Stratigraphie et analyse sédimentologique du passage …geolfrance.brgm.fr/sites/default/files/upload/documents/... · 2015. 7. 2. · STRATIGRAPHIE ET ANALYSE SÉDIMENTOLOGIQUE

21GÉOLOGIE DE LA FRANCE, N° 4, 2000

Résumé

Le passage Oxfordien/Kimméridgiendu Boulonnais est étudié grâce à deux son-dages carottés d’une cinquantaine demètres de long ayant traversé des forma-tions non affleurantes, connues unique-ment par des travaux anciens. La partieinférieure des sondages correspond à unintervalle compris entre le sommet de lazone d’ammonites à Plicatilis et la base dela zone à Cautisnigrae (Oxfordienmoyen/supérieur). La partie supérieure estdatée de la zone à Cymodoce(Kimméridgien inférieur). L’étude desfaciès et microfaciès est complétée parl’analyse à haute résolution de la fractionargileuse du sédiment ainsi que de soncontenu organique (pyrolyse Rock-Eval etobservation de palynofaciès). La micro-granulométrie, effectuée sur la fractioninsoluble du sédiment, permet d’analyserles variations des apports terrigènes. Undécoupage séquentiel de la série s’ap-puyant sur des données convergentes peutainsi être proposé dans un cadre chronolo-gique précis. L’intégration des assem-blages argileux dans ce découpage montreque des interstratifiés smectitiques sont

associés à des baisses du niveau marinrelatif au 3ème ordre, alors que la kaoliniteet l’illite caractérisent les périodes de hautniveau marin relatif. Cette relation inhabi-tuelle entre assemblages argileux et niveaumarin relatif se retrouve dans leKimméridgien/Tithonien du Boulonnais etsemble donc caractéristique du Jurassiquesupérieur de cette région. Elle pourraitrésulter de simples variations de sourcesdétritiques en fonction de la physiographiede la côte ou d’un contrôle climatique outectonique de la sédimentation. Lesdonnées actuelles ne permettent cependantpas de trancher entre ces hypothèses.

Abridged English Version

Introduction

Samples were selected in cored sectionsof two boreholes drilled through theOxfordian/Kimmeridgian boundary closeto Boulogne-sur-Mer (Boulonnais area,North of France). By the end of theJurassic, this area was subjected to a mixedcarbonate/siliciclastic sedimentation in anepicontinental environment close toemerged land (London-Brabant Massif)(Fig. 1).

This study provides additional data ona series of formations not recognized inoutcrop since the beginning of the 20thcentury (Pellat, 1867, 1878, 1880a, b;Rigaux, 1872, 1893, 1901; Pruvost, 1921;Dutertre, 1925). It completes the recentregional revision of the late Bajocian toearly Oxfordian formations (Magniezet al., 1984; Vidier et al., 1995; Thierry etal., 1996) and the Kimmeridgian-Tithonianformations exposed in the cliffs betweenBoulogne-sur-Mer and Cape Gris-Nez(Deconinck et al., 1983; Wignall, 1991; ElAlbani et al., 1993; Geyssant et al., 1993;Proust et al., 1993, 1995; Wignall et al.,1996).

Description of the formations (facies,microfacies)

The studied section includes fourdistinct formations from the base up:

a) The "Argiles du Mont des Boucards"Formation (15-30 m thick; Pellat, 1867).

It consists of homogeneous claystone tomarlstone with occasional mollusk shells.The formation is generally subdivided into

Stratigraphie et analysesédimentologique du passageOxfordien/Kimméridgiendans le Boulonnais*

Stratigraphic and sedimentologic analyses through the Oxfordian/Kimmeridgianboundary in the Boulonnais area (Northern France)

Johann SCHNYDER (1, 2)François BAUDIN (2)

Jean-François DECONINCK (1)Christophe DURLET (2)

Roger JAN DU CHENE (2)Bernard LATHUILIERE (3)

* Manuscrit déposé le 31 octobre 2000, accepté le 8 janvier 2001.(1) Université de Lille 1, Sciences de la Terre, Bât. SN5, Sédimentologie et Géodynamique, FRE 2255 CNRS, 59655 Villeneuve d’Ascq Cedex.(2) Université Pierre et Marie Curie, Paris 6, Département de Géologie Sédimentaire, FRE 2400 CNRS, Case 117, 4 pl. Jussieu, 75252 Paris Cedex 05.(3) UMR 7566 G2R Géologie et Gestion des Ressources Minérales et Energétiques, Université Henri Poincaré de Nancy 1, BP 239, 54506 Vandoeuvre-lès-Nancy Cedex.

Géologie de la France, n° 4, 2000, pp. 21-37, 11 fig., 1 ann.

Mots-clés : Oxfordien, Kimméridgien, Biostratigraphie, Argiles, Matière organique, Stratigraphie séquentielle, Pas-de-Calais, Boulonnais.

Key words: Oxfordian, Kimmeridgian, Biostratigraphy, Clay minerals, Organic matter, Sequence stratigraphy, Pas-de-Calais (France),Boulonnais.

two members: the "Argiles à pyrite" Memberat the base and the "Argiles à Ostrea sub-deltoidea" Member above. The secondmember commonly contains Ostrea beds.

Coral boundstone may be observedlocally between the two main members -thisfacies, the "Calcaire de Brucquedal"Member consists of marlstone with abun-dant echinoderm debris, brachiopods, shellfragments and calcareous build-ups domi-nated by microbial crusts (thrombolites).The poorly diversified coral fauna includeThamnasteria (dominant), Stylosmilia,Comoseris, Fungiastraea and Enallheliagenera. The limited palaeogeographicextension of the reefal facies can be mapped(Fig. 6).

b) The "Grès de Brunembert"Formation (1-10 m thick; Pellat, 1878).

This formation consists of decimetre- tometre-thick alternations of bioclast-richsandy beds and silty to sandy marl. It isseparated from the underlying formation byan erosional surface.

c) The "Oolithe d'Hesdin-l'Abbé"Formation (about 10 m thick; Pellat, 1867).

It comprises decimetre- to metre-thickbeds of bioturbated limestone consisting ofpoorly-sorted ooliths and pisoliths in amarly matrix. The formation is fairly fossil-iferous (pelecypods, brachiopods, echino-derms, bryozoans, foraminifera). Oncolitesare also observed.

d) The "Caillasses d'Hesdigneul"Formation (5 m thick; Pruvost, 1921).

This formation is composed of micriticand compact limestone.

Results and discussion

The biostratigraphic framework used inthe boreholes is based on both palynologicdata (dinoflagellate cysts) and publisheddata (ammonites). The ammonite zonationdefined by the Groupe français d'étude duJurassique (1997) for the subboreal realmin the West European basins is used here(Fig. 2). The lowermost part of both bore-holes is comprised between the top ofPlicatilis Zone and the base of theCautisnigrae Zone (Glosense/Tenuiserratumammonite zones in the Boreal ammonitescheme, middle/late Oxfordian). The top ofthe boreholes belongs to the Cymodocezone (early Kimmeridgian) (Fig. 7).

In addition to facies and microfaciesanalysis, a high-resolution determinationof the clay mineral assemblages and astudy of the organic content (Rock-Evalpyrolysis, palynofacies observations) ofthe well-preserved borehole (SCP8) havebeen carried out (Fig. 8). Grain-size datawere obtained on the insoluble fraction,with the hypothesis that this fractionreflects variations of terrigenous input.The clay assemblages are composed ofkaolinite, illite, mixed illite-smectite layersand chlorite. Variations of the kaoliniteand illite content are similar and in directcontrast to variations of the smectitic min-eral content. A smectite-rich intervaloccurs in the "Argiles à pyrite" Memberand is correlated with a grain-sizeincrease of the insoluble fraction, interpre-tated as a terrigenous input. Kerogen stud-ies have been essentially limited to themarly or clay intervals. The organic con-tent is generally low (TOC

contenu organique du sédiment (148échantillons). Le pas d’échantillonnagedans les faciès argileux est de l’ordre de20 centimètres. Quarante-quatre lamesminces ont été réalisées dans les facièsgréseux et carbonatés.

La microgranulométrie est effectuée àl’aide d’un microgranulomètre laserMalvern Mastersizer X. Les échantillonsdestinés à la microgranulométrie ont subiune décarbonatation dans le but de pré-server préférentiellement le signal desflux terrigènes détritiques, en faisant lasupposition raisonnable que la productioncarbonatée était essentiellement autoch-tone et marine et la fraction insoluble dusédiment plutôt dominée par les flux ter-rigènes, dans un contexte paléogéogra-phique marqué par la proximitéimmédiate de terres émergées.

La fraction argileuse (< 2 µm) est étu-diée par diffraction des rayons X sur pâtesorientées selon le protocole analytiquedonné par Holtzappfel (1985). Les propor-tions relatives des minéraux argileux sontestimées avec une erreur de ± 5 %.

Le contenu organique est déterminépar pyrolyse Rock-Eval de type OSA, quipermet d’obtenir les paramètres suivants(Espitalié et al., 1985a, 1985b, 1986) :teneur en carbone organique total (COTen % pondéral), Tmax indicateur du degréde maturité thermique et index d’hydrogè-ne (IH), qui permettent d’estimer la natu-re de la matière organique. L’analysegéochimique du contenu organique estcomplétée par l’observation de 11 lamespalynologiques. La classification despalynofaciès utilisée est celle de Whitaker(1984), modifiée par Steffen et Gorin(1993). Cette classification distingue plu-sieurs catégories au sein des palynomacé-raux (PM) issus des débris de végétauxsupérieurs, suivant la résistance des parti-cules à la dégradation. Ces catégories sontregroupées ici pour plus de clarté.

Faciès et microfaciès

Les faciès rencontrés étant mixtes,silico-clastiques et carbonatés, une échel-le parallèle des textures est utilisée(fig. 4). Les formations suivantes sontidentifiées (de la base au sommet) :

a) formation des Argiles du Mont desBoucards (épaisseur 15-30 m ; Pellat,1867),

STRATIGRAPHIE ET ANALYSE SÉDIMENTOLOGIQUE DU PASSAGE OXFORDIEN/KIMMÉRIDGIEN DANS LE BOULONNAIS


BrabantMR

TETHYS

MLB

MI

MA

500 km

Terres émergées/Exposed land Plate-forme carbonatée/carbonate platform

Bassins profonds/deep basins

Marnes ou calcaires argileux/Marl or argilaceous carbonate

Continental probable/Possible exposed land

Plate-forme terrigène etbassins terrigènes peu profonds/Terrigenous shelf and shallow terrigenous basins

MR : Massif rhénan/ Rhenish Massif

MI : Meseta ibérique/Iberic Meseta

MA : Massif armoricain/Armorican Massif

MLB : Massif Londres-Brabant/

London-Brabant Massif

Boulonnais/Boulonnais area

Fig. 1.- Paléogéographie du Kimméridgien inférieur, d’après Cecca et al., 1993.

Fig. 1.- Early Kimmeridgian paleogeography, after Cecca et al., 1993.

Zones d'ammonites

Transversarium

Bifurcatus Cautisnigrae

PseudocordataBimammatum

Planula*

Angleterre, Nord de l’Europe, régions arctiques

Province méditerranéenne

Zonation subboréale utilisée pourle Boulonnais

Zonation boréale

Plicatilis

Pumilus

Plicatilis

BayleiCymodoce

TenuiserratumDensiplicatum

GlosenseSerratumRegulare

Rosenkrantzi

SOUS-ETAGES

DOMAINE BOREALDOMAINE TETHYSIEN

Oxfordien supérieur

Kimméridgien inférieur

Oxfordien moyen

* Les corrélations entre les zonations téthysienne et subboréale à la limite Oxfordien/Kimméridgien ne sont pas encore clairementétablies. La limite Oxfordien/Kimméridgien (passage Pseudocardata/Baylei dans la zonation subboréale) pourrait correspondre àla limite Bimammatum/Planula ou se situer dans la partie inférieure de la zone à Planula dans la zonation téthysienne.

Fig. 2.- Zonations d’ammonites du passage Oxfordien/Kimméridgien pour les domaines boréal ettéthysien, d’après Groupe français d’étude du Jurassique, 1997. La zonation de la province boréale n’apas été représentée au Kimméridgien inférieur, par souci de simplification.

Fig. 2.- Ammonite zonation of late Oxfordian and early Kimmeridgian for the Boreal and Tethyan realms,after the Groupe français d’étude du Jurassique, 1997.


GÉOLOGIE DE LA FRANCE, N° 4, 200024

b) formation des Grès de Brunembert(épaisseur 1-10 m ; Pellat, 1878),

c) formation de l’Oolithe d’Hesdin-l’Abbé (épaisseur, environ 10 m ; Pellat,1867),

d) formation des Caillasses d’Hesdigneul(épaisseur 5 m ; Pruvost, 1921).

a) Formation des Argiles du Montdes Boucards

La formation correspond à unensemble de marnes et d’argiles parfoispyriteuses, à rares débris coquilliers etdébris millimétriques de végétaux. Dansles deux sondages, la base de la formationn’est pas atteinte. La comparaison desépaisseurs des sondages SCP8 et SCP6avec celles du sondage APO 1 et d’unsondage près d’Outreau (fig. 3) suggèrenéanmoins que la formation est pratique-ment complète. Les marnes nettementplus claires et carbonatées à la base desdeux sondages SCP8 et SCP6 confirmentla proximité de la Formation du Calcairedu Mont des Boucards sous-jacente. LaFormation est généralement composée dedeux membres : le « Membre des Argilesà pyrite » à la base et le « Membre des

Argiles à Ostrea subdeltoidea » au som-met (Rigaux, 1893, in Mansy et al. souspresse). Le membre supérieur présentequelques lits à Ostrea. Un lit de silt argi-leux orangé riche en sidérite est observé àla cote 29,70-29,80 m du sondage SCP8.Il est aussi présent dans le sondage SCP6.Des nodules de sidérite ont par ailleurs étédécrits dans la littérature (Bonte, 1969).

Un ensemble corallien, le « Calcairede Brucquedal » (épaisseur 0-10 m, Pellat,1867) s’intercale ponctuellement entre lesdeux membres précédents. Nous repre-nons dans ce travail le découpage anciende la Formation des Argiles du Mont desBoucards en deux membres principauxparfois séparés par un troisième membrecorallien (Rigaux, 1893), car il est souli-gné, comme on le verra plus tard, par desdifférences sédimentologiques.

Les faciès coralliens sont présents dansles deux sondages étudiés. Il s’agit debancs de calcaires gris à jaunâtres en bancsdécimétriques à métriques, qui contiennentdes polypiers rosés, des radioles d’oursinset des brachiopodes, alternant avec desmarnes. Ces marnes gris-bleu silteuseslivrent de nombreux radioles d’oursins, derares pentacrines, des brachiopodes et des

petits lamellibranches. Quelques brachio-podes, mal conservés, ont pu être déter-minés, et attribués aux genresSeptaliphoria et Torquirynchia. Les cal-caires récifaux présentent à la fois desfaciès de démantèlement (floastone à rud-stone) et des faciès construits variés (poly-piers lamellaires, branchus, colonies enréseaux). Des nodules carbonatés centimé-triques à décimétriques s’intercalent par-fois dans les marnes. La faune depolypiers, constituée de colonies et d’indi-vidus de petites tailles est assez peu diver-sifiée et relativement homogène. Elle estdominée par le genre Thamnasteria, quiprésente ici un morphotype lamellaire trèsfin. On y trouve aussi les genresThecosmilia, Stylosmilia, Comoseris,Fungiastraea, Enallhelia, ainsi qu’un indi-vidu de la famille des Montlivaltidés. Descoraux branchus n’ont pu être déterminés.Les faciès coralliens sont aussi caractériséspar un très grand développement d’encroû-tements microbiens (thrombolites) quirecouvrent pratiquement toutes les colo-nies coralliennes. Les croûtes micro-biennes sont souvent les bioconstructeursessentiels de ces calcaires. De petites accu-mulations d’intraclastes millimétriques,issus du démantèlement de ces croûtes sontaussi visibles, notamment à la base de la

WIMEREUX

A16

MARQUISE

FRANCE

SONDAGE SCP8

SONDAGE SCP6

OUTREAU

APO 1

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DESVRES

LianeECHINGHEM

Liane

CAP GRIS-NEZ

5 Km

Outreau(Rigaux 1872) 1 m

Forage SCP8

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APO 1Bonte 1974

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Calcaire du Montdes Boucards

Argiles duMont des Boucards

Calcaire deBrucquedal

Grès de Brunembert

Oolithe d'Hesdin-l'Abbé

Caillasses d'Hesdigneul

BOULOGNE-SUR-MER

AUDRESSELLES

AMBLETEUSE

Fig. 3.- Localisation des sondages SCP8 et SCP6. La comparaison des sondages APO 1 (Bonte, 1974), d’Outreau (Rigaux, 1872) et du sondage SCP8 donneune idée des variations latérales de faciès et suggère la présence sous les sondages SCP8 et SCP6 de la Formation des Calcaires du Mont des Boucards.

Fig. 3.- Location of boreholes SCP8 and SCP6. Comparison between boreholes APO 1 (Bonte, 1974) and Outreau (Rigaux, 1872) and borehole SCP8 indicatesthe lateral facies variations and suggest the presence of the Mont des Boucards Limestone Fm. beneath boreholes SCP8 and SCP6.



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LEGENDE/LEGEND

lamines obliques/cross bedding

surface érosive/erosive surface

lamines planes/planar laminations

surface bioturbée/ burrows

Structures sédimentaires et biologiques/sedimentary and biological structures

Lithologie/Lithology

calcaire/limestone

calcaire argilo-silteux/clayey or silty limestone

argile,marne/clay, marl

argile silteuse/silty clay

niveau sidéritique/sideritic layer

sable,grès/sand,sandstone

nodule carbonaté/carbonate nodule

ciment carbonaté/carbonate cement

à terriers

surface ferrugineuse/ ferrugineous surface

Bioturbation/bioturbations

Fossiles et éléments figurés/Fossils and clasts

encroûtements microbiens/microbial crusts(thrombolites)

rudstone

floatstone

colonie en réseau

colonie branchue

faciès indifférencié

faciès coralliens/coral facies

démantèlementfaciès de

Facièsconstruits

radiole d'oursin/sea-urchin spinespentacrineIntraclastes/intraclasts

oncolithes

pelecypodbrachiopode/brachiopod

pisolithes/oolithes

bois/wood debris

lamellibranche indifférencié/ undeterminategrande huître/Ostrea

polypiers lamellaires

Fig. 4.- Lithologie, faciès et microfaciès dusondage SCP8.

Fig. 4.- Lithology, facies and microfacies ofborehole SCP8.

formation (cote 37,80-38 m du sondageSCP8 et 34-36 m du sondage SCP6). Lespolypiers apparaissent souvent perforéspar des éponges ou des bivalves(Gastrochaenolites).

L’extension cartographique du Calcairede Brucquedal au sud-est de Boulogne-sur-Mer peut être précisée grâce à une compi-

lation bibliographique (fig. 6). L’ensemblecorallien semble s’allonger suivant unedirection NW-SE, grossièrement parallèleau paléorivage (cf. fig. 6). L’organisationspatiale et stratigraphique précise de cesfaciès n’est toutefois pas connue.

D’après Vidier (in Mansy et al.,2000), le Calcaire du Mont des Boucards

(situé sous les sondages SCP8 et SCP6 etle Membre des « Argiles à pyrite ») estdaté du sommet de l’Oxfordien moyen-base de l’Oxfordien supérieur par desammonites des genres Orthosphinctes etDichotomoceras, alors que le Calcaire deBrucquedal est daté de la limiteOxfordien moyen/supérieur par unefaune d’ammonites (Amoeboceras ovaleet Dichotomosphinctes wartae).

b) Formation des Grès deBrunembert (épaisseur 1-10 m ;Pellat, 1878)

Séparés des Argiles du Mont desBoucards par un contact particulièrementnet, se trouvent plusieurs bancs décimé-triques à métriques de grès roux luma-chelliques ou de lumachelles plus oumoins gréseuses, à rares débris d’échino-dermes. Les grès présentent quelqueslamines obliques estompées, peu faciles àidentifier en carottes. La base des bancsest parfois érosive. Plusieurs lamines fer-rugineuses brunes peuvent aussi êtreidentifiées. Ces grès alternent avec desmarnes silto-gréseuses brunes en bancsdécimétriques. D’après A. Bonte (inMégnien et al., 1980), les Grès deBrunembert renferment Trigonia bronni,Astarte morini, Gervillia tetragona,Ostrea bruntrutana, O. subdeltoideaainsi que des petits gastéropodes. Lesbancs gréseux des sondages passent laté-ralement à des calcaires roux et des pla-quettes gréseuses vers Echinghen.

c) Formation de l’Oolithe d’Hesdin-l’Abbé (épaisseur (10 m ;Pellat, 1867)

Des lacunes (cotes 13,95-13 m et12,40-11,20 m) dues au prélèvement d’é-chantillons géotechniques sont présentesdans cet intervalle. La formation estconstituée de bancs décimétriques àmétriques de calcaires blancs-jaunâtresfréquemment bioturbés, riches en piso-lithes et oolithes souvent mal classées,baignant dans une matrice argileuse.Quelques oncolithes sont parfois pré-sentes. Les premiers bancs sont enrichisen quartz anguleux. La faune et la micro-faune, assez riches, sont composées delamellibranches, de brachiopodes, d’échi-nodermes, de bryozoaires et de forami-nifères (Lenticulines et Textularidés),souvent oolithisés ou pisolithisés. Leslamellibranches Trigonia papillata,



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0-7 m : sol, lacunes

marnes claires

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Fig. 5.- Comparaison des sondages SCP8 et SCP6.

Fig. 5.- Comparison of boreholes SCP8 and SCP6.

Pholadomya protei, Pygurus blumenba-chi, le gastéropode Nerinea goodhalli, lebrachiopode Zeilleria egena et les ammo-nites « Perisphinctes » involutus etRingsteadia sp. ont été précédemmentdéterminés dans la formation (Bonte, inMégnien et al., 1980).

Une faune d’ammonites composée deRingsteadia anglica, R. frequens et R.branderi trouvée dans l’Oolithed’Hesdin-l’Abbé indique l’Oxfordiensupérieur, zone à Pseudocordata (Vidierin Mansy et al., 2000). De récentesdécouvertes indiquent même au sommetde l’Oolithe d’Hesdin-l’Abbé la présencedu Kimméridgien inférieur, zone à Baylei(Pierre Hantzpergue, travail en cours).

d) Formation des Caillassesd’Hesdigneul (épaisseur 5 m ;Pruvost, 1921)

Au-dessus d’une lacune d’observationdue à un échantillonnage géotechnique, onobserve un niveau carbonaté blanc micri-tique, très compact, bioturbé, sans macro-fossiles et très différent des calcaires àpisolithes et oolithes sous-jacents entre lescotes 7,70 et 6,15 m de profondeur. Lesommet de ce banc est affecté par des ter-riers verticaux centimétriques à décimé-triques remplis par un sable bioclastique etquartzeux provenant du banc sus-jacent.En lame mince, des intraclastes, desoncoïdes ou oncolithes, de petits lamelli-branches, des brachiopodes, des forami-nifères hyalins ainsi que des échinodermessont visibles dans ces terriers. La micriteencaissante contient aussi de petits lamelli-branches, des gastéropodes et parfois desostracodes. Elle s’enrichit en grains dequartz à proximité des terriers. Des lamina-tions sont parfois visibles lorsque la biotur-bation est absente. Après un niveaumétrique de marne blanche puis le débutd’un calcaire bioclastique blanc crème, lescolluvions et la terre végétale apparaissentà la cote 3,5 m. Les bancs calcaires sontséparés par des lits marneux lorsque la for-mation est complète. La formation passelatéralement aux Sables et Grès deWirwignes ou de Questrecques (Bonte, inMégnien et al., 1980).

Les Caillasses d’Hesdigneul ont livréles ammonites Perisphinctes achilles,Rasenia cymodoce, le brachiopodeZeilleria humeralis, et les gastéropodesNerinea goodhalli, Harpagodes oceani(Bonte, in Mégnien et al., 1980). Une faune

de Rasenia cymodoce, récoltée récemmentsur des affleurements à la base desCaillasses d’Hesdigneul, dans les talus del’autoroute A16 indique le Kimméridgieninférieur (zone à Cymodoce) (Vidier inMansy et al., 2000).

Cadre bio-etchronostratigraphique

De nouvelles données biostratigra-phiques sont obtenues dans le sondageSCP8. Elles sont issues de l’étude dekystes de dinoflagellés dans 10 prépara-tions palynologiques provenant de laFormation des Argiles du Mont desBoucards. Ces données sont cohérentesavec les datations précédentes basées surla présence d’ammonites dans les facièscarbonatés et les complètent dans lesfaciès argileux des Argiles du Mont desBoucards, sans apporter d’éléments nou-veaux sur la position de la limiteOxfordien/Kimméridgien (fig. 7).

Sur les 36 espèces de dinoflagellésidentifiées à différents niveaux du sonda-ge, 6 sont des espèces-index (cf. ann. 1)dont l’apparition ou la disparition peuventêtre corrélées avec certaines limites dezones d’ammonites dans la provinceboréale. Ces repères biostratigraphiques

sont ensuite rapportés à la zonation sub-boréale en utilisant les corrélations pro-posées dans la littérature (Groupe françaisd’étude du Jurassique, 1997, fig. 2).

La disparition stratigraphique (LAD) deCompositosphaeridium polonicum coïnci-de ainsi avec le sommet de la zone àGlosense (= sommet de Pumilus ou base deCautisnigrae, zonation subboréale). Lesapparitions de Cribroperidinium globatumet Glossodinium dimorphum sont corrélésavec la base de la zone à Tenuiserratum (=sommet de Plicatilis, zonation subboréale).L’association de C. globatum, G. dimor-phum et C. polonicum dans certainsniveaux des « Argiles à pyrite » permetalors de dater par encadrement cet interval-le : il correspond à la zone à Tenuiserratumou à la zone à Glosense (= sommet dePlicatilis, zone à Pumilus ou base de la zoneà Cautisnigrae dans la zonation subboréale,Oxfordien moyen-début de l’Oxfordiensupérieur). Les faunes d’ammonites indi-quent le passage Oxfordien moyen/supé-rieur pour le Calcaire du Mont desBoucards (situé sous le sondage SCP8)ainsi que pour le Calcaire de Brucquedal(Vidier in Mansy et al., 2000). Jusqu’ausommet du Membre du Calcaire deBrucquedal, le sondage est donc daté dusommet de l’Oxfordien moyen ou du débutde l’Oxfordien supérieur.



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Fig. 6.- Extension géographique des faciès corolliens du Calcaire de Brucquedal, d’après unecompilation bibliographique. Vers Desvres à l’est et au nord d’Outreau, la présence de ces faciès n’estpas certaine.

Fig. 6.- Lateral extension of the coral facies (Calcaire de Brucquedal Limestone Fm) based onbibliographic data. The occurrence of coral facies east of Desvres and north of Outreau is uncertain.



2 3 4 5 6 7 8 9

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Aldorfia dictyotaChrytroeisphaeridia chrytroeides

Impletosphaeridium tribuliferumDowniesphearidium iaculigerumCleistosphaeridium SPP.

Cribroperidinium SP. type sarjeantiiCribroperidinium SPP.Ctenidodinium ornatumEllipsoidictyum cinctumEndoscrinium galeritumEndoscrinium luridumScriniodinium inritibileEpiplosphaera reticulospinosaEscharisphaeridia SPP.

Gongylodinium SP.Wrevittia helicoideaGonyaulacysta jurassicaLeptodinium eumorphumLeptodinium millioudiiLeptodinium subtileMendicodinium microreticulatum

Pareodinia ceratophoraRhynchodiniopsis cladophora

Sentusidinium SPP.Stephanelytron SPP.Systematophora aerolataSystematophora penicillatumSystematophora orbiferaTubotuberella dangeardiiTubotuberella egemenii

Clatroctenocystis asaphes

Compositosphaeridium polonicumCribroperidinium globatum

Glossodinium dimorphum

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Au-dessus, les disparitions deClathroctenocystis asaphes et Scrinodiniumcrystallinum sont corrélées avec le sommetde la zone à Baylei, tandis que l’apparitiond’Occisucysta balios coïncide avec la basede la zone à Rosenkrantzi (= base de lazone à Pseudocordata, zonation subboréa-le). L’association de C. asaphes, S. crystal-linum et O. balios, au sommet des« Argiles à Ostrea subdeltoidea », indiquedonc la zone à Pseudocordata ou la zone àBaylei (Oxfordien supérieur-Kimméridgieninférieur). La formation de l’Oolithed’Hesdin l’Abbé est datée de la zone àPseudocordata et de la zone à Baylei parles ammonites, alors que la base desCaillasses d’Hesdigneul a livré une faunede la zone à Cymodoce (Vidier in Mansy etal., 2000). Le sommet du sondage est doncdaté du sommet de l’Oxfordien supérieuret du début du Kimméridgien inférieur ; lepassage Oxfordien/ Kimméridgien sesituant dans la Formation de l’Oolithed’Hesdin-l’Abbé.

Entre les cotes 38 et 21,05 m, l’absen-ce de marqueurs biostratigraphiques laisseune incertitude de datation. Néanmoins lesmarqueurs correspondant à la zone àGlosense (= sommet de Pumilus et base deCautisnigrae dans la zonation subboréale),abondants sous le Calcaire de Brucquedalne sont plus présents dans les « Argiles àOstrea subdeltoidea ». La base du membredes « Argiles à Ostrea subdeltoidea » seraitdonc Oxfordien supérieur, l’incertitude dedatation s’étendant ici de la zone àCautisnigrae à la zone à Pseudocordata.

Analysede la microgranulométrieet de la fraction argileuse

Le sédiment correspond à une siltitetrès fine sur l’ensemble de la Formationdes Argiles du Mont des Boucards (fig. 8).Les pourcentages d’argiles (< 4 µm) nesont supérieurs aux silts (> 4 µm et< 63 µm) qu’à la base du forage, dans leMembre des « Argiles à pyrite » (cote46,80-47 m, 49,65-50,30 m). Les sablesfins et moyens sont présents à l’état detraces, sauf autour du Calcaire deBrucquedal, où ils dépassent souvent 10 %(27-31 m, 38-43,40 m).

La fraction argileuse est constituée deproportions variables de chlorite, d’illite,d’interstratifiés illite/smectite irréguliers(I/S) de type R0 et de kaolinite :

- la chlorite n’est présente qu’en trace ;

- les proportions d’illite varient d’en-viron 10 % à plus de 50 % ;

- les interstratifiés illite/smectite (I/S)de type R0 fluctuent d’environ 15 % àplus de 90 % ;

- enfin la kaolinite qui n’est pas systé-matiquement présente peut constituer jus-qu’à 40 % de la fraction argileuse.

D’une manière générale, les propor-tions d’illite et de kaolinite varient demanière parallèle, en opposition avec lesproportions des interstratifiés I/S.

Deux zones minéralogiques se distin-guent dans le sondage SCP8 :

1) dans les « Argiles à pyrite », onremarque une rapide et très forte augmen-tation des interstratifiés smectitiques audétriment de la kaolinite et de l’illite.L’augmentation de la teneur en interstra-tifiés I/S est associée à un enrichissementparallèle de la teneur en silt puis en sablesfins et moyens de la fraction insoluble dusédiment.

2) dans le Calcaire de Brucquedal,puis lors du dépôt des premiers mètresdes « Argiles à Ostrea subdeltoidea »,ce flux de minéraux argileux smectitiqueset de silts diminue. La cote 26,80-28 mcorrespond ainsi à un pic d’argilosité etun minimum des teneurs en interstratifiésI/S. Un enrichissement en sable est aussiprésent juste au-dessus du Calcaire deBrucquedal. Au-dessus de la cote 26,80-28 m, la fraction argileuse se partage sanschangements entre kaolinite, illite etinterstratifiés I/S, l’illite étant en moyen-ne mieux représentée qu’en-dessous.

La microgranulométrie montre que labase des Grès de Brunembert repose sanstransition granulométrique sur laFormation des Argiles du Mont desBoucards, confirmant le caractère brutalde cette limite.

Contenu organique

Analyse du carbone organique

Le sédiment présente une faible teneuren carbone organique, le COT étant enmoyenne sur l’ensemble du sondage SCP8de 0,36 % (fig. 8). La valeur la plus forte(0,67 %) est atteinte dans les « Argiles à

pyrite » et des COT très faibles (> 0,1 %)voir nuls se rencontrent sur les quelqueséchantillons provenant des Grès deBrunembert et des Caillasses d’Hesdigneul,leur lithologie ne permettant pas la préser-vation de la matière organique.

La moyenne des index d’hydrogène(IH) sur le sondage est de 25 mg HC/gCOT. Quelques pics à 80-90 sont enregis-trés dans les « Argiles à pyrite », alors queles teneurs en carbone organique sont tropfaibles dans les Grès de Brunembert et lesCaillasses d’Hesdigneul pour que le Rock-Eval puisse donner un IH fiable. Les Tmaxsont en général compris entre 420 à430 °C, quelques valeurs pouvant toutefoisdépasser 450°C. Dans un diagrammeIH/Tmax (fig. 10), les échantillons du fora-ge SCP8 apparaissent comme étant majori-tairement de Type IV (matière organiquetrès altérée dont l’origine n’est pas identi-fiable géochimiquement), les quelqueséchantillons présentant les plus forts IH serapprochant du Type III (matière organiqued’origine continentale), ce qui est cohérentavec les débris de végétaux identifiés sur lacarotte.

Le COT est plus fort dans les« Argiles à pyrite » (0,43 % en moyenne)par rapport aux « Argiles à Ostrea sub-deltoidea » (0,35 %). La moyenne la plusfaible (0,26 %) se rencontre dans leCalcaire de Brucquedal. Les IH sont aussiplus forts dans les « Argiles à pyrite »(30) par rapport aux « Argiles à Ostreasubdeltoidea » (18). Dans les « Argiles àOstrea subdeltoidea », les IH commen-cent à diminuer vers la cote 26,60 m, lacourbe présentant peu après une nettecassure (25,40 m). Par contre, au sein duCalcaire de Brucquedal, les IH ne dimi-nuent pas (39 en moyenne).

Palynofaciès

Les palynofaciès montrent que lamatière organique d’origine continentale,allochtone, domine largement : les paly-nomacéraux et les spores-pollens repré-sentent de 83 % à 97 % des particulesfigurées (fig. 8). La matière organique asouvent un aspect altéré, ce qui est cohé-rent avec les faibles IH. La présenceconstante quoique parfois en très faiblequantité de dinoflagellés et de membranesbasales de foraminifères indique un milieumarin franc sur l’ensemble des Argiles duMont des Boucards.





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Grès deBrunembert

Oolithed'Hesdin-l'Abbé

Caillassesd'Hesdigneul "Argiles à Ostrea subdeltoidea” Calcaire de Brucquedal

Argiles du Mont des Boucards

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SOMMET PLICATILIS-BASE CAUTISNIGRAEPSEUDOCORDATA CAUTISNIGRAE

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Ces données sont en accord avec laproximité des terres émergées, notammentdu Massif Londres-Brabant, qui devait êtrela source d’un important apport de parti-cules organiques, par voie aquatique ouaérienne. La part des éléments marinsautochtones est plus importante dans les« Argiles à Ostrea subdeltoidea », où dino-flagellés et membranes basales de forami-nifères représentent plus de 10 % despalynofaciès, avec un maximum de 17 % àla cote 28,25 m, que dans les « Argiles àpyrite », où ils en constituent toujoursmoins de 10 %. Le palynofaciès de la cote23,35 m est caractérisé par l’abondancemaximum sur l’ensemble des lames defragments de végétaux curieusement bienpréservés (10 % de PM2-PM3). Il pourraitcorrespondre à un événement exceptionnel(crue ou tempête) amenant dans le milieude sédimentation des fragments de végétauxplus frais. Les lames situées dans le Calcairede Brucquedal (34,30 m) ou juste en-des-sous (38,30 m) présentent la plus faibleproportion de particules marines (< 5 %) despalynofaciès étudiés. L’influence marinesemble donc avoir été la plus faible au seinde ce membre, à moins qu’il ne s’agissed’un meilleur recyclage des producteurs. Ilfaut aussi signaler que les lames situéesentre les cotes 42,90 m et 34,30 m mon-trent les plus grandes fréquences de pollensbisaccates. Enfin, dans certaines lames, laprésence en quantités infimes de scoléco-dontes et d’algues tasmanacées estobservée, sans que ces particules apportentde renseignements supplémentaires du faitde leur trop faible proportion.

Interprétations

Environnements de dépôtset découpage séquentiel

Evolution des environnements dedépôts (fig. 9)

Offshore

Argiles du Mont des Boucards : lalithologie (marnes/argiles, siltites trèsfines) indique des milieux calmes de typeoffshore inférieur, voire supérieur lorsqueles argiles s’enrichissent en silts. L’absencede tempestites pourtant fréquentes dansles faciès argileux sus-jacents duKimméridgien/Tithonien du Boulonnaispeut être expliquée soit par la bioturbation,soit par un environnement relativementprofond et/ou relativement protégé.

Offshore sup.

Calcaire de Brucquedal : c’est unmilieu corallien, construit, peu agité, sansdoute protégé, aux conditions environne-mentales favorables à l’épanouissementdes encroûtements microbiens. La faunecorallienne est assez peu diversifiée et rela-tivement homogène ; les colonies sont depetites tailles et dominées par le genreThamnasteria supportant des conditionschangeantes. Le milieu pourrait avoir étéeutrophisé ou mal éclairé, par exemple enrelation avec une forte turbidité des eauxdue à d’importants apports détritiquescontinentaux. Les faciès de démantèlement

et les bancs à intraclastes enregistrentquelques remaniements par des tempêtes,qui pouvaient sans doute occasionnelle-ment perturber ce milieu probablementsitué sous la limite d’action des vagues debeau temps. La probable faible luminositédu milieu et son lien avec la turbidité ren-dent difficiles l’appréciation précise d’unepaléobathymétrie. Les faciès corallienssont assez étendus au passage Oxfordienmoyen/supérieur sur les marges nord de laTéthys et dans le domaine boréal del’Europe occidentale. Même s’ils ne sontpas tous du même âge, ils existent enLorraine, dans les Ardennes, enBourgogne, en Normandie, dans le JuraSuisse, la plate-forme du Frioul, enAngleterre, en Pologne, Roumanie,Géorgie et Arabie (Flügel et al., 1996 ; e.g.Insalaco et al., 1997 ; Insalaco, 1999).Dans le Jura Suisse et en Angleterre, cer-taines bioconstructions situées en environ-nement silico-clastique sont aussicaractérisées par un grand développementdes encroûtements microbiens et sont asso-ciées à des conditions mésotrophes voireeutrophes en milieu plutôt confiné (Duprazet Strasser, 1999 ; Insalaco, 1999). EnAngleterre, la faune faiblement diversifiéede ces bioconstructions est proche de celledu Calcaire de Brucquedal.

Shoreface

Grès de Brunembert : la lithologie(arénites), les discrètes laminationsobliques, les lumachelles à assez grossescoquilles de lamellibranches associées au

OFFSHOREPROTÉGÉ

PLATE-FORME INTERNET

LVT?

LVBT10 à 20 m

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SHOREFACE

Faciès construits, faciès de démantelement (tempêtes) : rudstone, floatstoneAssociation corallienne dominéepar le genre omniprésencedes microbialites.Faune associée : oursins, brachiopodes, lamellibranches

Thamnasteria,

Faible hydrodynamisme, facièsprotégé : mudstone/wackestone,oncolithes, surface marquée par des terriers verticaux.

Fort hydrodynamisme : Arénites, discrètes laminations obliques, lumachelles àlamellibranches (Grès de Brunembert) Packstones/Grainstonesà oolithes et pisolithes (Oolithed’Hesdin-l’Abbé)

Faible hydrodynamisme :argiles, marnessiltites finesFaciès profond : absencede tempestites.

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Calcaire de Brucquedal

Grès de BrunembertOolithe d’Hesdin-l’Abbé

Caillasses d’Hesdigneul

Argiles du Mont du Boucards

Fig. 9.- Zonation idéalisée des faciès des sondages SCP8 et SCP6, LVBT : limite inférieure des vagues de beau temps, LVT : limite inférieure des vagues detempêtes, T : faciès de transitions.

Fig. 9.- Facies zonation of boreholes SCP8 and SCP6. LVBT: fairweather wave base, LVT: stom wave base, T: transtional facies.

Argiles du Mont des Boucards

contexte sédimentaire général indiquentdes milieux de haute énergie peu profonds.

Oolithe d’Hesdin-l’Abbé : les packs-tones/grainstones à oolithes et pisolithescaractérisent aussi de tels milieux. Il exis-te un relais graduel des faciès entre lesdeux formations : les premiers bancs car-bonatés de l’Oolithe d’Hesdin-l’Abbé,qui contiennent encore des grains dequartz passent ensuite à des bancs où lesgrains de quartz ont totalement disparu. Ilest difficile d’apprécier si l’Oolithed’Hesdin-l’Abbé marque une variationbathymétrique par rapport aux Grès deBrunembert ou correspond simplement àune période plus favorable à la produc-tion carbonatée. Il ne semble pas y avoird’indication dans la littérature sur unéventuel passage latéral de faciès entreces formations.

Plate-forme interne

Caillasses d’Hesdigneul : elles cor-respondent à un environnement calme,vraisemblablement peu profond etprotégé. Cette interprétation est étayéepar les textures (mudstones-packstones),par l’absence de structures de tempêtes,par la présence de terriers verticaux,d’oncolites ou oncoïdes, ainsi que par laprésence latéralement de faciès sableux(Sables et Grès de Wirwignes) (Bonte inMégnien et al., 1980).

Interprétation séquentielle (fig. 8)

Les Argiles du Mont des Boucardssemblent pouvoir être découpées en deux

tendances opposées, de part et d’autre duCalcaire de Brucquedal. Dans le Membreinférieur des « Argiles à pyrite », la gra-nulométrie de la fraction insoluble du sédi-ment donne une image approchée des fluxterrigènes. Cette image suggère une ten-dance progradante, indiquée par l’enrichis-sement progressif de la fraction insolubledu sédiment en silt, puis en sable juste sousle Calcaire de Brucquedal (cote 50,30-38 m). Cette variation granulométrique estliée à l’augmentation de l’hydrodynamis-me du milieu, ou au rapprochement dessources lorsque le niveau marin relatifbaisse. Dans le Membre supérieur des« Argiles à Ostrea subdeltoidea » le phé-nomène inverse est observé. La fractioninsoluble devient de plus en plus argileuse.Ceci pourrait correspondre à l’ennoiementdes bioconstructions sous-jacentes lors dela montée du niveau marin relatif (tendan-ce rétrogradante). Le niveau riche en sablessitué juste au-dessus du Calcaire deBrucquedal (cote 31-27 m) peut êtreconsidéré comme une surface de ravine-ment, la montée du niveau marin relatifentraînant une érosion et/ou une remobili-sation des sédiments. La surface maximaled’inondation suivante pourrait être placéedans l’intervalle 26-28 m, associée aumaximum d’argilosité de la fraction inso-luble. Le niveau de sidérite de la cote29,70-29,80 m pourrait alors correspondreà un ralentissement du taux de sédimenta-tion au cours de la montée du niveau marinrelatif.

Cette interprétation séquentielle desArgiles du Mont des Boucards estappuyée par les palynofaciès et les ana-lyses géochimiques de la matière orga-nique du sédiment. La tendanceprogradante sous le Calcaire deBrucquedal est associée à de plus fortesvaleurs de l’IH, du COT, et à une présen-ce plus discrète des particules d’originemarine (dinoflagellés et membranesbasales de foraminifères). La baisse duniveau marin relatif serait ainsi associée àune moindre oxydation de la matièreorganique et/ou au rapprochement dessources continentales. L’ennoiement desbioconstructions est au contraire accom-pagné par une plus forte proportion desparticules d’origine marine et de faiblesIH et COT. L’abondance maximale de cesparticules d’origine marine est associée àla possible surface maximale d’inonda-tion de la cote 26-28 m. La montée duniveau marin relatif et sa stabilisation

entraîneraient aussi l’accroissement del’altération de la matière organique conti-nentale (plus faibles COT et IH). Ceciserait lié à une plus forte oxydation desparticules organiques due à l’éloignementdes sources continentales et/ou au milieumarin plus ouvert. L’abondance minimaledes particules d’origine marine se situeenfin dans le Calcaire de Brucquedal, cequi peut être dû au bas niveau marin et/ouau relatif confinement du milieu qu’indi-quent les associations de polypiers et lesencroûtements microbiens.

Les données biostratigraphiques, bienque rares, permettent d’identifier les cyclessédimentaires. La disparition stratigraphiquedu dinoflagellé Compositosphaeridiumpolonicum au-dessous du Calcaire deBrucquedal indique que le membre des« Argiles à pyrite » ne peut être plus jeuneque la séquence Ox 5 de Hardenbol et al.(1999). La partie supérieure des « Argiles àOstrea subdeltoidea » est datée de la zoneà Pseudocordata ou Baylei par la présencedes dinoflagellés Clathroctenocystisasaphes et Occisucysta balios. Elle ne peutdonc être plus récente que la séquence Ox8 de Hardenbol et al. (1999). Si ces argu-ments biostratigraphiques sont considéréscomme déterminants, il faut admettre queles séquences au troisième ordre Ox 6,Ox 7 et la base de Ox 8 sont comprises, aumoins pro parte, entre la base du Calcairede Brucquedal et le sommet des « Argiles àOstrea subdeltoidea ». Le maximumrégressif de second ordre défini parHardenbol et al. (1999) correspondraitdonc au sommet du système régressif desecond ordre et probablement au prisme dehaut niveau (highstand : HST) de laséquence Ox 5. Le Calcaire de Brucquedalcorrespond à la condensation de plusieurscycles de troisième ordre, probablementOx 6 et le début de Ox 7. Il doit être inter-prété comme une alternance verticale decorps sédimentaires incluant les partiesproximales d’événements transgressifs(transgressive system tract : TST) et peut-être de prismes de haut niveau (highstand :HST), les prismes de bas niveau n’étantpas enregistrés dans ces faciès proximaux.Le membre des « Argiles à Ostrea subdel-toidea » représente la base du long systè-me transgressif de second ordre dont lesommet se situe au Kimméridgien supé-rieur (Hardenbol et al., 1999).

La limite brutale et érosive de la basedes Grès de Brunembert marque certaine-



0400 500

Tmax (°C)

600

100 IV Altéré

200 III Continental

300IH (

mg

HC

/g C

OT

)

400

500 II Marin

600

700

800

900

I Lacustre

Fig. 10.- Diagramme IH/Tmax. Position deséchantillons du sondages SCP8.

Fig. 10.- IH/Tmax diagram for the SCP8 samples.

ment une importante lacune d’érosion oude non-dépôt consécutive à une chute duniveau marin relatif qui aurait rapidementrapproché les sources terrigènes. Les Grèsde Brunembert, très bioclastiques, corres-pondent probablement à la partie proxima-le et sommitale d’un prisme de bas niveau(LST) ou à la base d’un prisme transgres-sif (TST). Les environnements de dépôtssont par la suite restés relativement proxi-maux durant le dépôt des formations sui-vantes : Grès de Brunembert, Oolithed’Hesdin-l’Abbé, Caillasses d’Hesdigneul.Des faciès sableux sont souvent observéslatéralement. Les nombreuses lacunesd’observation au sein de l’Oolithed’Hesdin-l’Abbé et des Caillassesd’Hesdigneul dans le forage SCP8 limitentcependant une interprétation séquentielleprécise de ces formations. La présence deRasenia cymodoce dans les Caillassesd’Hesdigneul suggère le sommet de laséquence Kim 1 ou la base de la séquenceKim 2 telles que définies par Hardenbol etal. (1999).

Il faut cependant souligner que ceshypothèses sont préliminaires, l’étuded’une seule verticale ne permettant pas dedistinguer le signal eustatique du signaltectonique dans le contrôle de l’espacedisponible, ce qui peut amener des distor-sions sédimentaires importantes d’un siteà l’autre.

Discussion sur la significationdu signal argileux

Une influence négligeablede la diagenèse

L’augmentation de la teneur en miné-raux smectitiques dans le Membre des« Argiles à pyrite » ne semble pas due àune influence diagénétique. Si c’était lecas, cette augmentation devrait s’effectueraux dépens de l’illite et de la kaolinite dansdes proportions comparables, or ici la kao-linite disparaît totalement. La diagenèsed’enfouissement semble négligeable carl’enfouissement des séries est probable-ment resté inférieur à 500 m. De plus lesvariations des minéraux argileux ne sontpas continues et de sens constant : il n’y adonc pas de transformation de minérauxargileux liée à une augmentation detempérature en profondeur, ce qui s’accor-de avec la présence de matière organiquepeu mature (Tmax compris généralemententre 420 et 430°C). Les variations des

assemblages argileux semblent doncessentiellement liées aux fluctuationspaléoenvironnementales.

Sources des argiles et intégrationdes assemblages argileux dansle découpage séquentiel

A l’instar des sédiments duKimméridgien du Boulonnais et deNormandie (Deconinck et al., 1983 ; StGermès et al., 1996) les minéraux argileuxsemblent avoir essentiellement une originedétritique. L’illite et la chlorite (minérauxprimaires) proviennent certainement del’érosion des terres émergées. Le parallélis-me entre les évolutions de la kaolinite et del’illite suggère un remaniement de la kaoli-nite de roches anciennes ou de paléoaltéra-tions. Les minéraux smectitiques peuventprovenir soit d’une source pédogénétique,soit d’altération de roches volcaniques enmilieu océanique. Le signal argileux, sou-vent complexe, reflète l’érosion à terre et laredistribution des flux terrigènes par lescourants marins.

Il semble exister une relation entre lesvariations des assemblages argileux dans laFormation des Argiles du Mont des

Boucards et le découpage séquentiel pro-posé (fig. 8). L’augmentation des propor-tions des interstratifiés I/S au détriment dela kaolinite et de l’illite est associée à labaisse du niveau marin relatif dans leMembre des « Argiles à pyrite ». Dans leMembre des « Argiles à Ostrea subdeltoidea »,au contraire, les interstratifiés I/S dimi-nuent légèrement par rapport à la kaoliniteet à l’illite, alors que le niveau marin relatifremonte. Les variations des interstratifiésI/S sont ainsi parallèles aux silts, donc auxflux terrigènes. Cette corrélation peut indi-quer que les minéraux smectitiques résul-tent d’apports continentaux directementliés à la baisse du niveau marin relatif. Iln’est toutefois pas exclu que les teneurs enkaolinite et illite baissent et entraînentl’augmentation des proportions relatives deminéraux smectitiques. Cette relation entreassemblages argileux et découpageséquentiel des ensembles sédimentaires adéjà été décrite dans les sédiments sus-jacents du Kimméridgien et du Tithoniendans le Boulonnais (Proust et al., 1995 ;Baudin et al., en prép.) (fig. 11). Seulsdeux intervalles de la série du Jurassiquesupérieur du Boulonnais font exception :les transitions « Argiles à Ostrea subdeltoi-dea »/ Grès de Brunembert dans le sonda-



GRES de CHATILLON

ARGILES de CHATILLON

GRES DE LA CRECHE

GRES de CONNINCTHUN

CALC. de BRECQUERECQUES

GRES de BRUNEMBERT

CAILLASSES d'HESDIGNEUL

OOLITHE D’HESDIN-L’ABBE

WIBERTARGILES du MOULIN

CALC. du MOULIN WIBERT

ILLITE/KAOLINITE

ILLITE/KAOLINITE

ILLITE/KAOLINITE

SMECTITE

SMECTITE

SMECTITE

SMECTITE

BOULONNAIS

LST

LST

LST/TST

LST/TST

LST

HST

HST

HST

HST

HST

??

AR

GIL

ES

du

MO

NT

des

BO

UC

AR

DS

"Argiles à pyrite"

Calcaire de Brucquedal

"Argiles à Ostrea

subdeltoidea"

?

?

OX

FO

RD

IEN

KIM

ME

RID

GIE

NT

ITH

ON

IEN

Proust ., 1995et al

Baudin et al., données non publiées

ce travail

Fig. 11.- Intervalles enrichis en minéraux smectitiques dans la série sédimentaire du Boulonnais, del’Oxfordien moyen/supérieur au Tithonien et relation avec le découpage séquentiel. D’après Proust et al.,1995, Baudin et al., données non publiées, et ce travail.

Fig. 11.- Position of the smectite-rich sediments in the Late Jurassic series of the Boulonnais area, andrelation with sequence stratigraphy. After Proust et al., 1995, Baudin et al., unpublished data, and thiswork.

ge SCP8 et le passage Calcaires du MoulinWibert/Grès de Châtillon au Kimméridgiensupérieur, zone à Eudoxus, sous-zone àCaletanum (Proust et al., 1995) qui sontassociés à des baisses du niveau marin rela-tif ne présentent pas d’intervalle enrichi enminéraux smectitiques.

Ce type de relation est d’autant plusétonnant que les minéraux smectitiques,plus légers, se déposent par sédimenta-tion différentielle de préférence au large,alors que l’illite et la kaolinite provien-nent souvent de l’intensification de l’éro-sion sur les domaines continentaux enpériode de bas niveau marin (Chamley,1989). L’apparition de minéraux smecti-tiques dans l’est du Bassin de Paris àl’Oxfordien inférieur (zone à Mariae,sous-zone à Scarburgense) semble ainsiconcordante avec l’élévation relative duniveau marin lors d’un cycle de deuxièmeordre (Pellenard et al., 1999). Cet apportimportant de smectites détritiques pro-viendrait majoritairement de l’AtlantiqueNord en cours d’ouverture et envahirait àl’Oxfordien le Bassin parisien par l’inter-médiaire d’une structure subsidente, lesillon marneux (Dugué, 1991).

Dans le Boulonnais, le message argi-leux est systématiquement inverse. Dans lebassin de Cleveland (Yorkshire,Angleterre), dans la Formation de laKimmeridge Clay (Kimméridgien/Tithonien), il existe aussi de fortes varia-tions des proportions des minéraux smecti-tiques (Ramdani, 1996), mais celles-ci nesemblent pas avoir la même significationque dans le Boulonnais. En particulier, ilsemble que dans le bassin de Cleveland, lesbaisses du niveau marin relatif soient majo-ritairement associées à des baisses desteneurs en smectite (Ramdani, 1996). Lemessage argileux du Boulonnais sembledonc assez particulier, ceci étant peut-êtrelié à sa position proximale. La région duHavre, relativement proche du Boulonnais,présente elle aussi un intervalle smectitiqueassocié à une baisse du niveau marin. Ceniveau, dans les Marnes de Bléville, estcorrélable, aux incertitudes de datationprès, avec un intervalle smectitique trouvédans le Boulonnais au sommet desCaillasses d’Hesdigneul (zones àCymodoce/Mutabilis, Saint Germès et al.,1996 ; Baudin et al., en prép.). L’étude dusondage SCP8 étend donc l’enregistrementargileux particulier du Boulonnais jusqu’aupassage Oxfordien moyen/supérieur.

Hypothèses sur l’enregistrementargileux du Boulonnais

Plusieurs hypothèses peuvent êtreavancées pour tenter d’expliquer cette rela-tion entre signal argileux et variations duniveau marin relatif, particulière à la sériedu Jurassique supérieur du Boulonnais :

1) existence de barrières morpholo-giques en mer,

2) changement des sources argileusesen relation avec les variations eustatiques,

3) changements climatiques,

4) influence tectonique.

1) Présence de barrières morphologiquesen mer

L’augmentation des interstratifiés I/Sen période de baisse du niveau marin pour-rait être liée à l’existence de barrières mor-phologiques en mer, susceptibles de« filtrer » préférentiellement certainsminéraux argileux venant du continent parle jeu de la sédimentation différentielle.De tels phénomènes sont connus enNormandie à l’Oxfordien moyen (Dugué,1991). Les particules d’illite et de kaolini-te sont bloquées en domaine interne debarrières sous-marines oolithiques ou réci-fales, alors que les particules smectitiquessont plutôt concentrées vers le large, endomaine externe, en raison de leur plusgrande flottabilité. Dans le Boulonnais, lesensembles sableux du Kimméridgien/Tithonien pourraient avoir joué ce rôle debarrières morphologiques sous-marines, labaisse du niveau marin accentuant demanière relative les morphologies sous-marines. Pendant l’épisode du Calcaire deBrucquedal, il est cependant peu probableque ces bioconstructions discontinuesaient pu jouer un rôle de barrière.

2) Changement de sources argileuses enrelation avec les variations eustatiques

Les fluctuations du niveau marin àproximité de terres émergées peuvententraîner des changements dans les sourcesdétritiques gouvernés par exemple par desvariations courantologiques ou paléogéo-graphiques (émersion de certainsdomaines, accentuation de l’érosion etmise en déséquilibre de sols ou depaléoaltérites...). Ce type de phénomènepourrait expliquer l’augmentation desinterstratifiés I/S dans le Membre des

« Argiles à pyrite ». Le couple illite/kaoli-nite et les minéraux smectitiques semblenten effet provenir de stocks différents à l’é-chelle du Boulonnais. Parmi les sourcespossibles des minéraux smectitiques, l’éro-sion régressive de sols smectitiques (verti-sols) a par exemple été invoquée(Deconinck et al., 1983). Ces sols pour-raient être antérieurs ou se développer surles aires peu déclives et mal drainées,libérées par le retrait de la mer en borduredu Massif Londres-Brabant et à proximitéimmédiate des milieux de sédimentation.Dans le Kimméridgien et le Tithonien duBoulonnais, les smectites appartiennentd’ailleurs au groupe des montmorilloniteset beidellites alumineuses et ferrifères, quiproviennent surtout de l’érosion de sols(Proust et al., 1995). Lors de la montée duniveau marin relatif au sein des « Argiles àOstrea subdeltoidea » dans le sondageSCP8, et dans les niveaux de la série duJurassique supérieur du Boulonnais, la pro-portion des minéraux smectitiques dimi-nue. Les stocks smectitiques ne subiraientplus la même érosion, pouvant par exempleêtre ennoyés. Les assemblages argileuxreflèteraient alors la composition minéralo-gique de l’arrière-pays à grande échelle,avec un mélange de minéraux smecti-tiques, de kaolinite, d’illite et de chlorite.

3) Changements climatiques

Les apports smectitiques associés auxbaisses du niveau marin relatif pourraientaussi marquer des phases climatiques plusarides. La formation à terre de sols smecti-tiques serait alors favorisée par rapport auxsols à kaolinite qui caractérisent despériodes plus humides associées à une plusforte hydrolyse. Le climat en Europe auJurassique supérieur était tempéré chaud etcaractérisé par une forte saisonnalité(Frakes, 1992, Valdes et Sellwood,1992). Sur le long terme, l’intervalleKimméridgien-Tithonien est marqué parune phase relativement plus chaude et aridedébutant à l’Oxfordien et attestée au moinsà l’échelle ouest-européenne par des mar-queurs sédimentologiques, minéralogiqueset isotopiques (Frakes, 1992 ; Riboulleau etal., 1998). Une brutale baisse des teneursen kaolinite dans des sédiments de laKimmeridge Clay au sein de la zone àHudlestoni a été interprétée comme signantun changement climatique associé à cettetendance, parallèlement à d’autres données(Wignall et Ruffel, 1990). La zone àHudlestoni correspond dans le Boulonnais





à une lacune de sédimentation. Toujoursdans la Kimmeridge Clay, mais à uneéchelle de temps de 20 ka, des enrichisse-ments ponctuels en kaolinite corrélés avecdes cycles organiques sont attribués à desvariations climatiques à haute fréquence(Desprairies et al., in Lallier-Vergès, E.,Tribovillard, N. P., Bertrand P., 1995).Dans le Jura Suisse et en Espagne, desétudes à haute résolution des faciès ont mon-tré l’influence du climat, parmi d’autres fac-teurs, à des échelles de temps de l’ordre de20 ka et 100-400 ka à l’Oxfordien (Pittet etStrasser, 1998). Dans le cas du Boulonnais,une influence climatique régionale ne peutêtre écartée. Mais le fait que les apportssmectitiques synchrones avec les baissesdu niveau marin relatif au troisième ordrene se retrouvent pas systématiquementdans les régions voisines ne plaide pas apriori en faveur de changements clima-tiques à large échelle pour expliquer l’es-sentiel du signal argileux. De plus, lesvariations climatiques à haute fréquence nesemblent pas enregistrées par les argilesdans ces faciès proximaux. Il faut aussigarder à l’esprit qu’un retard entre le chan-gement climatique entraînant à terre ledéveloppement de sols en équilibre avec leclimat et l’arrivée dans le milieu de sédi-mentation de ces minéraux argileux estpossible, comme cela a été montré dans lecas des paléoaltérites du Crétacé (Thiry etal., 1999). Il est même possible d’imaginerun complet déphasage entre variation cli-matique et arrivée des minéraux argileuxcorrespondants dans le bassin.

4) Influence tectonique

La domination de l’illite et de la kaoli-nite en période de remontée du niveaumarin relatif pourrait également être liée àune forte activité tectonique entraînant desrajeunissements de reliefs et favorisant lesapports d’illite et de kaolinite provenant del’érosion continentale (Deconinck et al.,1983). Les périodes de baisse du niveaumarin relatif seraient au contraire despériodes de quiescences tectoniques. Cettehypothèse est aussi cohérente avec la géo-dynamique, marquée alors en Europe parun rifting actif dans l’Atlantique Nord et enMer du Nord (Ziegler, 1989). Cependant,cette possible phase d’activité tectonique nese marque pas dans le sondage et dans lereste de la série du Jurassique supérieur duBoulonnais par des apports plus grossierspendant ces intervalles. Dans leBoulonnais, des preuves d’activité tecto-nique marquée ne sont présentes qu’à partirde l’extrême fin du Jurassique sur les lignessismiques disponibles (Mansy, comm. pers.).

Conclusions1) Un découpage séquentiel des sédi-

ments dans un cadre chronostratigra-phique précisé est proposé pour desformations qui n’ont pas bénéficié d’é-tudes exhaustives depuis longtemps. Cedécoupage complète les travaux régio-naux et permet d’avoir une vision globa-le de la succession sédimentaire duJurassique supérieur du Boulonnais.

2) Il existe une logique entre signalargileux et variation du niveau marinrelatif depuis le passage Oxfordienmoyen/supérieur jusqu’au Tithonien dansle Boulonnais. Les données acquises etles données bibliographiques sur leKimméridgien/Tithonien du Boulonnaisne permettent pas actuellement de validerou d’infirmer définitivement les diffé-rentes hypothèses avancées ici pourexpliquer le signal argileux, les méca-nismes sédimentologiques possiblesayant pu par ailleurs être couplés. Le oules processus sédimentologiques à l’ori-gine de ce signal semblent a priori avoirété restreints à la bordure nord-occidenta-le du Massif Londres-Brabant. Seul unlarge contrôle latéral de la sédimentationpourrait permettre de contraindre ceshypothèses et de séparer les influenceseustatiques et tectoniques, dans uncontexte géodynamique de rifting actif àl’échelle de l’Europe.

Remerciements

Nous remercions la société FONDA-SOL de nous avoir fourni les carottes étu-diées. Nous remercions aussi Jean-PierreGarcia pour la détermination des brachio-podes du sondage SCP8, Alain Foucault etCécile Robin pour les remarques et discus-sions enrichissantes, ainsi que les relec-teurs du manuscrit. Nous avons bénéficiédu soutien technique de Philippe Recourt,Deny Malengros (Lille 1) et FlorenceSavignac (Paris 6).

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Annexe 1 - Références des espèces-index citées dans le texte. D’après Williams G.L. et Lentin J.K. (1998) - The Lentinand Williams index of fossil dinoflagellates. AASP Contributions Series Number 34.

Annex 1 - References of index-species quoted in the texte. After Williams G.L., Lentin J.K. (1998) - The Lentin and Williamsindex of fossil dinoflagellates. AASP Contributions Series Number 34.

Clatroctenocytis asaphes Compositosphearidium polonicum Cribroperidinium globatum Glossodinium dimorphum et al.Occisucysta balios et alScrinodinium crystallinum

(Drugg, 1978) Stover et Helby, 1987d(Gorka, 1965) Erkmen et Sarjeant, 1980

(Gitmez et Sarjeant, 1972) Helenes, 1984Ioannides , 1977

Gitmez, 1970 émend. Jan du Chêne ., 1986b(Deflandre 1939a) Klement, 1960


STRUCTURES PROFONDES DU BASSIN NORD LIGUREET DU BASSIN NORD TYRRHÉNIEN

parI. Contrucci

Document du BRGM n° 292

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Stratigraphie et analyse sédimentologique du passage …geolfrance.brgm.fr/sites/default/files/upload/documents/... · 2015. 7. 2. · STRATIGRAPHIE ET ANALYSE SÉDIMENTOLOGIQUE