stratigraphie du lias de champfromier par michel meyer

47GÉOLOGIE DE LA FRANCE, N° 1, 2000

Résumé

Le pointement singulier de Triassupérieur et de Lias de Champfromier,appelé faussement diapir dans la littéra-ture, offre un jalon des plus précieuxpour la connaissance de ces roches quiaffleurent mal dans le Jura méridional.La cartographie détaillée de cette struc-ture, et l’établissement d’une série quasicomplète de Lias de 170 m d’épaisseurbien datée par ammonites est présentée etun premier inventaire paléontologiqueles accompagne.

Le Keuper apparaît tout d’abord sousla forme d’un complexe argilo-gypseuxsurmonté d’un intervalle marno-dolomi-tique pour ensuite faire place au facièsargileux à Estheridés graduellementremplacé par les grès blonds rhétiensmarquant le retour à un milieu plus fran-chement marin.

La transgression liasique très franchedépose les Calcaires gréseux à Chlamys,les Calcaires à gryphées et les Calcairesmarneux à cassure conchoïdale du Liasinférieur. Les Marnes calcaires à bélem-nites, les Marnes à Amalthées, les Marnesnoires à nodules et la Dalle échinoder-mique représentent le Lias moyen.

Le Lias supérieur comprend lesSchistes cartons (invisibles ici mais affleu-rants un peu plus au nord) et les alter-nances micacées à bancs durs. L’Aalénienest représenté par les Calcaires gréso-

micacés mais son contact avec le Toarcienest inconnu.

Cette série corrélable avec les autrestrès rares affleurements du Jura méridio-nal, s’intègre bien dans un schémapaléogéographique conditionné essentiel-lement à cette époque par une zone defaible subsidence appelée éperon lyonnais.

Abriged English version

The Triassic and Liassic outcrops ofChampfromier (Prébasson) have beenknown for a long time; they were workedfor gypsum in the past and feature in 19thCentury literature (Favre, 1879; Tournier,1887, 1897; Riche, 1894).

The studied outcrops are located inthe small Sandézanne valley southwest ofthe village of Champfromier, which is8 km north of Bellegarde-sur-Valserineand 25 km west of Geneva (Fig. 1). Thearea belongs to the southern Jura moun-tains fold and thrust belt.

The detailed stratigraphic study of theChampfromier Lias provides a precisekey to understanding the history ofthe Jura mountains at that time. In thistectonically complex area, the descrip-tion of an almost complete stratigraphicsequence, well dated by ammonites, cor-rects the assumptions of Bovier (1931) aswell as a hypothetical log of Wernli inCharollais and Badoux (1990, Fig. 39)and for the first time offers for these units

correct thickness measurements that arethe sole basis for reconstructing reliablebalanced profiles.

The Champfromier Lias forms thecore of the faulted NE-SW-trendingMonnetier anticline and is truncated bythe left-lateral strike-slip SandézanneFault (Figs. 1 and 2).

This remarkable Triassic and Liassicvalley is mostly covered by vegetation,but locally shows some scattered out-crops that previously gave the impressionof a diapiric structure, hence the appear-ance of the term “Champfromier diapir”in the literature (Wernli in Charollais andBadoux 1990). Previous work by Meyer(1995) revealed that it is not a diapir, buta complicated structure that impliesmajor shortening linked to thrusting.

The stratigraphic description belowrelates to the Late Triassic and Liassicformations. The remaining Jurassic andEarly Cretaceous units shown on thedetailed geological map of Figure 2 arereferred to in the explanatory notes to thegeological map of Saint-Julien-en-Genevois (Donzeau et al., 1997) fromwhich the cartographic indices are taken.

Triassic formations

The study of the Triassic formations isin places incomplete because of locallandslides. Our observations, in conjunc-tion with those of Tournier (1897), pro-vide a good insight to these poorly known

Stratigraphie du Liasde Champfromier (Ain)*

Stratigraphy of the Champfromier Lias (Ain)

Géologie de la France, n° 1, 2000, pp. 47-57, 4 fig.

Mots-clés : Keuper, Rhétien, Lias, Ain, Jura chaîne.

Key words: Keuper, Rhetian, Lias, Ain, Jura Mountains.

Michel MEYER (1)

Christian MEISTER (2)

Roland WERNLI (3)

* Manuscrit déposé le 6 octobre 1999, et accepté le 9 avril 2000.(1) Département de Géologie et Paléontologie, Université de Genève, 13 Rue des Maraîchers, CH-1211 Genève.(2) Museum d’Histoire naturelle de Genève, Département de Paléontologie des Invertébrés et de Géologie, C.P. n°434, 1 Route de Malagnou, CH-1211

Genève.(3) Département de Géologie et Paléontologie, Université de Genève, 13 Rue des Maraîchers, CH-1211 Genève.

units. Tournier (1897) describes 6 m ofmetre-thick gypsum layers separated bythin clay intervals, overlain by some 28 mof coloured clays showing very thin gyp-sum laminations. The clays can be black,red, green or yellow, and in places seemrelated to cyanobacterian flats. Theselevels can still be partly observed in anancient quarry. These two units may beKeuper in age on the basis of faciesanalogies with some wells in the externalpart of the Jura mountains.

In the uppermost Keuper and theRhaetian, various facies show a gradualtrend from a continental environmentto marine facies. We observe a 5 m-thickazoic dolomitic marl facies overlain by3 m of thinly laminated black clays withabundant Estherids (Cyzicus [Euestheria]minuta [VON ZEITEN]); Rhaetaviculacontorta (PORTLOCK) also occurs inthis Keuper brackish environment. Thisfine-grained facies is gradually replacedby Late Rhaetian massive sandstone.

Liassic formations

The Hettangian is well represented by3.5 m of sandy Chlamys limestone.The quartz content gradually decreasesfrom 60% to 0% and is inversely propor-tional to the echinoderm content. Theammonites Psiloceras sp., Alsatites liasi-cus (d'ORBIGNY) and Waehneroceras sp.are common, as are the bivalves Pinnahartmanni ZIETEN, Plagiostoma gigan-teum (SOWERBY) and Chlamys val-oniensis (DEFRANCE), indicating anEarly to Middle Hettangian age for thisunit.

Farther up, we observe 20 m of thewell-known Gryphea arcuata LAMARCKlimestone in a succession of 5- to 60-cm-thick undulating layers; it is a bioclasticmuddy facies with bivalves (Grypheaarcuata), echinoderms and ammonites(Schlotheimia sp., Pararnioceras sp. andCoroniceras sp.), indicating a LateHettangian to Sinemurian age. The LateSinemurian is composed of 10 m of hard,blue-grey to ochre marly limestone,commonly showing conchoidal fracture.The ammonites (Bifericeras sp.,Hemimicroceras sp., Gleviceras sp.,Oxynoticeras oxynotum [QUENSTEDT])indicate that this formation extendsfrom the Oxynotum to the Raricostatumammonite zone.

The Pliensbachian is represented by5 m of Carixian marly facies with abun-dant belemnites and ammonites (Ibex toJamesoni ammonite zones) and continuesupwards with the thick Domerian units.The latter comprise 30 m of Amaltheusmarl, which is dark, very homogenous andrich in ammonites (mainly Amaltheus mar-garitatus DE MONFORT), followed byapproximately 50 m of black marl. Theabundant microfauna include foraminifers(Nodosariids) and ostracods. The blackmarl, which is rich in ferruginous nodulesthat gradually increase in size from thebase to the top of the formation, representsa distal marine environment. The upperlevels of the Domerian show an importantchange in lithology with the abrupt pas-sage into coarse bioclastic limestoneshowing ferruginous incrusted levels con-taining belemnites and ammonites(Pleuroceras spinatum [BRUGUIERE]).

The Toarcian is incomplete becauseof the lack of outcrops of Early Toarcian“Paper shales” and seems to be mainlyrepresented by regular alternations ofblack marl and mica-rich limestone inwhich some Middle Toarcian ammonitessuch as Hildoceras bifrons (BRUGUIERE)and Haugia variabilis (d'ORBIGNY) werefound. The Late Aalenian facies is verysimilar but shows a higher quartz contentand abundant sponge spicules.

Discussion

The described vertical successionshows a well-defined second-order sea-level trend that can easily be correlatedwith the charts. Nevertheless, some localparticularities are superimposed ontothis trend and influence the facies distrib-ution. The sedimentation of the Liassicunits was controlled by a low-subsidencezone known as the “éperon lyonnais” or“Lyonnaise spur” (Mouterde et al., 1984).Deposition of the Liassic units was there-fore linked to an inherited topographywith differential subsidence that con-trolled the sedimentation rate and thefacies type (Fig. 4). The studied outcropsare paleogeographically situated in thenortheastern part of this spur.

IntroductionLe pointement triasique et liasique de

Champfromier (Prébasson) est connudepuis fort longtemps puisqu’il a fait

l’objet d’exploitation de gypse dans lepassé, et a été signalé dans la littératuredès le XIXe siècle par Favre (1879),Tournier (1887) et Riche (1894).

Si les faciès salifères n’ont jamais étéétudiés de manière détaillée, les affleure-ments de Lias aux alentours ont connuune certaine célébrité par les travaux deBovier (1931) qui a remis en cause ici lathéorie hémérale de Buckmann en propo-sant de s’en tenir au zones d’Oppel. Pourlui, les hemerae ont une valeur locale etdéfinissent des coupures stratigraphique-ment trop petites. Depuis lors, on netrouve aucune révision sur les ammonitesde ce célèbre gisement qui est un des trèsrares sites où on peut étudier le passagedu Trias au Lias dans le Jura méridional.En effet, au sud de Lons-le-Saunier, on necompte guère que quelques pointementsoù affleure cette limite et seule la régionde Champfromier donne des informationssur le Jura interne.

L’étude stratigraphique détaillée duLias de Champfromier offre donc unjalon des plus précieux pour la compré-hension de l’histoire du Lias jurassien.Dans cette aire tectoniquement complexe,l’établissement d’une série stratigra-phique quasi complète, bien zonée par lesammonites, corrige les hypothèses deBovier (1931) ainsi qu’un log hypothé-tique de Wernli in Charollais et Badoux(1990, fig. 39), et offre pour la premièrefois des mesures d’épaisseur correctesqui seules permettent la construction deprofils tectoniques fiables.

En effet, si la remontée de Trias ensurface a intrigué depuis longtemps lesgéologues, son interprétation tectoniquerestait des plus hypothétiques sans unebonne connaissance de la stratigraphie duLias.

Les récents travaux cartographiques,stratigraphiques et tectoniques de Meyer(1995) à 1/10 000 complétés par ceux dela nouvelle carte géologique à 1/50 000(feuille Saint-Julien-en-Genevois, Donzeauet al., 1997) ainsi que les travaux deDonzeau et al. (1998) permettent mainte-nant une meilleure approche structuralede ce « faux diapir » ; les conclusionssont à paraître dans une prochaine publi-cation.

Dans la présente note, nous n’abordonsque la lithostratigraphie et la biostratigra-

STRATIGRAPHIE DU LIAS DE CHAMPFROMIER (AIN)

GÉOLOGIE DE LA FRANCE, N° 1, 200048

phie par ammonites du Lias ainsi que descomparaisons avec les très rares autresgisements du Jura méridional.

Contexte géologique

Le terrain d’étude se situe dans le val-lon de la Sandézanne juste au sud-ouestdu village de Champfromier, à 8 km aunord de Bellegarde-sur-Valserine et à25 km à l’ouest de Genève (fig. 1). On setrouve ici sur la ceinture de chevauche-ment du Jura méridional interne, recoupéepar la branche secondaire (occidentale) –appelée ligne Léaz-Sandézanne parDonzeau et al. (1997) - du grand décroche-ment du Vuache. Le Trias et le Lias deChampfromier forment le cœur de l’anti-clinal faillé de Monnetier, d’axe SW-NE.Il est décroché de manière sénestre auniveau de la Sandézanne, par la faille dumême nom qui prolonge au nord-ouest laligne Léaz-Sandézanne (fig. 1 et 2). Cetanticlinal de Monnetier, moulé au nord(jusqu’à Moulin Dernier) comme au sud(vers Ruty) par une barre de Dogger rela-tivement régulière, est adossé à l’est auplateau du Ladai dont il chevauche ladalle urgonienne. Sur le flanc ouest, l’an-ticlinal chevauche les parois verticales deKimméridgien-Tithonien de la montagnede Cruchon.

Ce pointement remarquable de Trias,auréolé d’affleurements épars de Lias etponctué de glissements de terrain, donnaitjusqu’alors l’impression d’une structurediapirique, d’où le terme passé dans lalittérature de « diapir » de Champfromier(Wernli in Charollais et Badoux, 1990).Les travaux détaillés de Meyer (1995)montrent qu’il n’en n’est rien, mais laremontée en surface de roches si anciennesimplique très certainement un (ou des)volumes cachés en profondeur pour com-bler l’espace jusqu’au socle, qui danscette aire est situé à environ 1 500 m deprofondeur. Cette hypothèse tectoniquesera développée et mieux argumentéedans une publication en préparation.

Description des unitéslithologiques

La description stratigraphique qui suitconcerne les formations du Trias supé-rieur et du Lias. Pour les autres unités duJurassique et du Crétacé inférieur citéessur l’esquisse géologique de la figure 2,

nous renvoyons à la notice explicative dela feuille géologique Saint-Julien-en-Genevois (Donzeau et al., 1997) à laquellenous empruntons les indices cartogra-phiques. De bas en haut, on trouve lesformations ci-après.

Gypse massif : (Keuper), indice cartographique t3

Cette formation n’affleure guère plusactuellement que par quelques blocs nonen place, et nos informations sont essen-tiellement tirées de Tournier (1897) qui alevé 6 m de série durant l’exploitation. Ilnote sept bancs massifs, de 50 à 150 cmd’épaisseur séparés par des interbancs d’ar-giles rouges ou lie-de-vin de 10 à 60 cm.Les bancs gypseux sont blancs, blancgrisâtre, noirâtres terreux ou rosés, massifs

saccharoïdes ou fibreux et comportent desnoyaux d’anhydrite très durs. Cette unitéévaporitique est attribuée au Keuper paranalogie de faciès avec les forages du Jura(Courel et al., in Debrand-Passard et al.,1984).

Alternance argilo-gypseuse :(Keuper), indice cartographique t3

Cette formation qui produit un creuxtopographique et des paysages ruini-formes est souvent recouverte de végéta-tion variée et en particulier de moussestrès vertes. L’eau qui ruisselle en surfaceest rougeâtre et laiteuse et trouble laSandézanne en aval des anciennes mines.

C’est une alternance centimétrique àmillimétrique d’argiles souvent noires ou



Fig. 1.- Situation géographique et géologique du terrain étudié.

Fig. 1.- Geographical and geological setting of the studied area.



Fig. 2.- Carte détaillée des environs du « diapir » de Champfromier.

Fig. 2.- Detailed map of the Champfromier “diapir” area.

lie-de-vin, et de lits gypseux blanchâtres.Certains de ces bancs gypseux clairsmontrent de fines lamines grisâtresverdâtres, avec des chevauchementstypiques de tapis cyanobactériens ou demicro tepee. Tournier (1897) qui a pumieux observer cette formation au sièclepassé a noté que la série est plutôt vio-lacée à la base et jaunâtre au sommet. Sapuissance est d’environ 28 m. Cet envi-ronnement typique de sebkha est attribuéau Keuper par analogie de faciès avec lesMarnes irisées des forages du Jura(Courel et al., in Debrand-Passard et al.,1984).

Intervalle marno-dolomitique :(Keuper ou Rhétien),indice cartographique t3-t9

D’une épaisseur de cinq mètres, ceniveau à prédominance marneuse ressortmal dans le paysage ; néanmoins sa teintejaune-ocre aide à sa localisation. Il estcomposé de marnes jaune-vert à l’aspectquelquefois bréchifié dans lesquelless’intercalent quelques bancs dolomitiquesfinement varvés d’une vingtaine de cen-timètres. Ceux de la base ont un aspectpseudobréchique dû probablement à desphases de dessiccation. Ces niveauxazoïques sont datés par encadrement etappartiennent soit au Keuper soit auRhétien.

Argiles noires à Estheridés :(Rhétien),

indice cartographique t9

Ce niveau épais d’environ troismètres repose directement sur l’Intervallemarno-dolomitique et sa couleur noirecontraste fortement avec le jaune-ocre deson substratum. Ces argiles se délitentfacilement en lamines millimétriques etentre ces feuillets, la présence d’auréolesbariolées ainsi qu’une forte odeur de bitu-me traduisent la présence d’hydrocarbures.Ces mêmes interfaces à taches rouilléesexhibent parfois des valves du minusculecrustacé branchiopode Cyzicus (Euestheria)minuta (VON ZEITEN) typique d’unmilieu saumâtre. A côté, on trouve aussiRhaetavicula contorta (PORTLOCK) etde rares tronçons de mâchoires de poisson.Ces argiles acceptent localement l’interca-lation de lits gréseux slumpés, et peuventêtre ailleurs un peu plus massives se déli-

tant alors de manière conchoïdale. La sérieest soulignée à mi-hauteur par un banc gré-seux, et son sommet exhibe une fugacerécurrence du faciès de type Intervallemarno-dolomitique.

Les résidus de lavage peuvent conte-nir jusqu’à 20 % de quartz très arrondis(diamètre supérieur à 125µ) ainsi que desarêtes et des dents de poisson. Les fos-siles cités plus haut indiquent un âge rhé-tien probable et cette unité peut être miseen correspondance avec la base desArgilites et grès rhétiens décrits dans plu-sieurs forages jurassiens (Courel et al., inDebrand-Passard et al., 1984).

Les grès blonds : (Rhétien), indice cartographique t9

Actuellement, seul le sommet de cetteformation est affleurant mais Tournier(1897) note qu’ils se développent sur18 mètres d’épaisseur et reposent encontact stratigraphique sur les Argilesnoires à Estheridés. Ils forment un ressautdur dans la topographie mais participentfréquemment à des masses glissées.

Ces grès blonds, parfois verdâtres etgrisâtres, à patine blonde, en bancs de 2 à15 cm alternent à la base avec des niveauxplus argileux et montrent ensuite une stra-tocroissance vers le haut. De très fins ettrès purs à la base, ils tendent à devenirplus hétérogènes et chargés en bioclastescalcaires. Le ciment est généralementcalcaire, quelquefois dolomitique. Dansces niveaux, les passées gréseuses en pla-quettes millimétriques à centimétriquesétaient exploitées comme pierres à aigui-ser. On trouve quelques lits plus marno-gréseux et pointillés de rouge avec parfoisdes lumachelles de bivalves. Parmi ces fos-siles tous en moules, seul Rhaetaviculacontorta (PORTLOCK) a été reconnu.

Dans les niveaux argileux de la base dela série, les lavages livrent de nombreusesarêtes de poisson ainsi que des sphérulespyriteuses. Au sommet, on retrouve desmoules internes de bivalves indéterminés,des pistes de vers et autres traces de repta-tion à la surface des bancs. Dans le mêmeintervalle, quelques figures sédimentairesmontrent des laminations issues de trac-tions bidirectionnelles.

Le bas de la série est probablementlacustre ou saumâtre alors que le sommet

est clairement marin tidal. Ces grèsblonds comme ailleurs dans le Jura sontd’âge Rhétien mais trouvent peut-êtreleur sommet dans l’Hettangien. En effet,la limite Trias-Jurassique n’a pas pu êtreclairement définie par la biostratigraphie.

Les calcaires gréseux à Chlamys :(Hettangien),

indice cartographique l1

Cette unité lithologique marque lepassage des faciès tidaux rhétiens à unenvironnement de mer ouverte. Elle sedéveloppe sur 3,5 m et est représentée pardes calcaires bioclastiques fins bleutésqui montrent une diminution graduellepuis une disparition de la composantegréseuse corrélativement à une augmen-tation des échinodermes. Les premiersbancs gréseux (60 % de quartz) sont bienlités plans parallèles ou montrent desstratifications entrecroisées. Ils sont cen-timétriques puis deviennent décimé-triques, ont également été exploitéscomme pierres à aiguiser et alternentavec de fins niveaux sableux fluidaux quidisparaissent vers le haut. A un mètre dela base de la série, un niveau à nombreuxbivalves se remarque et 20 cm au-dessusun nautile a été récolté. Quatre vingtscentimètres plus haut, les bancs supé-rieurs plus calcaires montrent l’arrivéedes ammonites avec respectivementPsiloceras sp. de la zone à Planorbis puisAlsatites liasicus (d’ORBIGNY) et enfinWaehneroceras sp. de la zone à Liasicus.Dans les bancs à Alsatites liasicus, onpeut noter la présence de nombreuxbivalves dont Pinna hartmanni ZIETEN,Plagiostoma giganteum SOWERBY etsurtout Chlamys valoniensis DEFRANCE.

En lames minces, les faciès les plus gré-seux montrent d’abondantes Planiinvolutasp. très vite suivies par les Ophthalmidiumsp. involutes alors que les Nodosariidaene s’installent qu’une fois que le quartzse fait plus rare.

Ces dépôts côtiers à la base montrentrapidement l’installation de la mer ouverteet l’établissement d’une plate-forme car-bonatée. Ils sont clairement datés parPsiloceras sp., Alsatites liasicus etWaehneroceras sp. de l’Hettangien infé-rieur et moyen selon la synthèse biostrati-graphique du Jurassique ouest-européen etméditerranéen (Mouterde et Corna inCariou et Hantzpergue, 1997). Ils sont très



proches des dépôts du même âge de laCôte-d’Or appelés Choin batard ou plusgénéralement définis comme Lumachellede Bourgogne ou encore de la formationdes Pierres folles du Beaujolais (Elmi etRulleau, 1993).

Les calcaires à gryphées :(Hettangien supérieur-Sinémurien

supérieur),indice cartographique l1b-2a

Reposant directement sur les Calcairesgréseux à Chlamys, les Calcaires à gry-phées sont représentés par 20 m de cal-caires bioclastiques fins, bleus à lacassure et à patine blanche. Les bancsdécimétriques à surfaces mamelonnées,sont séparés par des interbancs marneuxnoirs qui prennent de l’importance enmontant dans la série, ce qui estompe lecaractère massif de l’unité vers le haut.Les bancs calcaires peuvent se pincer(pinch and swell) et devenir noduleux. Lastratonomie semble montrer une cyclicitédans les premiers mètres montrant quatreséquences statocroissantes d’environdeux mètres chacune. Ces calcaires detype wackestone ou packstone, riches endébris divers, ont toujours une matricemicritique.

Les premières gryphées (Gryphaeaarcuata LAMARCK) apparaissent dansles bancs marneux avant d’envahir pro-gressivement les bancs calcaires. En sur-face de bancs, on décèle à part ces huîtres,des plagiostomes (Plagiostoma sp.), desbélemnites, des entroques (Pentacrinusspp.) ou encore quelques rares ammonites(Schlotheimia sp., Pararnioceras sp.,Coroniceras sp.). Ces ammonites appar-tiennent respectivement à la zone àAngulata, dernière zone de l’Hettangien,puis à la zone à Bucklandii. Cependant,il est fort probable que ce faciès persistejusque dans la zone à Obtusum où ildevient plus marneux.

Les résidus de lavage sont souventoxydés et la microfaune mal conservée,mais on peut reconnaître Ichtyolaria spp.,Lenticulina sp., Pseudonodosaria sp. Labase de cette formation de plate-formeexterne (Grüner, 1997) appartient encore àl’Hettangien terminal (Mouterde et Cornain Cariou et Hantzpergue, 1997) alors queson sommet est certainement comprisdans la zone à Obtusum comme pourrait

l’attester les quelques Asteroceras sp.cités par Bovier (1931) que nous n’avonspas retrouvés.

Les calcaires marneuxà cassure conchoïdale(Sinémurien supérieur),

indice cartographique l2b

Cet ensemble d’une dizaine de mètresd’épaisseur est composé de bancs de cal-caires marneux gris à la base, ocre en sonmilieu, puis à nouveau gris. Les strates ysont très riches en ammonites mais leurextraction est assez difficile. En effet, lesbancs sont très compacts et se fracturent demanière conchoïdale sous le marteau. Leurépaisseur oscille entre cinq centimètres etun mètre. Ils sont souvent teintés de pyrite.Les bancs terminaux sont certainement lesplus riches en ammonites, formant parfoisdes niveaux lumachelliques, mais la diver-sité spécifique y est très faible.

Stratigraphiquement, nous observonsBifericeras sp., Oxynoticeras oxynotum(QUENSTEDT), Hemmicroceras sp.,Gleviceras sp. et des formes intermé-diaires entre Paltechioceras cf. charpen-tieri SCHAFFHAULT et Leptechiocerassp.. Les trois premières formes sont de lazone à Oxynotum alors que les dernièresappartiennent à la zone à Raricostatum(Corna et al., in Cariou et Hantzpergue,1997). Le microfaciès très homogène etmonotone de cette unité de plate-formeexterne livre quelques débris échinoder-miques, des ostracodes ainsi que de raresnodosaires.

Les marnes calcairesà bélemnites : (Carixien),

indice cartographique l3a

Cette alternance décimétrique demarnes et de calcaires marneux anguleux aune puissance d’environ cinq mètres etse caractérise par sa richesse en bélem-nites [surtout Passalotheutis paxillosus(LAMARCK)]. On y trouve aussi descolumnales de crinoïdes (Pentacrinusbasaltiformis MILLER) ainsi que desbivalves Inoceramidae. Elle a une couleurjaune-ocre avec parfois des passées pluscalcaires et plus grisâtres. La base estcomposée de bancs gris riches en ammo-nites bituberculées [Platypleurocerasbrevispina (SOWERBY)] puis cette unité

tend à devenir plus marneuse et pluscolorée. Des taches rougeâtres suintenten surface de quelques zones ferrugi-neuses oxydées. Les bancs supérieursont successivement livré les ammonitesTropidoceras sp., Acanthopleurocerasvaldani (d’ORBIGNY), Beaniceras sp.,Aegoceras sp. et Lytoceras sp. Le micro-faciès offre en lavages de nombreux fora-minifères dont Marginulina prima(d’ORBIGNY), Ichtyolaria sp., Ichtyolariabicostata (d’ORBIGNY), Nodosaria spp.,Nodosaria quadrilatera (TERQUEM),Nodosaria fontinensis TERQUEM,Pseudonodosaria spp., Pseudonodosariapupoides (BORNEMANN), Dentalinaspp., Lenticulina spp., Lenticulina vetusta(d’ORBIGNY), Lenticulina pulchra(TERQUEM), Ammodiscus sp. et desAnnulina metensis TERQUEM en grandsnombres. On y trouve aussi beaucoupd’ostracodes dont Bairdia spp., Polycopespp., Polycope pumicosa APOSTOLESCU,Polycope cincinnata APOSTOLESCU,Ogmoconcha contractula TRIEBEL etOgmoconcha intercedens DREYER. Onrelève encore des plaques d’oursins, desarticles d’ophiures et de crinoïdes, dessclérites d’holothuries dont Theelia sp. ainsique des coprolites de type Bactryllium.

Toutes les zones d’ammonites duCarixien sont représentées. Nous n’avonspas retrouvé d’ammonites de la sous-zone à Figulinum ce qui peut corres-pondre soit à une lacune de dépôt soit àune lacune d’observation.

Les marnes à Amalthées (Domérien),indice cartographique l3b

Ces marnes micacées marquent unediminution flagrante de la teneur en cal-caire. En effet, plus aucun banc massif n’yest visible. L’épaisseur des marnes àAmalthées est difficile à estimer ici carles affleurements sont entrecoupés defailles et cette unité affleure souvent sous laforme de lobes de glissement de terrain.Néanmoins, en construisant des profils, onpeut penser qu’elle atteint environ 30 md’épaisseur. Elle montre un enrichissementgraduel en argiles vers le haut mais resteglobalement assez homogène. On y retrou-ve fréquemment des noyaux pyriteuxarrondis certainement issus d’organismesdiagénisés. Les fossiles sont pyritisés saufau sommet de l’unité ou ils sont générale-ment aplatis et mal préservés. L’ammonitecaractéristique de cette unité est Amaltheus



margaritatus (DE MONFORT). Elle per-met une subdivision assez fine dans cesmarnes homogènes car elle est repré-sentée soit par Amaltheus margaritatus sub-nodosus (YOUNG, BIRD) (sous-zone àSubnodosus) ou par Amaltheus margarita-tus gibbosus (SCHLOTHEIM) (sous-zone à Gibbosus). Elles peuvent êtreassociées à d’autres ammonites commeJuraphilites sp., Amauroceras sp. ou encoreProtogrammoceras (Fieldingiceras) depres-sum (QUENSTEDT). Contrairement aufaciès sous-jacent, ces marnes ne mon-trent ni entroques ni bélemnites en grandsnombres. On note un petit oursin régulier(Pedina sp.).

Les résidus de lavages, assez sombresavec des taches rougeâtres, forment desagrégats micacés circulaires et plats.Les foraminifères y sont nombreux ettrès bien préservés. On y reconnaîtLenticulina spp., Marginulina sigma TER-QUEM, Lenticulina vetusta d’ORBIGNY,Ichtyolaria spp., Ichtyolaria bicostata(d’ORBIGNY), Dentalina spp., Denta-lina exilis FRANKE, Dentalina primaevad’ORBIGNY, Marginulina spp., Margi-nulina prima, Nodosaria spp., Nodosariaquadrilatera (TERQUEM), Pseudono-dosaria spp. et Annulina metensis. Lesostracodes comprennent Bairdia spp.,Fabalycipris sp., Polycope sp., Paracyprisredcarensis BLAKE, Liasina sp., Pseudo-healdia sp., Ogmoconcha sp. Les articlesd’ophiures, de minuscules columnalesde crinoïdes et les épines d’oursins sontfréquents.

Les ammonites ainsi que la microfau-ne donnent un âge Domérien moyen(partie moyenne à supérieure de la zoneà Margaritatus) à cette unité bassinale(Dommergues et al., in Cariou etHantzpergue, 1997).

Les marnes à nodules (Domérien supérieur),

indice cartographique l3c

Cette unité particulière affleure trèsbien le long de la Sandézanne et a uneépaisseur d’environ 50 m. Elle présenteun faciès très proche du sommet desmarnes à Amalthées mais montre uneteneur en argiles encore plus élevée. Deteinte noire et finement litée, elle est trèshomogène dans son ensemble bien queles nodules ferrugineux et la taille deceux-ci augmente graduellement vers le

haut. Ces nodules aplatis sont centimé-triques à la base et métriques au sommetet sont certainement issus de processusdiagénétiques ; ils montrent parfois desminéralisations de type septaria. Dans lapartie médiane de cette unité, on observesur une épaisseur d’environ dix mètresdes terriers de type Tisoa. Le microfacièsmontre que l’apparence feuilletée est due àl’arrangement des grains de mica qui sonttrès nombreux et tous orientés dans lamême direction. La faune y est rare car cer-tainement diluée par un taux de sédimenta-tion élevé. Etrangement, aucune ammoniten’y a été retrouvée et la microfaune y estpeu nombreuse. On y a tout de mêmerelevé Marginulina sigma, Lenticulinasp., Dentalina sp., Nodosaria hortensisTERQUEM, Marginulina sp. et Bolivinasp. ainsi que quelques ostracodes, desarticles d’ophiures et des radioles d’our-sins. La rareté de la faune ainsi que la cou-leur très sombre des sédiments n’est pasl’expression d’un milieu anoxique car lepalynofaciès nous indique un environne-ment oxique (pas de matière organiqueamorphe), de faible énergie et distal.

En effet, quelques comptages palyno-logiques montrent un résidu qui comprendenviron 27 % de dinoflagellés avec uneassez grande diversité spécifique, 38 % depollens bissacates, 6 % de spores et pollensmonosaccates, 4 % de vitrinite, 11 %d’inertinite équidimensionnelle et 14 %d’inertinite en bâtons.

Cette formation est datée par encadre-ment du Domérien moyen à supérieur.

La dalle échinodermiqueferrugineuse

(sommet du Domérien), indice cartographique l3d

Cette mince unité calcaire biodétri-tique n’excède pas 3,50 m d’épaisseurmais marque un changement brutal delithologie. Cette dalle est certainementissue d’une régression eustatique impor-tante, car on lui trouve des équivalents end’autres lieux (dans le Lyonnais et enBourgogne par exemple), avec les mêmestypes de calcaires bioclastiques grossiers.Des bancs grumeleux compris entre 20 et60 cm d’épaisseur y alternent avec desniveaux plus marneux. Un de ces inter-bancs tendres repose clairement sur unbanc calcaire ondulant raviné et est com-

posé à la base presque essentiellement defossiles de bélemnites empilés dans lescreux avec une orientation préférentielle.Au-dessus de ce niveau fossilifère qui varieen épaisseur (entre 0 et 50 cm), on observeune arrivée détritique fluidale ferrugineusesous la forme d’un encroûtement terreux àstratifications obliques, lui aussi d’épais-seur variable. Les bélemnites semblentpour la plupart, correspondre à l’espècePassalotheutis paxillosus (LAMARCK).On y trouve aussi fréquemment les bra-chiopodes Homeorhynchia acuta(SOWERBY), Tetrarhynchia tetraedra(SOWERBY), Lobothyris jauberti (DES-LONGCHAMPS), le bivalve Modiolusscalprum SOWERBY ainsi qu’un grandnombre d’ammonites de l’espècePleuroceras spinatum (BRUGUIERE).

Ce wackestone-grainstone très échino-dermique montre généralement un cimentsparitique avec des enrichissements diffusen oxyde de fer qui donnent localementune couleur rouge à la roche. Les résidusde lavages sont très clairs et échinoder-miques et montrent quelques foraminifèresle plus souvent altérés. Néanmoins, nous yavons retrouvé des Lenticulina spp., desDentalina spp., des Nodosaria spp. ainsique des Glomospirella sp.

Cette formation comprend l’ammoni-te de zone Pleuroceras spinatum etappartient donc au sommet du Domérien(Dommergues et al., in Cariou etHantzpergue, 1997). Ce faciès très parti-culier a de nombreux équivalents dans lalittérature dont entre autres la lumachelleà Harpax du Lyonnais (Mouterde, 1952 ;Vitry, 1982) ou les Calcaires à entroqueset brachiopodes de la bordure vivaro-cévenole (Colongo, 1980).

Les alternances micacées à bancs durs (Toarcien moyen),

indice cartographique l4

Les fameux schistes cartons de la basedu Toarcien n’ont pas pu être observés lelong de la Sandézanne. Ils sont visiblesquelques kilomètres plus au nord dans levallon des Etrées (Vilpert, 1995).

Les premiers affleurements Toarciennon couverts se présentent sous la formed’alternances régulières calcaire-marneen strates de 30 à 50 cm d’épaisseur. Lescalcaires sont biodétritiques fins, trèsdurs et de couleur bleue. Les marnes sont



terreuses, noires et micacées. Les bancs ontlivré les ammonites Hildoceras bifrons(BRUGUIERE) et, cinq mètres plus haut,Haugia variabilis (d’ORBIGNY). Dans lesrésidus de lavage, certains grains ont uneoxydation de couleur rouge très marquée.La faune y est abondante mais la diversitéspécifique y est moins importante qu’auPliensbachien. Nous y avons retrouvé lesforaminifères Nodosaria spp., Pseudono-dosaria spp., Lenticulina dorbignyi(ROEMER), Falsopalmula deslong-champsi (TERQUEM) ainsi que lesostracodes Cytheropteron sp., Cytherel-loidea sp., Preaschuleridea gallemannicaMALZ, Hungarella sp. et Polycope sp.

Hildoceras bifrons est l’ammonite mar-queur de la troisième zone du Toarcien alorsque Haugia variabilis nous indique la zonesuivante. Ces dépôts de plate-forme externesont donc datés du Toarcien moyen.

Les calcaires gréso-micacésà Cancellophycus(Aalénien sup.),

indice cartographique a2

Une nouvelle lacune d’observationexiste ici entre les faciès du Toarcien moyenet ceux, remarquables, de l’Aaléniensupérieur.

Sur le plan stratonomique, cette unitéressemble beaucoup à l’unité toarcienneprécitée. En effet, il s’agit d’alternancecalcaire-marne à bancs calcaires biodétri-tiques siliceux fins très durs et marnesmicacées le tout très sombre. L’ensemble,lorsqu’il est soumis à l’altération météo-rique prend une patine blanche et serecouvre d’un enduit farineux. En lamesminces, le microfaciès montre une spon-golite à ciment calcaire avec de finsgrains de quartz et de mica. Par endroits,dans les bancs durs, la teneur en spiculesd’éponges peut avoisiner les 80 %. Lesfameux Cancellophycus (= Zoophycos)sont ici pratiquement absents alors quequelques kilomètres plus au nord (au val-lon des Etrées et aux Magras) ou encorelégèrement plus au sud (Trébillet), ilssont très abondants. Par contre, on y arencontré de nombreuses Bositra sp. etd’autres bivalves du genre Plagiostomasp. La microfaune est principalementcomposée de Planiinvoluta carinataLEISCHNER décrites par Wernli

(1971), d’Ophthalmidium et de spiculesd’éponges.

Cette formation de plate-forme parti-culière est datée aux Etrées et dans lacombe d’Envers (Faucille) par l’indica-teur de la zone à Concavum.

Le passage au Bajocien se fait par lesfaciès échinodermiques de plate-formeexterne. Le reste des unités rencontréesest décrit dans le détail dans la noticeexplicative de la carte Saint-Julien-en-Genevois (Donzeau et al., 1997).

DiscussionsLes dépôts de l’intervalle Trias supé-

rieur-Lias de la région de Champfromiermontrent une belle séquence de deuxièmeordre (fig. 3). En effet, de faciès émersifs,nous passons graduellement à un envi-ronnement marin ouvert voir bassinalavant de retrouver des conditions plusproximales au Pliensbachien terminal.Ces observations sont facilement corré-lables avec les courbes eustatiques deréférence. Néanmoins certaines particula-rités tectoniques régionales influent aussisur les dépôts.

Pour l’Hettangien, Corna (1985)corrèle d’autres coupes du Jura méridio-nal entre-elles. Elles montrent clairementdes faciès variés tant au niveau de leursédimentologie que dans leurs épaisseurs.Ces variations sont liées à une structurehéritée qui forme un haut topographiquelors des dépôts hettangiens. Mouterde etal. (1984) nomment cette structure épe-ron lyonnais ; elle a une orientation sud-ouest/nord-est, va de la région lyonnaiseau Jura central, et a plusieurs dizaines dekilomètres de large. Notre coupe deChampfromier s’insère très bien dans ceschéma paléogéographique (fig. 4) enmontrant une série légèrement plusdilatée qu’à Bolozon ou Saint-Rambertmais moins épaisse qu’à Chazey-Bons.Les dépôts étudiés ici se trouvaient alorssur la marge nord-est de l’éperon lyon-nais en position plus profonde que Saint-Rambert ou Bolozon mais moins profondequ’à Chazey-Bons. Cette zone à faible sub-sidence qu’est l’éperon lyonnais influen-cera certainement encore la sédimentationtout au cours du Jurassique.

Jusqu’au Carixien, les dépôts sontpeu épais mais dès le Domérien et surtoutdans la zone à Margaritatus le taux de

sédimentation devient plus important. Cefort et soudain apport sédimentaire estcertainement lié à une subsidence soudai-nement plus forte.

Bien que les informations régionalesconcernant le Lias soient peu nom-breuses, il est important de remarquer queles variations latérales de faciès et d’é-paisseur sont grandes. En effet, que cesoit en sismique (Signer, 1992 ; Signer etGorin, 1995), en forages ou encore sur lesautres affleurements du même âge du Juraméridional (Blaison, 1973 ; Bloos, 1985 ;Corna, 1985, 1986 ; Corna et Guiffray,1985, 1988 ; Guiffray, 1986 ; Guiffray etCorna 1985 ; Rulleau, 1997) de nom-breuses différences apparaissent. Ellessont conditionnées par la morphologie dusubstrat sur lequel ces sédiments se sontdéposés. La phase d’extension qui précè-de a certainement faillé le socle en isolantdes hauts-fonds et en impliquant des phé-nomènes de subsidence différentielle. Sila sédimentation liasique a comblé enpartie les zones basses, les faciès deplate-forme carbonatée du Dogger ne sefont certainement pas sur une surfacedénuée de tout relief.

Les différences d’épaisseurs du Liasdoivent être prises en considération lors del’établissement de profils et de travaux d’é-quilibrage structural. De plus, les impor-tants niveaux marneux du Domérien ontcertainement joué le rôle de niveaux dedécollement préférentiels lors de la structu-ration tertiaire. Sous ce nouvel éclairage,ils ont une importance non négligeabledans les phénomènes de la structurationdisharmonique évidents en certainsendroits du Jura (Aubert, 1971). En effet,la zone de décollement basale qu’est lecomplexe évaporitique Keuper associée àla barre dure de la base du Lias et à sonépais sommet marneux permet certaine-ment des duplex et des bourrages au cœurdes structures anticlinales ou au front desrampes de chevauchement. Ce problèmesera traité avec plus de détails et d’argu-ments lors d’une publication à venir.

Paléogéographie des ammonites

Cette partie du Jura est durant toutle Lias moyen à la limite entre la Téthysméditerranéenne et le domaine boréal.Les populations d’ammonites indiquentque la province euro-occidentale danslaquelle nous nous trouvons est principa-





lement sous influence boréale mais quequelques formes d’obédience téthysienne(Juraphyllites sp. et Phylloceras sp.) mon-trent que quelques rares échanges entreces deux domaines pouvaient temporaire-ment exister.

Comme décrit par Dommergues etMeister (1991), la paléogéographie duPliensbachien dessine des bassins indivi-dualisés par des hauts fonds qui ne favo-risent absolument pas les échangesfaunistiques et qui participent au provin-cialisme des espèces d’ammonites.

Conclusions

Cette étude a porté sur des affleure-ments divers et dispersés, répartis demanière chaotique sur un terrain assezcouvert. Elle a permis la mise en éviden-ce d’une structure complexe par une car-tographie détaillée et une stratigraphiequasi complète du Trias supérieur et duLias. Une publication à venir montrerad’ailleurs un découpage très précis auniveau de l’horizon dans la biozonation àammonites du Sinémurien moyen auPliensbachien moyen.

Le Lias offre des faciès intéressantsau contenu faunistique riche et varié. Il aune épaisseur d’environ 170 m maiscelle-ci peut montrer de variations impor-tantes dans le Jura méridional. Sa strati-graphie montre clairement une séquencesédimentaire majeure de deuxième ordre.Assorti aux informations lithologiques etaux datations par ammonites, nous don-nons un bref et premier inventaire micro-faunistique du Lias de Champfromier.

Paléogéographiquement, cette sériecomparée à d’autres du Jura méridional

Fig. 3.- Série stratigraphique du Trias et du Lias observée dans le vallon de la Sandézanne.

Fig. 3.- Triassic and Liassic stratigraphic succession observed in the Sandézanne valley.



place la région de Champfromier sur lamarge nord-est d’une ancienne structurepositive héritée. Celle-ci, nommée éperonlyonnais, influence la répartition des facièsà l’Hettangien déjà et dirige certainementencore la sédimentation plus tard.

Remerciements

Nous remercions vivement le Dr.Henri Oertli pour la détermination desostracodes ainsi que le Prof. GeorgesGorin et le Dr. Susan Wood pour l’analyse

des palynomorphes. Ce travail s’inscritdans le cadre d’un projet du Fond NationalSuisse de la recherche scientifique(n°2100-050644-97/1, R. Wernli) que nousremercions cordialement.

Fig. 4.- Coupes du Lias du Jura méridional et situation paléogéographique de celles-ci à l'Hettangien. CUI: Cuisat, BOL: Bolozon, CHF: Champfromier, SRB,Saint-Rambert-en-Bugey, CHB: Chazey-Bons. Modifié d'après Corna (1985).

Fig. 4.- Liassic succession in the Southern Jura mountains and their paleogeographical location during Hettangian. CUI: Cuisat, BOL: Bolozon, CHF:Champfromier, SRB, Saint-Rambert-en-Bugey, CHB: Chazey-Bons. Modified after Corna (1985).



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stratigraphie du lias de champfromier par michel meyer

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