensemble des séquences de dépôt observé dans les coupes du Jura central.

<figure><img src="image_17.png" /><figcaption>**Fig. 4.5:** Thinning- and shallowing-up small-scale depositional sequence bounded by flooding surfaces. This type of small-scale depositional sequence are among the most common ones in the Kimmeridgien of the central Swiss Jura.</figcaption></figure>
## Séquences élémentaires

L'évolution verticale des faciès sédimentaires à l'intérieur d'une séquence de court terme peut être composée de plusieurs motifs deepening- et shallowing-up et/ou shallowing-up (Fig. 4.4), qui s'expliquent par des phénomènes autocycliques ou par des fluctuations du niveau marin relatif de haute fréquence. Ces deux types de séquences sont difficiles à distinguer, même en corrélant plusieurs coupes. En effet, les séquences élémentaires apparaissent de préférence quand une chute globale du niveau marin relatif crée une tranche d'eau si faible que la plus petite fluctuation du niveau marin entraîne un contraste de faciès. Cependant, leur potentiel de préservation est dans ce cas particulièrement faible, les diminutions du niveau marin relatif de haute fréquence étant accentuées par la chute globale (STRASSER et al., 1999). Par conséquent, les séquences élémentaires n'ont pas forcément d'équivalent latéral et sont très difficiles à corréler. Dans le Kimméridgien du Jura central, les séquences élémentaires affleurent rarement de manière distincte. L'espace disponible semble globalement trop important pour qu'elles développent des limites remarquables. Elles apparaissent quand l'espace disponible est réduit c'est-à-dire à proximité de la limite supérieure de la première séquence de long terme (mètres 55 à 57 dans les Gorges du Pichoux, Fig. 4.12b, mètre 63 dans les Gorges de Court, Fig. 4.14b, et mètres 70 à 71 à Péry-Reuchenette, Fig. 4.17c) ou à proximité de la limite supérieure de la deuxième séquence de long terme (mètre 92 et mètre 99 à

Péry-Reuchenette, Fig. 4.17c). Il s'agit de séquences shallowing-up d'un demi-mètre à 2 mètres d'épaisseur composées de 1 à 7 bancs très minces (Fig. 4.4). Les limites de bancs correspondent généralement à des changements de faciès, et plus rarement à des changements de lithologie. Leur origine peut être variable (EINSELE et al., 1991), et généralement difficile à définir avec certitude. Les séquences élémentaires identifiables sont plus nombreuses dans la coupe de Péry-Reuchenette, qui est la plus distale des coupes du Jura. Leur présence en grand nombre par rapport aux deux autres coupes indique que la tranche d'eau était globalement plus faible à proximité de la bordure de la plate-forme que dans les régions plus internes (probablement en conséquence de mouvements tectoniques, Chap. 5.1.2).

## Séquences de court terme

L'évolution au cours du temps des faciès sédimentaires, de l'épaisseur des bancs et des surfaces de discontinuités définissent plusieurs types de séquences de dépôt de court terme. Dans le Kimméridgien du Jura central, les séquences de court terme mesurent entre un demi-mètre et quinze mètres d'épaisseur, et sont composées de 1 à 9 bancs d'épaisseur variable. Elles sont en majeure partie limitées à la base et au sommet par des surfaces d'inondation. Deux types dominent. Le premier type se caractérise par des environnements de dépôt de moins en moins profonds (ou de plus en plus restreints) et des bancs de moins en moins épais, qui suggèrent

<figure><img src="image_18.png" /><figcaption>**Fig. 4.6:** Small-scale depositional sequence bounded by exposure surfaces. Small-scale depositional sequence bounded by exposures appear close to the sequence boundaries of long-term depositional sequences, like Kim 3 and Kim 4.</figcaption></figure>
une diminution de l'espace disponible (Fig. 4.5). Leur apparition semble indépendante de leur position à l'intérieur d'une séquence de dépôt de moyen terme ou de long terme. Le deuxième type comprend dans sa partie inférieure des bancs de plus en plus épais associés à des milieux de dépôt de plus en plus ouverts et dans sa partie supérieure des bancs de plus en plus minces associés à des environnements de dépôt de plus en plus restreints (ou de moins en moins profonds) (Fig. 4.4). Ce type de séquences de court terme apparaît préférentiellement dans les dépôts transgressifs ou d'inondation maximale des séquences de moyen terme, quand la création d'espace disponible est importante.

Les séquences de court terme limitées par des surfaces d'émersion sont rares (Fig. 4.6). Ce troisième type de séquences de court terme est généralement composé de bancs de plus en plus minces associés à des milieux d'abord de plus en plus ouverts puis de plus en plus restreints. Elles se développent préférentiellement au sommet des séquences de long terme (p. ex. Kim 3 et Kim 4, Fig. 4.17b et 4.17c).

Les séquences de court terme limitées par des surfaces de non-dépôt (hard-grounds) sont minoritaires. Leur présence paraît indépendante de leur position à l'intérieur d'une séquence de dépôt de moyen terme ou de long terme.

## Séquences de moyen terme

L'évolution au cours du temps de l'épaisseur des bancs et des faciès sédimentaires définit plusieurs types de séquences de moyen terme. Les caractéristiques sédimentologiques de ces séquences dépendent principalement de leur position à l'intérieur d'une séquence de dépôt de long terme.

Le dépôt de bas niveau et/ou du début de la transgression (LD-eTD) et la partie inférieure du dépôt transgressif (TD) des séquences de long terme correspondent à une séquence de moyen terme thickening- et deepening-up (1ère, 4ème, 6ème séquence de moyen terme dans les Gorges du Pichoux et de Court; 6ème séquence de moyen terme à Péry-Reuchenette). Dans ce cas, la base du dépôt d'inondation maximale de la séquence de moyen terme coïncide avec la surface de transgression de la séquence de long terme (Fig. 4.7). Le début du maximum d'inondation de la première, de la quatrième et de la sixième séquence de moyen terme dans les Gorges du Pichoux (mètre 19, Fig. 4.12a; mètre 59, Fig. 4.12b et mètre 97, Fig.

4.12c) et de Court (mètre 33, Fig. 4.14a; mètre 65, Fig. 4.14b et mètre 85, Fig. 4.14c) coïncide avec la surface de transgression de la première, de la deuxième et de la troisième séquence de long terme. Par conséquent, le maximum d'inondation de ce type de séquence de moyen terme se distingue par une grande quantité de terrigènes qui sont remobilisés par la transgression de long terme, par de nombreux bivalves, brachiopodes, spicules d'éponges et échinodermes, et par des microencroûteurs (4ème séquence de moyen terme dans les Gorges de Court, Fig. 4.14b, et 6ème séquence de moyen terme à Péry-Reuchenette, Fig. 4.17c et 4.17d), qui profitent vraisemblablement de l'augmentation de la quantité de nutriments, liée à l'apport accru de terrigènes, pour se développer (NEUWEILER et al., 1996; DUPRAZ & STRASSER, 1998). Le TD des séquences de moyen terme thickening- et deepening-up correspond à des calcaires finement stratifiés, qui sont caractéristiques d'environnements proches de l'émersion (Fig. 4.7). En effet, dans le LD-eTD des séquences de long terme, la création d'espace disponible liée à la transgression de moyen terme est encore faible. Les bancs épais et les environnements de dépôt ouverts apparaissent uniquement suite à l'inondation maximale de moyen terme.

Par ailleurs, le TD des séquences de moyen terme 4 et 6 est en partie dolomitisé (Fig. 4.12b, 4.12c, 4.14c, 4.17b et c). Dans le Kimméridgien du Jura central, le modèle de reflux est une explication possible à la dolomitisation (Chap. 2.4). L'évaporation de l'eau de mer, qui est favorisée par la faible circulation de l'eau dans les environnements restreints, et par l'aridité, qui peut être saisonnière, entraîne une augmentation de la salinité à l'intérieur de la plate-forme. L'eau de mer hypersaline, qui est plus dense, tend à s'écouler par gravité vers les régions les plus profondes de la plate-forme. Les tempêtes et les marées de vives-eaux favorisent son infiltration dans les sédiments sous-jacents, où se forme la dolomie (ADAMS & RHODE, 1960; SUN, 1994). Ce modèle a récemment été appliqué aux Calcaires de Gibraltar, où la dolomie apparaît dans des faciès d'environnements marins restreints et sans évaporite (QING et al., 2001). Par ailleurs, la dolomitisation la plus intense est observée à la fin du dépôt de haut niveau et dans le dépôt de bas niveau des cycles de variation du niveau marin relatif de basse fréquence, qui composent la base des Calcaires de Gibraltar (BOSENCE et al., 2000; QING et al., 2001). Le reflux serait entraîné par les fluctuations du niveau marin relatif de haute fréquence superposées à la chute de basse fréquence. Enfin, SUN (1994) montre que les périodes de transgression globale et de green house
<figure><img src="image_19.png" /><figcaption>**Fig. 4.7:** Thickening- and deepening medium-scale depositional sequence. Such sequences appear in the LD-eTD and the beginning of the TD of long-term sequences. The lowstand deposit of the medium-scale sequence is characterized by thinly bedded and partly dolomitic limestones, which represent depositional environments close to subaerial exposure. The accommodation resulting from the medium-scale transgression is insufficient for the sedimentation restart. The base of the maximum-flooding deposit corresponds to the transgressive surface of the long-term sequence. Thick beds, open-marine depositional environments, abundant bivalves, brachiopods, and sponge spicules indicate the maximum-flooding deposit.</figcaption></figure>

favorisent la dolomitisation par reflux. Le niveau de la mer est généralement haut et fluctue faiblement. Le développement de plates-formes carbonatées très peu profondes et particulièrement étendues est favorisé. Elles se distinguent par l'absence de bordure et d'indice d'émersion de longue durée. Le faciès, le style de plate-forme, le contexte global (transgression et green house) et local (superposition de fluctuations du niveau marin relatif de haute fréquence sur une diminution

de basse fréquence) sont également valables pour les séquences de moyen terme 4 et 6 du Kimméridgien du Jura central. Par conséquent, le modèle de reflux est un candidat sérieux pour expliquer la dolomitisation caractéristique des dépôts transgressifs des séquences de moyen terme 4 et 6, qui forment les dépôts de bas niveau et du début de la transgression de la deuxième et de la troisième séquence de long terme. Cette solution est d'autant plus valable que les séquences de moyen
terme 4 et 6 sont situées entre la limite supérieure de la première séquence de long terme, où une diminution particulièrement importante de l'espace disponible a pu favoriser la restriction des environnements et l'augmentation de la salinité de l'eau, et l'inondation de second ordre du Kimméridgien supérieur, qui a pu favoriser l'infiltration des eaux hypersalines dans les sédiments sous-jacents en accentuant les inondations de haute fréquence.

Les dépôts de haut niveau (HD) des séquences de long terme se distinguent par des séquences de moyen terme thinning- et shallowing-up (5ème séquence de moyen terme dans les Gorges du Pichoux, Fig. 4.12c, et 3ème séquence de moyen terme dans les Gorges de Court, Fig. 4.8).

## Séquences de long terme

Le dépôt de bas niveau et/ou du début de la transgression (LD-eTD) et la partie inférieure du dépôt transgressif (TD) d'une séquence de long terme sont

généralement composés d'une séquence de moyen terme thickening- et deepening-up (Fig. 4.7). La surface de transgression (TS) de la séquence de long terme correspond à la base du dépôt d'inondation maximale (MFD) de la séquence de moyen terme. Le dépôt transgressif (TD) d'une séquence de long terme se distingue par une grande quantité de terrigènes (quartz et argiles) et une intense bioturbation, qui reflètent vraisemblablement une faible production de carbonates. La base du dépôt d'inondation maximale (MFD) d'une séquence de long terme coïncide généralement avec une surface de transgression de moyen terme. Le dépôt d'inondation maximale (MFD) est composé des séquences de court terme les plus épaisses et des environnements de dépôt les plus ouverts, qui indiquent le maximum d'espace disponible. Il s'agit parfois de calcaires argileux et riches en quartz, bivalves, brachiopodes et spicules d'éponges (mètres 30 à 38 dans les Gorges du Pichoux, Fig. 4.12a et b, mètres 40 à 53 dans les Gorges de Court, Fig. 4.14b, mètres 37 à 50 à Péry-Reuchenette, Fig. 4.17b). En effet, l'inondation maximale entraîne

<figure><img src="image_20.png" /><figcaption>**Fig. 4.8:** Thinning- and shallowing-up medium-scale depositional sequence. This type appears in the highstand deposit of long-term sequences. The thickness of the beds and small-scale sequences decrease with time and the depositional environments are more and more proximal, implying loss of accommodation.</figcaption></figure>
## 1) Elementary sequences

<figure><img src="image_21.png" /></figure>

## 2) Small-scale sequence

<figure><img src="image_22.png" /></figure>

## 3) Medium-scale sequence

<figure><img src="image_23.png" /></figure>

**Fig. 4.9:** Different types of sequences observed in intervals dominated by limestones or equally composed of limestones and marls, in the Vocontian Basin sections. Small-scale and medium-scale sequences are similar. The marl percentage increases to reach its maximum (A) at the maximum-flooding, then decreases towards the sequence boundary. Couplet thicknesses are maximal during the lowstand deposit (a) and the maximum-flooding deposit (b).
le remaniement des sédiments fins relativement riches en siliciclastiques piégés dans les régions les plus proximales de la plate-forme. L'apport important de nutriments associé à l'apport accru de matériel terrigène entraîne une eutrophisation des environnements de dépôt qui favorise le développement des brachiopodes, des bivalves et des éponges, aux dépens des organismes oligotrophes. Le dépôt de haut niveau (HD) des séquences de long terme se caractérise par des environnements de plus en plus restreints, par des émersions de plus en plus fréquentes au sommet des séquences de court terme, et par une diminution de l'épaisseur des séquences de court terme (Fig. 4.8).

### 4.2.2 Séquences de dépôt du Kimméridgien du Bassin vocontien

L'expression des séquences de dépôt des coupes du Bassin vocontien dépend principalement de l'évolution au cours du temps de la composition et de l'épaisseur des alternances marnes-calcaires. Compte tenu de ces deux paramètres, trois périodes sont définies. La partie inférieure des coupes, jusque dans la partie supérieure d'Hippolytense (séquences de moyen terme 1, 4.19a', 4.21a, 4.23a et b), et la partie supérieure des coupes, qui comprend les séquences de moyen terme 5 et 6, sont dominées par les calcaires. La sous-zone à Lothari est composée en partie égale de calcaires et de marnes (séquence de moyen terme 2). Les séquences de moyen terme 3 et 4 sont condensées (intervalle dominé par les marnes et d'épaisseur réduite).

#### Signification des variations du rapport marnes sur calcaires et des variations de l'épaisseur des alternances

Dans un premier temps, le rapport marnes sur calcaires et l'épaisseur de chaque alternance ont été calculées pour contraindre l'interprétation séquentielle. Ces variables, prises indépendamment ou combinées, constituent en définitive une approche originale dans un essai de compréhension des facteurs qui contrôlent les dépôts du Bassin vocontien pendant le Kimméridgien (Chap. 5.3).

Les alternances marnes-calcaires résultent des variations de la composition des sédiments entre un pôle marneux et un pôle calcaire. Les variations du rapport marnes sur calcaires traduisent les variations de la composition des dépôts. Par ailleurs, les variations de l'épaisseur des alternances rendent compte du «stacking pattern». Par conséquent, les variations

du rapport marnes sur calcaires et les variations de l'épaisseur des alternances traduisent les différents ordres de cyclicité à l'origine des dépôts observés.

L'alternance marnes-calcaires est l'unité de base des calculs, qui sont fondés sur deux hypothèses:

- une alternance débute à la base d'un banc calcaire et se termine à la base du banc calcaire suivant (Fig. 4.9).

- deux bancs calcaires amalgamés représentent deux alternances.

Le détail des calculs est donné en annexe (Annex 2, 3 et 4). Cinq lithologies ont été définies dans la coupe de Crussol, quatre dans les coupes de Châteauneuf d'Oze et de la Méouge (Fig. 4.10). Chaque lithologie traduit un stade intermédiaire entre un pôle marneux et un pôle calcaire (Chap. 3, Fig. 3.2). Les variations du rapport marnes sur calcaires reflètent, en définitive, la contribution de chaque lithologie dans la composition d'une alternance marnes-calcaires, qui est représentée dans le dessin des coupes par un niveau de gris (Fig. 4.9).

#### Séquences de dépôt dans les intervalles dominés par les calcaires ou composés en parties égales de calcaires et de marnes

Dans les intervalles dominés par les calcaires ou composés en parties égales de calcaires et de marnes, les séquences de moyen terme mesurent 10 à 20 mètres d'épaisseur et comprennent en moyenne 4 à 5 séquences de court terme, qui sont le plus souvent formées de 4 à 5 alternances marnes-calcaires ou séquences élémentaires. Les caractéristiques sédimentologiques des dépôts et des surfaces de discontinuités des séquences de court terme et de moyen terme sont identiques (Fig. 4.9). Le dépôt de bas niveau (LD) se distingue par un rapport marnes sur calcaires faible et par des alternances relativement épaisses (maximum a). La surface de transgression (TS) est indiquée par une première augmentation du rapport marnes sur calcaires (augmentation de la quantité d'argiles ou diminution de la quantité de carbonates). Le dépôt d'inondation maximum (MFD) se distingue par un rapport marnes sur calcaires élevé (maximum A) et par des alternances relativement épaisses (maximum b). Le dépôt de haut niveau (HD) coïncide avec une diminution du rapport marnes sur calcaires et de l'épaisseur des alternances. L'interprétation des séquences de court et de moyen terme du Bassin vocontien, en termes de productivité et
## SEDIMENTARY STRUCTURES

<figure><img src="image_24.png" /></figure>

laminated limestone

<figure><img src="image_25.png" /></figure>

nodular limestone

<figure><img src="image_26.png" /></figure>

chalky limestone

<figure><img src="image_27.png" /></figure>

slump

<figure><img src="image_28.png" /></figure>

tectonic fracturation

<figure><img src="image_29.png" /></figure>

clear boundary

<figure><img src="image_30.png" /></figure>

vague boundary

<figure><img src="image_31.png" /></figure>

firm-, hardground

<figure><img src="image_32.png" /></figure>

hardground with perforation

<figure><img src="image_33.png" /></figure>

calcrete

### Biogenic structures

<figure><img src="image_34.png" /></figure>

planar

stromatolite

<figure><img src="image_35.png" /></figure>

weakly columnar

stromatolite

<figure><img src="image_36.png" /></figure>

undifferentiated

bioturbation

<figure><img src="image_37.png" /></figure>

worm tube

<figure><img src="image_38.png" /></figure>

geode

### Hydraulic structures

<figure><img src="image_39.png" /></figure>

cross stratification

<figure><img src="image_40.png" /></figure>

current ripple

<figure><img src="image_41.png" /></figure>

keystone vugs

<figure><img src="image_42.png" /></figure>

planar bedding

<figure><img src="image_43.png" /></figure>

normal graded bedding

### Desiccation structures

<figure><img src="image_44.png" /></figure>

bird's eyes

<figure><img src="image_45.png" /></figure>

tepee

<figure><img src="image_46.png" /></figure>

circum-granular crack

<figure><img src="image_47.png" /></figure>

evaporite pseudomorph

<figure><img src="image_48.png" /></figure>

desiccation crack

<figure><img src="image_49.png" /></figure>

multicolored breccia

## CYCLO- & SEQUENCE STRATIGRAPHY

<figure><img src="image_50.png" /></figure>

sequence boundary

<figure><img src="image_51.png" /></figure>

sequence-boundary zone

<figure><img src="image_52.png" /></figure>

lowstand to

<figure><img src="image_53.png" /></figure>

early transgressive deposit

<figure><img src="image_54.png" /></figure>

transgressive surface

<figure><img src="image_55.png" /></figure>

transgressive deposit

<figure><img src="image_56.png" /></figure>

highstand deposit

<figure><img src="image_57.png" /></figure>

maximum-flooding deposit

## LITHOLOGY

### Crussol section

<figure><img src="image_58.png" /></figure>

marl

<figure><img src="image_59.png" /></figure>

marl with lenses
of limestone

<figure><img src="image_60.png" /></figure>

limestone with
thick argillaceous layers

<figure><img src="image_61.png" /></figure>

limestone with
thin argillaceous layers

<figure><img src="image_62.png" /></figure>

limestone

### Châteauneuf and la Méouge section

<figure><img src="image_63.png" /></figure>

marl (m)

<figure><img src="image_64.png" /></figure>

calcareous marl (cm)

<figure><img src="image_65.png" /></figure>

argillaceous
limestone (al)

<figure><img src="image_66.png" /></figure>

limestone (l)

### Pichoux, Court and Reuchenette section

<figure><img src="image_67.png" /></figure>

limestone

<figure><img src="image_68.png" /></figure>

dolomitic limestone

<figure><img src="image_69.png" /></figure>

argillaceous and
dolomitic limestone

<figure><img src="image_70.png" /></figure>

argillaceous
limestone

<figure><img src="image_71.png" /></figure>

marl

<figure><img src="image_72.png" /></figure>

dark limestone

## CARBONATE & NON-CARBONATE GRAINS

### Skeletal grains

<figure><img src="image_73.png" /></figure>

charophyte

<figure><img src="image_74.png" /></figure>

oyster

<figure><img src="image_75.png" /></figure>

gastropod

<figure><img src="image_76.png" /></figure>

undifferentiated
bioclast

<figure><img src="image_77.png" /></figure>

serpulid

<figure><img src="image_78.png" /></figure>

undifferentiated
benthic foraminifer

<figure><img src="image_79.png" /></figure>

undifferenciated
green alga

<figure><img src="image_80.png" /></figure>

Marinella

<figure><img src="image_81.png" /></figure>

Cladocoropsis

<figure><img src="image_82.png" /></figure>

Nerinea

<figure><img src="image_83.png" /></figure>

coral

<figure><img src="image_84.png" /></figure>

ostracod

<figure><img src="image_85.png" /></figure>

brachiopod

<figure><img src="image_86.png" /></figure>

echinoderm in general

<figure><img src="image_87.png" /></figure>

crinoid

<figure><img src="image_88.png" /></figure>

ammonite

### Non-skeletal grains

<figure><img src="image_89.png" /></figure>

peloid

<figure><img src="image_90.png" /></figure>

oncoid

<figure><img src="image_91.png" /></figure>

ooid

<figure><img src="image_92.png" /></figure>

grapestone

<figure><img src="image_93.png" /></figure>

black pebble

<figure><img src="image_94.png" /></figure>

lithoclast

<figure><img src="image_95.png" /></figure>

coal

<figure><img src="image_96.png" /></figure>

nodule of pyrite
(basinal section)

## RELATIVE ABUNDANCE

* present

* common

* abundant

* very abundant

## TEXTURE

m marl

M mudstone

W wackestone

P packstone

G grainstone

<caption>Fig. 4.10: Legend of the studied sections.</caption>
d'exportation des carbonates depuis les plates-formes peu profondes voisines, sera discutée ultérieurement (Chap. 10).

## Séquences de dépôt dans les intervalles condensés

Les séquences de moyen terme dans les intervalles condensés de long terme mesurent 2 à 4 mètres d'épaisseur. Leur épaisseur est équivalente à celle des séquences de court terme qui composent les séquences de moyen terme dans les intervalles dominés par les calcaires ou composées en parties égales de marnes et de calcaires. Dans les intervalles condensés, les séquences de court terme sont généralement difficiles à identifier. Seules les séquences de moyen terme 3 et 4 de la coupe de Crussol présentent 4 séquences de court terme distinctes qui sont composées en moyenne de deux à trois alternances (Fig. 4.19b'). Les séquences de moyen terme des intervalles condensés se distinguent par une forte proportion de marnes, des calcaires noduleux (bancs calcaires minces et intensément bioturbés) et une grande quantité de pyrite et d'ammonites. Leur dépôt de bas niveau (LD) se compose de bancs calcaires de plus en plus minces et d'interbancs marneux de plus en plus épais. Leur dépôt transgressif (TD) est condensé. Le dépôt d'inondation maximale (MFD) correspond au rapport marnes sur calcaires le plus haut. A l'inverse du dépôt de bas niveau, le dépôt de haut niveau (HD) se distingue par des bancs calcaires de plus en plus épais et des interbancs marneux de plus en plus minces.

## 4.3 INTERPRÉTATION SÉDIMENTOLOGIQUE ET SÉQUENTIELLE DES CoupES DU JURA CENTRAL

### Méthodologie

Chaque coupe est représentée de manière identique. Les structures sédimentaires, la lithologie, la texture et le contenu en éléments figurés résultent de l'observation faite sur le terrain et de l'étude détaillée des tranches et des lames minces. La quantité relative de chaque grain, estimée au microscope polarisant et représentée par des points de taille variable (Fig. 4.10), met en évidence les différences, parfois minimes, qui existent entre deux échantillons. L'objectif utilisé pour compter dépend de la taille des composants des sédiments étudiés (néritiques, hémipélagiques et pélagiques). Les quantités relatives ont été calculées à partir de l'objectif x4 sur la plate-forme et de l'objectif x10 dans le bassin. Un grain est:

- présent quand il apparaît au minimum une fois sur la surface totale de la lame,

- commun quand il apparaît au moins une fois dans chaque cercle équivalent à la surface de la lame couverte par l'objectif x4 ou x10,

- abondant quand il apparaît au minimum deux fois dans chaque cercle,

- très abondant quand le chiffre atteint dans chaque cercle est supérieur à deux.

La quantité de quartz est le plus souvent inférieure à 1 %. Le quartz est par conséquent représenté en quantités relatives.

La pyrite résulte souvent de la dégradation anaérobie de la matière organique par les bactéries (JØRGENSEN, 1983; PITTET, 1996), et représente des environnements riches en matière organique et réducteurs. Il est par conséquent important pour les reconstructions paléoenvironnementales de distinguer la pyrite non-oxydée des autres minéraux ferrifères. En l'occurrence, cette distinction n'a pas été faite. Les quantités relatives reportées dans la colonne “Fe” concernent l'ensemble de ces minéraux (tâches opaques noires et brunes, et traînées translucides de couleur brune).

Des informations concernant le pourcentage de marnes et l'épaisseur des alternances marnes-calcaires sont apportées, en complément du faciès et du microfaciès, pour les coupes étudiées dans le Bassin vocontien (Chap. 4.4).

L'interprétation sédimentologique des faciès et microfaciès en environnements de dépôt et l'interprétation séquentielle des coupes sont entièrement dépendantes de ces observations et figurent à droite de chaque page. L'interprétation séquentielle est décrite pour chaque coupe séparément. Cependant, elle tient compte de l'ensemble des corrélations qui ont été faîtes et qui seront présentées par ailleurs (Chap. 5). Les séquences de moyen terme et de long terme sont décrites en détail. Kim 1, Kim 2, Kim 3, Kim 4 et Kim 5 indiquent les limites de séquences de moyen terme qui sont, conformément aux arguments présentés dans le chapitre 6, comparables aux limites de séquences de troisième ordre définies dans le Kimméridgien par HARDENBOL et al. (1998). La numérotation des séquences de court terme des coupes des Gorges de Court et de Péry-Reuchenette résulte des corrélations avec la coupe des Gorges du Pichoux (Chap. 5.1, Fig. 5.2).
<figure><img src="image_97.png" /><figcaption>Fig. 4.11: Location of the Gorges du Pichoux section.</figcaption></figure>

Carte Nationale de la Suisse, 1:25 000

n° 1105, Bellelay

base: 584.038/236.823

top: 584.138/236.519

### 4.3.1 Les Gorges du Pichoux

La partie inférieure de la coupe des Gorges du Pichoux (Fig. 4.12a et 4.12b, jusqu'au mètre 45) est brièvement décrite dans GYGI (2000).

#### Situation géologique et géographique

La coupe des Gorges du Pichoux (Fig. 4.12a à f, Pl. 9E) est située dans le flanc sud de l'anticlinal du Raimeux (PITTET, 1996). Elle commence juste après le mur qui protège la route des chutes de pierres, à droite de la route entre Undervelier et Bellelay, 400 mètres environ après la sortie du tunnel (Fig. 4.11), et suit la route du Nord vers le Sud. L'affleurement s'interrompt une première fois à l'endroit où La Sorne passe du côté droit au côté gauche de la route. La première partie de la coupe, A, continue au fond du ruisseau jusqu'à un surplomb. La partie B commence à gauche de la route juste en dessous du surplomb et se prolonge jusqu'à ce que l'affleurement soit à nouveau interrompu. La coupe continue alors à droite de la route, au fond du ruisseau, de part et d'autre de la cascade (tronçons C et D) jusqu'à un autre surplomb. La partie E commence juste en dessous du surplomb à gauche de la route et se poursuit jusqu'à ce que l'affleurement ne soit plus accessible (en face de l'Hôtel de la Couronne). Un banc intensément perforé semblable à celui qui indique la limite entre la Formation de Reuchenette

et le Portlandien (Chap. 1.2.2) se trouve juste au-dessus. Peu après, une lacune d'affleurement suivie de calcaires finement stratifiés, l'un et l'autre comparables aux Marnes à *Exogyra virgula* et aux Calcaires en plaquettes du Portlandien, indiquent le sommet de la Formation de Reuchenette.

#### Description et interprétation sédimentologique

La limite entre le Membre de Sainte-Vérène et la Formation de Reuchenette (mètre 5) est indiquée par une surface de remaniement (base de banc ondulée et lithoclastes), par un changement de texture (de packstone-grainstone à ooïdes et péloïdes à mudstone), par l'établissement de conditions écologiques plus restreintes et par l'apparition du quartz (Fig. 4.12a). Un banc de calcaire massif relativement riche en *Cladocoropsis mirabilis* et micro-encroûteurs affleure 4 mètres sous cette limite (aux environs de l'échantillon Pi 15).

Juste au-dessus de la base de la Formation de Reuchenette, des bancs d'épaisseur moyenne (de 1 à 2 m) de calcaire massif alternent avec des bancs de calcaire noduleux. L'ensemble est fortement bioturbé, indiquant un taux de sédimentation relativement faible. À 19 m au-dessus de la base de la coupe, un banc épais (6 m) de calcaire massif coïncide avec l'apparition de faciès sédimentaires caractéristiques d'environnements marins plus ouverts. Les surfaces de bancs sont ensuite (du mètre 30 au mètre 38) peu visibles (Fig. 4.12b). La quantité de quartz est plus importante et indique une augmentation des apports terrigènes. L'intervalle compris entre les échantillons Pi 50 et Pi 51 est composé de calcaire argileux de couleur sombre, fortement bioturbé et particulièrement riche en bivalves et brachiopodes. Les premiers faciès de replat de marée apparaissent 46 mètres au-dessus de la base de la coupe.

L'intervalle compris entre les mètres 49 et 58 est en majeure partie composé de bancs calcaires peu épais (de 10 à 50 centimètres d'épaisseur) qui indiquent des émersions fréquentes (bird's eyes, circum-granular cracks et fentes de dessiccation) et la présence aux alentours de terres émergées et d'étendues d'eau douce (galets noirs et charophytes). Le quartz et la dolomie sont abondants. Cette partie de la coupe correspond à Court et à Péry-Reuchenette à des lacunes d'affleurement.

Le banc (entre Pi 92 et Pi 93), qui précède le premier surplomb (Fig. 4.11 et 4.12b), contient une
quantité très importante de brachiopodes et coïncide
avec une soudaine ouverture du système sédimentaire.
L'inondation de la plate-forme est également indiquée
par un mélange de bioclastes d'eau douce (oogones
de charophytes) et marins. Les 10 mètres suivants
(du mètre 59 au mètre 69) sont composés de calcaire
en grande partie argileux et/ou dolomitique, riche
en brachiopodes, bivalves et spicules d'éponges, et
caractéristique de lagons protégés à semi-restreints
(Fig. 4.12c). Ils sont suivis par 12 m de bancs épais
de calcaire massif typique de lagons ouverts à semi-
restreints. La disparition momentanée du quartz et
de la dolomie est cohérente avec un déplacement
des environnements de dépôt vers la mer ouverte. Le
sommet de cet intervalle (mètre 84) précède 5 m de
calcaires stériles finement lités interprétés comme des
dépôts de replat de marée.

Les 7 mètres suivants sont composés de calcaire
finement stratifié riche en quartz et en dolomie. Les
faciès indiquent une très faible tranche d'eau et/ou
la proximité de terres émergées, cohérentes avec un
retour des milieux de dépôt vers le continent.

Le sommet de cet intervalle (mètre 97) coïncide
avec l'unique surface d'érosion observée dans cette
 étude et le début des grandes falaises calcaires
 qui forment la partie supérieure de la Formation
de Reuchenette (Fig. 4.12d et 4.12e). Ces falaises
 sont composées de bancs épais de calcaire massif
caractéristique d'environnements marins ouverts qui
traduisent un déplacement important des milieux de
dépôt vers le large (Fig. 4.12d). Cette succession est
interrompue par deux bancs de calcaire laminé qui
présentent des structures sédimentaires caractéristiques
d'environnements proches de l'émersion (entre les
mètres 128 et 129). Une vire formée de calcaires
argileux particulièrement riches en huîtres noircies
 précède le dernier surplomb observé dans cette coupe
(mètre 136).

La partie E est composée de bancs épais de calcaire massif (Fig. 4.12e). Elle est interrompue par une surface couverte de fer oxydé (mètre 147), facilement identifiable, qui précède trois bancs épais de calcaire riche en nérinées et petits gastéropodes caractéristique de lagons protégés à semi-restreints. Une lacune d'affleurement précède une succession de bancs épais de calcaire massif où les faciès de lagon semi-restreints dominent. Cet intervalle est interrompu au mètre 171 par des faciès de replat de marée (Fig. 4.12f).

Interprétation séquentielle

La limite inférieure de la première séquence de
moyen terme (mètre 5) de la Formation de Reuchenette
est indiquée par un changement net de texture et par
la présence de dépôts de chenaux tidaux (Fig. 4.12a).
Le dépôt de bas niveau de cette séquence correspond
à des bancs calcaires, relativement peu épais, en
grande partie noduleux et relativement bioturbés. La
surface de transgression (mètre 12) coïncide avec un
changement de texture, la présence de lithoclastes
et de nombreux échinodermes, qui suggèrent une
augmentation de l'hydrodynamisme et un déplacement
des environnements vers la mer ouverte. Un banc
très épais de calcaire massif et des dépôts de lagons
protégés (mètres 19 à 22) indiquent le maximum
d'inondation de la première séquence de moyen
terme.

La limite inférieure de la deuxième séquence
de moyen terme est composée de deux limites de
séquence de court terme. Il est en effet difficile de
choisir l'une ou l'autre de ces limites, les deux étant
de parfaites candidates (faible épaisseur de banc et
faciès de milieux proximaux) pour une limite de
séquence de moyen terme. La surface de transgression
de cette séquence (mètre 30) est représentée par un
changement de texture (de mudstone à wackestone-
packstone), par une faune relativement diversifiée
typique de milieux à salinité normale et par des
galets noirs. Le maximum d'inondation (mètres
35 à 38) correspond à des packstones-grainstones,
riches en échinodermes et bioturbés, typiques d'un
environnement de dépôt marin ouvert et d'un taux
de sédimentation faible (Fig. 4.12b). L'ensemble
des faciès compris dans la deuxième séquence de
moyen terme correspond à des environnements de
dépôt relativement ouverts qui indiquent le dépôt
d'inondation maximale d'une séquence de long
terme.

La limite inférieure de la troisième séquence de
moyen terme (mètre 42) correspond à un niveau
argileux compris dans des faciès de lagons restreints.
Le dépôt d'inondation maximale est indiqué par des
dépôts riches en échinodermes et fortement bioturbés,
qui sont caractéristiques de milieux lagunaires à
salinité normale et protégés de la mer ouverte. Les
premiers faciès de replat de marée apparaissent dans
le dépôt de haut niveau de cette séquence (mètre 46).
Par ailleurs, la troisième séquence de moyen terme est
Pichoux (2)

<figure><img src="image_98.png" /><figcaption>Fig. 4.12b: Gorges du Pichoux section (part 2).</figcaption></figure>
Pichoux (3)

<table><caption>Fig. 4.12c: Gorges du Pichoux section (part 3).</caption><thead><tr><th rowspan="3">Field observations</th><th rowspan="3">Samples</th><th rowspan="3">Lithology</th><th rowspan="3">Mètres</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 Hürdenbol et al., 1998.</th></tr><tr><th colspan="2">Minerals</th><th colspan="4">Carbonate grains</th><th rowspan="2">supa-upper intertidal lower intertidal subtidal</th><th rowspan="2">Bathy- meter</th><th rowspan="2">Depositional environment</th><th rowspan="2">Small-scale sequences</th><th rowspan="2">Medium-sclae sequences</th><th rowspan="2">Discontinuities and deposits</th></tr><tr><th>quartz dolomite</th><th>chamosite</th><th>Fe</th><th>black pebbles</th><th>limestone peloids</th><th>graptolites</th><th>carbonates</th><th>non-calcareous oodids</th><th>non-skeletal</th><th>more restricted</th><th>Skeletal</th><th>more open</th></tr></thead><tbody><tr><td></td><td>P129</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P128</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P127</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P126</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P125</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P124</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P123</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P122</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P121</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P119</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P117</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P116</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P115</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P114</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P113</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P112</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P111</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P110</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P109</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P108</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P107</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P106</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P105</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>P104</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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>