2. Description des affleurements (selon Fookes (1991))

2.1. Prapont (Annexes : Log 1 : Coupe de Prapont)

Il s’agit d’un affleurement exceptionnel, car il fournit une vue quasiment complète en deux dimensions du complexe récifal. De plus, comparables aux célèbres « récifs » de Valfin, les formations coralliennes de Saint-Germain-de-Joux les surpassent par l’ampleur, la netteté et la fraîcheur des ensembles construits (Enay, 1965). L’affleurement s’oriente plein ouest et présente une pente avoisinant les 45°. Au fond de la vallée se trouve la Semine. Les références entre parenthèses dans les titres en italique se réfèrent aux cartes paléogéographiques de Meyer (2000) (Fig. 3) (voir chapitre n°1.4.2). L’affleurement a été subdivisé par Fookes (1991) en cinq séquences stratigraphiques :

1) Séquence d’initiation du récif (HST Kim 3) :

Le bas de l’affleurement présente des sédiments beiges (biomicrites) exhibant beaucoup de coraux lamellaires, mais aussi des bivalves, brachiopodes, échinodermes, bryozoaires, serpules, quelques gastéropodes et des foraminifères («Tubifides» morronensis). Sous les coraux se trouvent souvent des stromatactis. Ils sont probablement originaires de la décomposition de la matière organique qui a dû être abondante dans ces dépôts de basse énergie. Ces caractéristiques sont distinctives d’un environnement subtidal situé en dessous de la zone d’action des vagues.
Les coraux lamellaires fournissent un substrat stable qui servira de base à la construction principale. Ce phénomène est bien illustré par la croissance de coraux branchus sur le sommet des microsolenides.
Suivant, les même dépôts latéralement, quelques patchs bruns foncé apparaissent dans la roche. La couleur est dans ce cas, indicateur du pourcentage de cristaux de dolomite à l’intérieur du sédiment. Ils sont associés aux premiers coraux, avec des restes végétaux ou fragments charbonneux, et des terriers.
Le faciès au-dessus de cette zone dolomitisée est un packstone crayeux et poreux d’une épaisseur approximative de 8 m. La transition indique une augmentation de l’énergie ; probablement due à la modification des modèles de circulation des eaux.

2) Première séquence récifale (SB Kim 4) :

Les principaux récifs et flancs de récif sont situés dans cette séquence. Les faciès de récif peuvent être distingués des dépôts environnent par l’abondance de coraux (principalement en position de vie), avec des espaces inter-coralliens typiquement remplis par de la matrice micritique. Il n’y a pas de stratification à l’intérieur de ces dépôts.
Par contre, les sédiments proches des récifs, possèdent des stratifications obliques marquées avec des angles entre 10° et 20°. Des coraux déplacés sont communs, particulièrement dans la partie inférieure de ces dépôts où ils sont usuellement concordant avec la stratigraphie. Ces sédiments, qui consistent principalement en des grainstones bioclastiques hétérogènes, ont les caractéristiques qui sont typiquement trouvées dans les flancs de récif. La proximité de ces dépôts autour des biohermes fait qu’il est difficile d’interpréter ces dépôts comme quelque chose de différent à des faciès de flanc de récif.
Comme affleurement, les récifs sont moins résistants à la météorisation que les flancs de récif et sont par conséquent situés dans les dépressions du flanc de la colline.
Les récifs qui atteignent des hauteurs allant jusqu’à 20 m, sont principalement composés de coraux branchus. Stromatoporoids, bivalves, brachiopodes, serpules et plaques d’échinoderme sont communs dans tout le récif.
Le faciès de flanc de récif est caractérisé par une abondance de serpules, plaques d’échinodermes et quelques bryozoaires.

3) Sédiments entre les deux séquences récifales (MFS Kim 4) :

Les sédiments recouvrant la première séquence récifale sont représentés par des grainstones très bien triés. Des intraclastes et plus rarement des ooïdes micritisés caractérisent cet horizon qui possède une épaisseur approximative de 8 m. Ce faciès est divisé en deux moitiés par des sédiments stratifiés, de 40 cm d’épaisseur. Les sédiments sous ce niveau remarquable contiennent des plaques d’échinodermes, des dasycladacées, des foraminifères benthiques aussi bien que des pélécypodes et des clastes de gastéropodes. Coraux et stromatoporoïdes sont intercalés dans ce niveau.
Les sédiments stratifiés qui suivent stratigaphiquement sont plus résistants à la météorisation, les rendant remarquables dans le paysage. Ces derniers forment un hardground et marquent un niveau d’inondation maximum qu’il est possible de suivre dans toute la région. La stabilisation du niveau eustatique réamorce une sédimentation plus importante de sables carbonatés qui recouvrent ce hardground.

4) Deuxième séquence récifale (HST Kim 4) :

Une seconde séquence récifale se développe. Les sections exposées de récifs exhibent des structures moins bien développées que dans la première séquence récifale, avec des hauteurs qui n’atteignent que 6 m. Par contre, la diversité des coraux est plus grande. Les coraux branchus ne sont plus dominants mais une pluralité d’espèces vivent en communauté. Les coraux méandriformes, caractéristiques de milieux balayés par d’importants courants, sont fréquents. Des stromatoporoïdes sont aussi présents tout comme des bryozoaires, des serpules, et occasionnellement des calcisponges, des brachiopodes, des pélécypodes et des plaques d’échinoderme.

5) Dépôts lagunaires (SB Kim 5) :

Le faciès recouvrant les dépôts de récif et leurs flancs, est sur la plupart du secteur recouvert d’herbe. La roche est blanche, assez poreuse et crayeuse en apparence. Les limites de ce faciès ne sont pas claires dues à la transition graduelle entre les différents sédiments. L’épaisseur de l’unité est très variable, passant d’environ 8 m à plus de 15 m. Ce niveau est marqué par la présence d’un rudstone corallien de 2 m d’épaisseur que Enay (2000) décrit comme une brèche corallienne à gros débris, fragments roulés d’organismes divers et de coraux dans toutes les positions. Tout ce niveau est interprété par Fookes (1995) comme une tempestite. Il est surmonté par un hardground présentant des perforations de lithophages. Au-dessus celui-ci la sédimentation lagunaire est rétablie et les sédiments passent progressivement de packstone à grainstone au sommet.

Les dépôts suivants sont proches du sommet de la section. L’affleurement est relativement mince et le litage à l’intérieur de ce dépôt est remarquable. La porosité est très faible. La partie inférieure de ce dépôt est caractérisée par des stratifications planes parallèles. Le sédiment est un grainstone bimodale de péloïdes et d’oncoïdes et de quelques bioclastes comme des gastéropodes, des plaques d’échinodermes, des algues et occasionnellement des foraminifères. La principale caractéristique de ces dépôts est la présence de keystone vugs, qui associés à la stratification plane parallèle identifie ces sédiments comme dépôt de plage.

Une grande importance est donnée à la présence, localement, dans les Calcaires de la Semine, d’une brèche versicolore à cailloux noirs, avec traces de racines (rhizolites) et fragments calcrétisés, associée à des marnes vertes. Selon Fookes (1995), elle traduit une émersion. La nappe phréatique associée à cette émersion est certainement à l’origine de la dolomitisation des niveaux de la base des Couches de Prapont inférieures (et niveaux sous-jacents) dans la zone de mélange, sous-salée, entre les eaux marines et les eaux douces. Ceci implique une émersion de large extension (Enay, 2000).

Le membre inférieur est surtout remarquable par le développement de véritables constructions coralliennes bien visibles dans le lit de la Semine autour de Prapont Ces constructions ont fait l’objet d’interprétations différentes : soit, de véritables « colonnes construites » (Enay, 1965 ; Bernier 1984), développées sur presque toute la hauteur du membre inférieur, environ 50 à 60 mètres ; soit au contraire, deux niveaux distincts de constructions, linéaires et faiblement développées en hauteur (20 et 6 m respectivement), séparées par des sables calcaires, eux-mêmes, traversés par une surface d’arrêt du dépôt (Enay, 2000).

Une carte de l’affleurement en fonction des différents faciès (Annexes : Planches 1 : carte de la distribution des faciès sur l’affleurement) permet une vision rapide et claire de la succession des dépôts.

2.2. Echallon (Annexes : Log 2 : Coupe d’Echallon)

L’affleurement est situé juste à côté de la pisciculture sur la rive droite de la Vallée de la Semine. Il s’agit d’un affleurement ininterrompu du bas jusqu’en haut. La description qui suit couvre 45 mètres.
De manière générale, les récifs sont moins développés que dans l’affleurement de Prapont et les flancs de récifs sont plus difficiles à identifier avec comme conséquence un relief peu développé. Fookes (1991) l’a décrit de la manière suivante de bas en haut :

1) Première séquence récifale (SB Kim 4) :

Le bas de l’affleurement est situé plus haut stratigraphiquement que celui de Prapont ce qui explique pourquoi il n’y a pas de sédiments dolomitisés. Les faciès sont similaires à ceux interprétés comme flanc de récif dans la première séquence récifale de Prapont. Ils consistent en des biosparites hétérogènes recristallisées et présentent des stratifications obliques avec des angles variables. Ces figures identifient clairement ces dépôts comme des flancs de récif. Stromatoporoides déplacés et quelques coraux massifs sont présents dans la partie supérieure de ce dépôt.

2) Sédiments entre les deux séquences récifales (MFS Kim 4) :

La succession sédimentaire à l’intérieur de cet intervalle est assez similaire à celle décrite dans l’affleurement de Prapont, c’est-à-dire des grainstones divisés en deux entités par un niveau de hardground.

3) Deuxième séquence récifale (HST Kim 4) :

Le premier dépôt fait 1,2 mètre d’épaisseur et représente un grainstone hétérogène. Ce faciès représente probablement un dépôt de flanc de récif. Le dépôt suivant est extrêmement bioclastique et consiste principalement en des éléments plus larges que de 2 cm dans une matrice de micrite. Ce faciès reflète l’arrivée d’un front de récif progradant sur son propre dépôt de flanc. Le dépôt sus-jacent présente une faune variée avec des coraux à morphologies diverses. Un packstone crayeux et poreux surmonte le récif, sur une épaisseur de 3 mètres. Bioclastes et péloïdes fins sont les principaux éléments de ce faciès, qui représente probablement des sables d’arrière récif.

4) Dépôts lagunaires :

Cette unité fait quelques 12 mètres d’épais et est divisée en deux par un important dépôt de calcirudite. Les sédiments en dessous et en dessus consistent en des packstones crayeux très poreux qui reflète une sédimentation lagunaire. Quelques petits patchs de récif occupent la partie inférieure.

5) Baisse du niveau marin et émersion (SB Kim 5) :

Il n’y a pas de limite claire entre cette unité et la précédente. Cela passe progressivement du packstone crayeux à un grainstone. Cependant, la limite supérieure de ce dépôt présente une surface lessivée soulignée par des petits galets noirs et est bien marquée dans l’affleurement. Des stratifications planes parallèles sont bien exprimées dans le milieu de ce faciès, associées avec une abondance de petits keystone vugs. Des vides crées par des coquilles sont aussi communs. Les caractéristiques décrites de ces sédiments les identifient clairement comme dépôts de plage. Dans les 30 derniers cm de ce faciès, la roche devient particulièrement dure et se colore en brun foncé (calcrète ?). Les galets noirs qui s’y trouvent révèlent la proximité d’un environnement pédogénétique.

6) Retour à des conditions marines :

Ces dépôts sont caractérisés par des bancs bien définis. La roche est particulièrement dure et exhibe une très faible porosité. Le premier banc, épais de 40 cm, est constitué d’un packstone à galets noirs, lithoclastes, gastéropodes, pélécypodes, brachiopodes, oncoïdes, pyrite et quelques foraminifères. La matrice est complètement dolomitisée dans la partie inférieure du banc. Beaucoup de particules sont calcrétisées. Ce dépôt interprété comme la base d’un intervalle transgressif est surmonté par un wackestone beige à péloïdes et lithoclastes. La présence d’algues dasycladacées indique des conditions lagunaires dans la zone photique.

Bien que la plupart des échantillons qui ont constitué la base de travail aient été prélevés sur l’affleurement de Prapont, l’affleurement d’Echallon a également été pris en compte dans cette étude pour sa partie supérieure (Annexes : Planches 4 : Photo de l'affleurement d'Echallon avec emplacement des échantillons). En effet, Fookes (1991) a pu corréler ces deux affleurements par leurs milieux de dépôts, cependant dans la coupe d’Echallon, un retour à des conditions marines se produit dans la partie supérieure de l’affleurement (Fig. 4), ce qui n’est pas visible dans l’affleurement de Prapont. Des échantillons attribués à des faciès de plage et lagon ont donc pu être carottés sur cet affleurement.

Fig. 4 : Corrélations des coupes de la région étudiée, d’après Fookes (1995)

2.3. Dolomitisation

2.3.1. Observations à Prapont

La diagenèse est un aspect important du complexe récifal de St-Germain-de-Joux. La dolomitisation de certains horizons est particulièrement remarquable.

Localement se développent des dolomies calcifères, jaunes, très cristallines, vacuolaires et très fossilifères dans la première séquence récifale. Elles forment des masses irrégulières totalement isolées au sein des calcaires à débris. Le passage des calcaires non modifiés à la dolomie est très rapide et se fait en quelques centimètres. La dolomitisation s’accompagne de géodes tapissées de prismes de calcite (Enay, 1965).
La dolomitisation observée, à la base de la section de Prapont, reflète le passage d’une zone phréatique de mélange (Fig. 5). Bernier (1984) décrit des interpénétrations entre des ciments syntaxiaux et des cristaux de dolomite qui suggèrent ainsi des variations saisonnières dans la pluviométrie entre la nappe phréatique d’eau douce et la zone de mélange pour expliquer ce phénomène.

Fig. 5 : Modèle de zone de mélange pour la dolomisation (d’après Tucker et Wright, 1990)

Fookes (1991), quant à lui, donne une indication sur le moment auquel s’est produit la dolomitisation. Il parvient à la conclusion que l’influence de la nappe phréatique et la zone de mélange menant à une dolomitisation sont synchrones à l’installation d’un horizon pédogénétique caractérisé par un conglomérat à galets noirs observable dans la partie supérieur de la section de Prapont.

Une autre phase de dolomitisation, génétiquement différente de celle décrite ci-dessus est observable au-dessus de cette séquence récifale. Elle serait plus tardive et serait due au pompage évaporitique. Cette dolomitisation est stratiforme et se trouve sous la discontinuité contenant les galets noirs.

Plusieurs échantillons ont été carottés dans ces niveaux dolomitisés, afin d’y faire des mesures de porosité et de perméabilité, de plus, un échantillon de dolomie provenant de l’affleurement de Prapont à été amené à l’Institut Forel pour des études de gamma ray en laboratoire.

2.3.2. Conséquences de la dolomitisation sur la porosité et la perméabilité

La dolomitisation engendre une porosité secondaire de rétraction.

Le remplacement de la calcite par de la dolomite implique une contraction physique d’environ 12-13 % (augmentation de la porosité) si :

1) la réaction se déroule comme suit : 2CaCO3 + Mg2+-> CaMg (CO3)2 + Ca2+,
2) le remplacement s’effectue mole par mole,
3) les ions Ca2+sont évacués.

En revanche, si le remplacement s’effectue sans évacuation des cations Ca2+, la dolomitisation ne résultera pas en une formation de porosité (Sarkisyan et al, 1973). Il n’y a pas d’accord général sur la relation entre la dolomitisation et la porosité (Chilingarian et Fu Yen, 1987). Pour Frolova (1962) la dolomitisation entraîne une réduction de volume et une augmentation de la porosité sans tenir compte de la lithologie. Gmid et Zvonitskaya (1965) et Per’kova (1966), pensent qu’une relation complexe, qui n’est pas toujours directe, existe entre la porosité et la dolomitisation. En outre pour Sarkisyan et al. (1973), la dolomitisation génère de la porosité mais celle-ci peut-être détruite par la compaction subséquente. Enfin, Choquette et Pray (1970) relativisent l’augmentation de porosité liée à la dolomitisation, en disant qu’elle est quantativement petite comparativement à la diminution totale de la porosité qui se produit dans les anciennes dolomies.