Le synclinal d'Aingeray : 3. Description
Des affleurements continus se succèdent le long d'un axe nord-ouest - sud-est, suivant la voie verte en direction de Velaine-en-Haye. Il faut parcourir 200 à 300 mètres avant d'observer les premières strates (alternances marno-calcaires) sur le talus est du chemin. Le bas du talus est généralement recouvert par les éboulis masquant la base des formations affleurantes. De bas en haut, les premières couches sont formées de : (cf. annexe 1)
Ces couches font partie de la formation appelée Oolithe à Clypeus ploti (Bajocien supérieur). L'oursin irrégulier (C. plotii) caractéristique de cette formation peut être récolté à différents endroits. Les pseudo-oolithes correspondent à des oncoïdes avec encroûtements à nubéculaires (foraminifères).
- calcaire à oolithes fines (infra- à millimétriques), bioturbé (terriers remplis de pseudo-oolithes grossières de la formation sus-jacente) - 20 cm d'épaisseur ;
- calcaire à pseudo-oolithes grossières (= oncoïdes plurimillimétriques) dont le sommet est marqué par une surface durcie ou "hard ground" (= s1) avec huîtres, serpules, perforations et dépôts ferrugineux - 80 cm d'épaisseur ;
- marnes à oolithes grossières (sommet du talus).
Ces couches font partie de la formation appelée Oolithe à Clypeus ploti (Bajocien supérieur). L'oursin irrégulier (C. plotii) caractéristique de cette formation peut être récolté à différents endroits. Les pseudo-oolithes correspondent à des oncoïdes avec encroûtements à nubéculaires (foraminifères).
Ces strates peuvent être suivies jusqu'au flanc nord du synclinal marqué par une faille, soit 200 mètres environ après les premiers affleurements. A ce niveau, les couches formant la suite de la série affleurent ; de la base au sommet (photo 1) :
- éboulis (nombreux fossiles) - 1 à 2 m ;
- calcaire à pseudo-oolithes grossières formant un ressaut au milieu du talus (surface durcie ferruginisée sommitale, s1) - 80 cm d'épaisseur ;
- marnes à pseudo-oolithes grossières fossilifères (huîtres, pholadomyes, bivalves divers, brachiopodes, échinides dont C. plotii, etc.) - 1,20 m ;
- calcaire coquillier (lumachelles à bivalves et brachiopodes) formant un net surplomb au sommet du talus; le toit de la couche est marqué par une surface durcie, s2 (avec huîtres et serpules) - 1 m d'épaisseur ;
- marnes à pseudo-oolithes et nodules calcaires, riches en brachiopodes (térébratules et rhynchonelles plates) - 0,50 m.
Au-dessus des calcaires lumachelliques, formant le coeur du synclinal (photos 3 et 5), les alternances marno-calcaires présentent un faciès différent ("oolithes" de plus en plus rares) : calcaires bioturbés fossilifères (brachiopodes et pholadomyes) puis calcaires micritiques très peu fossilifères (cf. annexe 1). Ces strates, dont l'épaisseur totale atteint plusieurs mètres, font partie de la formation des Polypiers de Husson datée du Bajocien terminal et donc d'âge plus récent que la formation précédente. Les Polypiers de Husson sont considérés comme un équivalent latéral de l'Oolithe Miliaire Supérieure qui affleure ailleurs dans le secteur (Bicqueley par ex.). Des reliques de polypiers contenus dans des pierres volantes peuvent être récoltées dans les champs environnants (cf. annexe 1).
La coupe se termine par le flanc sud du synclinal marqué lui aussi par une faille, moins inclinée (70°) mais de même direction que la première : NNE-SSW; photo 4. Le banc lumachellique "repère" se trouve surélevé, d'une hauteur de 1 mètre environ, du côté sud de la faille.
Les formations précédentes indiquent un milieu marin de sédimentation ordinairement calme à modéré. En dépit de son nom trompeur, la formation de l'Oolithe à Clypeus ploti constitue une interruption de la production carbonatée récifale et oolithique qui domine au cours du Bajocien, en Lorraine (Lathuilière et al. 2003; Mangold et al. 1994). Les Polypiers de Husson, équivalent latéral de l'Oolithe Miliaire Supérieure, correspondent vraisemblablement à un chenal de passe recoupant un complexe de dunes sous-marines oolithiques de plate-forme carbonatée, mis en place au cours du Bajocien supérieur, dans la région (Flageollet et al. 1985).
Les surfaces de discontinuités observées illustrent vraisemblablement des arrêts de sédimentation de courte durée (Mangold et al. 1994) liés à des épisodes de variations eustatiques, dont l'effet est souvent bien marqué dans des mers épicontinentales peu profondes (Contini 1990), comme celle qui recouvrait la Lorraine au Jurassique.
Enfin, les failles observées qui bordent un compartiment affaissé où se trouve le synclinal, possèdent une orientation NNE-SSO qui correspond à celle des fossés tectoniques connus plus au sud dans la région (fossés de Colombey-les-Belles et de Bicqueley par ex.) et dont la mise en place est principalement oligocène bien qu'elle ait pu débuter dès la fin du Bajocien (Lathuilière et al. 2003). L'origine des structures d'Aingeray est peut-être à mettre en relation avec celle de ces grabens, dans un contexte tectonique extensif.
Le contrecoup de mouvements tectoniques plus récents (raccourcissement alpin miocène) ou plus aniciens (phase pyrénéo-provençal éocène), en contexte tectonique décrochant, constitue une autre hypothèse pouvant expliquer la mise en place des structures observées à Aingeray (Haguenauer 1980, Steiner 1980).
Une autre coupe située le long de la même voie verte mais de l'autre côté de la route D90 (direction d'Aingeray) permet d'observer les mêmes formations et un autre pli (synclinal). Cette coupe est décrite en annexe 2.
Les surfaces de discontinuités observées illustrent vraisemblablement des arrêts de sédimentation de courte durée (Mangold et al. 1994) liés à des épisodes de variations eustatiques, dont l'effet est souvent bien marqué dans des mers épicontinentales peu profondes (Contini 1990), comme celle qui recouvrait la Lorraine au Jurassique.
Enfin, les failles observées qui bordent un compartiment affaissé où se trouve le synclinal, possèdent une orientation NNE-SSO qui correspond à celle des fossés tectoniques connus plus au sud dans la région (fossés de Colombey-les-Belles et de Bicqueley par ex.) et dont la mise en place est principalement oligocène bien qu'elle ait pu débuter dès la fin du Bajocien (Lathuilière et al. 2003). L'origine des structures d'Aingeray est peut-être à mettre en relation avec celle de ces grabens, dans un contexte tectonique extensif.
Le contrecoup de mouvements tectoniques plus récents (raccourcissement alpin miocène) ou plus aniciens (phase pyrénéo-provençal éocène), en contexte tectonique décrochant, constitue une autre hypothèse pouvant expliquer la mise en place des structures observées à Aingeray (Haguenauer 1980, Steiner 1980).
Une autre coupe située le long de la même voie verte mais de l'autre côté de la route D90 (direction d'Aingeray) permet d'observer les mêmes formations et un autre pli (synclinal). Cette coupe est décrite en annexe 2.
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La Côte de Voirémont est un versant exposé au sud bordant une vallée sèche à proximité du synclinal (site n°1). Ce lieu constitue un espace protégé (pelouse calcaire à orchidées et espèces endémiques), géré par le Conservatoire d'espaces naturels de Lorraine. Du haut du talus ouest, à hauteur du synclinal, la vue offre un panorama sur le relief de la Côte de Meuse (Côtes de Toul) et la vallée de la Moselle.
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Remerciements: Nous tenons à remercier M. le Pr. Bernard Lathuilière et M. Christian Hibsch (Laboratoire G2R - Université de Nancy) de leur généreuse et précieuse collaboration au cours de la rédaction et de la relecture de cette fiche.
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Bibliographie :
Contini D. (1990) - Les crises sédimentaires à la limite Lias-Dogger. Cahiers Univ. Catho. Lyon, série sci., 4, p.19-28.
Flageollet J.-C. et al. (1985) - Notice explicative de la feuille de Toul à 1/50 000 - BRGM éd.
Gardet G. (1943) - Faciès à polypiers du Bajocien supérieur (Dubisien) de l'Est de Toul (M.-et-M.) - Bull. Soc. géol. Fr., 5e série, t.13.
Haguenauer B. et Haguenauer C. (1980) - Géologie en Lorraine. Mars et Mercure Wettolsheim éd.
Hilly J. et Haguenauer B. (1979) - Guide géologique régional: Lorraine - Champagne - Masson éd.
Lathuilière B. et al. (2003) - Production carbonatée dans le Jurassique en Lorraine. Livret de terrain. G2R, CG Lorraine et Groupe Français du Jurassique.
Mangold C., Poirot E., Lathuilière B. et Le Roux J. (1994) - Biochronologie du Bajocien supérieur et du Bathonien de Lorraine (France). Géobios, M.S. 17; p.343-349.
Contini D. (1990) - Les crises sédimentaires à la limite Lias-Dogger. Cahiers Univ. Catho. Lyon, série sci., 4, p.19-28.
Flageollet J.-C. et al. (1985) - Notice explicative de la feuille de Toul à 1/50 000 - BRGM éd.
Gardet G. (1943) - Faciès à polypiers du Bajocien supérieur (Dubisien) de l'Est de Toul (M.-et-M.) - Bull. Soc. géol. Fr., 5e série, t.13.
Haguenauer B. et Haguenauer C. (1980) - Géologie en Lorraine. Mars et Mercure Wettolsheim éd.
Hilly J. et Haguenauer B. (1979) - Guide géologique régional: Lorraine - Champagne - Masson éd.
Lathuilière B. et al. (2003) - Production carbonatée dans le Jurassique en Lorraine. Livret de terrain. G2R, CG Lorraine et Groupe Français du Jurassique.
Mangold C., Poirot E., Lathuilière B. et Le Roux J. (1994) - Biochronologie du Bajocien supérieur et du Bathonien de Lorraine (France). Géobios, M.S. 17; p.343-349.
Steiner P. (1980) - Lithostratigraphie et fracturation du Dogger lorrain. Thèse Univ. Nancy I - lien de consultation : https://orage.univ-lorraine.fr/s/orage/item/5973
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