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La série traduit une bathydécroissance s’accompagnant du retour à un environnementrécifal qui reste sous l’influence d’apports silicoclastiques depuis le littoral.Le sommet de la formation comprend des marnes bioturbées (ichnogenre Gyrolites) àrares foraminifères planctoniques, un lobe gréseux et des calcaires lumachelliques à bivalves(Lucines) ou bioclastiques à débris coralliens (Fig. 4 : niveau 17). Les marnes se biseautent auCap de Barre (Ouest de la pointe de Carry) puis disparaissent (Fig. 4 : niveau 16). Lesderniers dépôts bioclastiques sont d’épaisseur croissante du Cap de Barre à la Pointe de Carryau niveau de laquelle apparaissent des colonies en place de Poritidés.Un réseau de fractures affecte le banc corallien bioconstruit au Cap de barre (Galloniet al., 2001 ; ). Ces fractures sont ouvertes, remplies par du sable et localement recouvertespar une brèche à éléments mésozoïques. Le banc corallien, précocement lithifié et émergé(Andreïeff et al., 1972), montre une déformation à grande échelle qui expliquerait lagéométrie des marnes à Gyrolites sus-jacentes. Ces éléments ont été interprétés comme lereflet d’une activité tectonique qui est peut-être responsable de l’arrêt de l’édification récifale(Galloni et al., 2001) et de l’émersion du banc corallien.Secteur de BoumandarielD’après les corrélations de Borgovini (2002 & 2003), la formation n’est représentéedans le secteur que par les calcaires bioclastiques à bryozoaires du genre Smittina.6) Formation biodétritique de SaussetSecteur de CarryElle comprend des marnes pélagiques, dites de la Tuilière, avec une base légèrementsableuse et bioclastique marquant la transition avec les dépôts de la formation sous-jacente(Fig. 4 : niveau 18). Les marnes sont surmontées de manière abrupte par des grès montrantdes figures de charge (déformations viscoplastiques), des calcaires bioclastiques et un bancconglomératique repère, d’un kilomètre d’extension latérale, comportant des galets clionés,des fragments arrondis de coraux, des turitelles et des bivalves. Au-dessus, la série comprendune alternance de bancs calcaires gréseux bioclastiques et de silts argileux, un niveau repère àgastéropodes (turitelles ?) et plusieurs bancs calcaires massifs, gréseux et bioturbés oulumachelliques (bivalves, gastéropodes, rares coraux). Les dépôts situés au-dessus du niveaurepère conglomératique représentent à grande échelle des lobes marqués par de légèresvariations latérales d’épaisseur et de faciès depuis l’Anse de la Tuilière jusqu’à l’Anse de laVaquette (Fig. 4 : niveaux 19-20). Ces variations associées à de mauvaises conditionsd’affleurement ont conduit Glintzboeckel et L’Homer, (1972) à compter deux à trois foiscertains bancs dans leur coupe et à surestimer par conséquent l’épaisseur de la formation.La partie supérieure de la formation (Fig. 4 : niveau 21) comprend des marnespélagiques, dites de la Vaquette, gréseuses et bioclastiques au sommet, des calcaires argileuxbioclastiques, un niveau gréseux lumachellique à bivalves et enfin des sables et grès jaunes.Les grès présentent un niveau classiquement dénommé à slumping balls de taille métrique(Andreieff et al., 1972). Ce niveau est recoupé en discordance par des grès et des calcairesgréseux blancs à quartz de patine verdâtre passant progressivement à des conglomérats àgrandes huîtres, galets clionés et petits galets de quartz verts. L’ensemble est localement prisdans un slump. Ces faciès gréso-conglomératiques, observés également dans le secteur deBoumandariel, ont été attribués au Burdigalien (Andreieff et al., 1972 ; Maurel-Ferrandini,1975).Les dépôts de la formation biodétritique de Sausset, quant à eux, ont été associés à desmilieux littoraux marins à tendance lagunaire, voire pararécifaux (Andreieff et al., 1972).70
Secteur de BoumandarielBorgovini (2002) relie l’absence de la formation dans le secteur à une discordancecartographique entre les dépôts conglomératiques de base du Burdigalien et la série oligoaquitaniennelégèrement basculée. Les derniers dépôts oligo-aquitaniens dans ce secteur sontcomposés de bancs calcaires gréseux disloqués sur place et de brèches pouvant constituer desséismites (Borgovini, 2002). Les espaces créés sont remplis sur près d’un mètre de profondeurpar le conglomérat burdigalien. Ce dernier représente les premiers dépôts de la latransgression Burdigalienne qui est également enregistrée par une terrasse marine bien visibleau Nord le long de la route départementale D9 (Dexcoté, 2001) et plus à l’Ouest à l’Anse SteCroix (Fig.14).OEBurdigalienPost TectoniqueTerrasseMarineOligo-AquitanienSyn TectoniqueSocleUrgonienFigure 14 : Relations géométriques entre les dépôts trangressifs burdigaliens, les dépôts oligoaquitaniensdéformés et le substratum mésozoïqueChronostratigraphieL’étude biostratigraphique intégrée d’Andreieff et al. (1972) basée sur différentsmarqueurs (foraminifères planctoniques, grands foraminifères benthiques, nannofossilescalcaires, ostracodes et associations polliniques) a conduit à la création d’un Aquitanien antéstratotypiquecorrespondant à la formation pararécifale du Cap de Nautes et à la formationsaumâtre de Rousset (Fig. 3). L’Aquitanien stratotypique a été assigné à la formationbioclastique de Carry et à la formation biodétritique de Sausset-Les-Pins d’après les travauxd’Anglada (1971a, 1971b & 1972) sur les associations de foraminifères planctoniques. Cetauteur a en effet positionné l’extrême base de la zone N4 de Blow [1967] au début des marnespélagiques du Cap Rousset, la partie supérieure de la zone N4 dans les marnes de la Tuilièreet enfin le sommet de la zone N4, voire la base de la zone N5, dans les marnes de la Vaquette.Par ailleurs un âge burdigalien a été attribué aux dépôts gréso-conglomératiques de laformation du Plan de Sausset qui ont livré le grand foraminifère benthique Miolepidocyclinaburdigalensis marqueur du Burdigalien (Maurel-Ferrandini, 1975).Depuis, plusieurs études biostratigraphiques ont replacé la limite entre l’Oligocène etl’Aquitanien à des niveaux différents selon les marqueurs et les échelles stratigraphiquesutilisés (Fig. 3 ; mammifères Hugueney et al., 1987 ; grade-datation sur foraminifèresplanctoniques : Magné et al., 1987 ; Gourinard & Magné, 1994 ; gastéropodes : Nury, 1987 &1990). L’analyse séquentielle a aussi été utilisée (Monleau et al., 1988).Borgovini (2003) a réalisé un travail récent faisant appel à la biostratigraphie(foraminifères planctoniques et nannofossiles calcaires), à la chimiostratigraphie (rapportsisotopiques du strontium 87 Sr/ 86 Sr sur des débris d’huîtres et sur des foraminifères benthiques71
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J.-P. Suc, A. Drivaliari (1991) Tra
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