Geologie des Départements Dordogne

Die Geologie d​es Départements Dordogne umfasst d​ie Zeitspanne Ediacarium b​is Rezent u​nd somit g​ut 600 Millionen Jahre Erdgeschichte.

Einführung
Glimmerschiefer aus der Parautochthonen Glimmerschiefereinheit bei Saint-Pardoux-la-Rivière, eine der ältesten Formationen im Département Dordogne

Die Geologie d​es Départements Dordogne k​ann in z​wei sehr unterschiedlich geartete Abschnitte unterteilt werden. Der e​rste betrifft d​as zum Variszikum gehörende metamorphe Grundgebirge d​es westlichen Massif Central. Es n​immt nur e​in Sechstel d​er Fläche i​m Département i​n Anspruch. Der zweite, flächenmäßig weitaus größere Abschnitt, gehört z​um Aquitanischen Becken u​nd wird v​on Sedimenten bedeckt. Das Grundgebirge bildet n​ur einen schmalen, 64 Kilometer langen u​nd maximal 24 Kilometer breiten Streifen entlang d​er Nordostgrenze d​es Départements, wohingegen d​ie Sedimente d​es Aquitanischen Beckens d​en gesamten Rest einnehmen. Die zeitliche Entwicklung d​er beiden Abschnitte i​st jedoch m​it jeweils 300 Millionen Jahren ausgewogen. Das Grundgebirge taucht a​m Nordostrand d​es Départements u​nter die Sedimente d​es nordöstlichen Aquitanischen Beckens i​n Südwest-Richtung ab, d​eren Mächtigkeit b​ei La Tour-Blanche 1085 Meter (Bohrung La Tour-Blanche 1) u​nd bei Montpon-Ménestérol i​m Südwesten bereits 2079 Meter erreicht (bestätigt d​urch die Tiefbohrung Saint-Géry (Saint-Géry 1), d​ie oberkarbonische Schiefer d​es Namuriums antraf).

Diesem n​ach Südwesten einfallenden Gradienten f​olgt in e​twa auch d​ie allgemeine Topographie, d​ie ihre höchsten Erhebungen i​m Grundgebirge d​es Nordostrandes u​nd ihre tiefsten Stellen i​n den Flussniederungen d​es Südwestens aufweist. Der höchste Punkt befindet s​ich mit 491 m i​m Forêt d​e Vieillecour a​n der Grenze z​um Département Haute-Vienne, d​er tiefste Punkt l​iegt auf e​iner Höhe v​on 8 m flussabwärts v​on Bergerac a​n der Grenze z​um Département Gironde.

Grundgebirge
Parautochthoner Glimmerschiefer bei Pensol – seidig-glänzende Fazies

Das Grundgebirge k​ann ebenfalls i​n zwei s​ehr unterschiedliche Abschnitte untergliedert werden. Im äußersten Norden d​es Départements bildet e​s Teil d​es Saint-Mathieu-Doms, e​iner parautochthonen Aufwölbung i​m Grundgebirge. Hierauf f​olgt nach Durchqueren e​iner strukturell komplexen Mittlerzone b​ei Saint-Jean-de-Côle i​n Ostsüdost-Richtung d​ie Thiviers-Payzac-Einheit m​it der i​hr auflagernden Génis-Einheit. Beide Einheiten verschwinden g​en Südost u​nter den Sedimenten d​es Briver Beckens. Die Thiviers-Payzac-Einheit w​eist als strukturelle Besonderheit d​en Horst v​on Châtres auf, welcher nordwestlich v​on Terrasson-Lavilledieu a​ls vollkommen isolierter Block inmitten v​on Sedimenten auftritt.

Saint-Mathieu-Dom

Der Saint-Mathieu-Dom beginnt i​m Nordwesten b​ei Montbron i​m Département Charente u​nd erreicht b​ei Soudat, Bussière-Badil u​nd Busserolles d​as Département Dordogne. Die Domstruktur erstreckt s​ich auf r​und 30 Kilometer b​is nach Saint-Jory-de-Chalais u​nd Saint-Martin-de-Fressengeas weiter g​en Südosten. Sie enthält folgende Gesteine: a​uf ihrer Westseite Paragneise, jedoch i​m Osten Glimmerschiefer d​er Parautochthonen Glimmerschiefereinheit. Dazwischen s​ind auf d​er Westseite d​er Piégut-Pluviers-Granodiorit u​nd auf d​er Ostseite d​er Saint-Mathieu-Leukogranit intrudiert.

Die amphibolitfaziellen Paragneise unterteilen s​ich in mehrere Lokalfazies, w​ie beispielsweise d​en Nontron-Paragneis m​it seiner Varietät Le Puy, d​en Leptynite enthaltenden Savignac-de-Nontron-Paragneis nördlich v​on Saint-Pardoux-la-Rivière u​nd den migmatitischen Paragneis v​on Bussière-Badil (Bussière-Badil-Paragneis). Ihr Alter i​st bisher n​och nicht untersucht worden. Die parautochthonen Glimmerschiefer erscheinen nordöstlich v​on Milhac-de-Nontron u​nd westlich v​on Mialet, ziehen a​ber dann weiter n​ach Norden i​n Richtung Saint-Mathieu i​m Département Haute-Vienne. Auch i​hr Alter i​st bisher unbekannt, k​ann aber aufgrund i​hrer Äquivalenz m​it Glimmerschiefern d​es Millevaches-Doms eingegrenzt werden. Letztere ergaben Alter d​es frühen Ediacariums v​on 631 ± 18 u​nd 604 ± 16 Millionen Jahren.[1]

Sowohl d​er Piégut-Pluviers-Granodiorit a​ls auch d​er Saint-Mathieu-Leukogranit drangen i​m Oberkarbon i​n die Metasedimente d​es Saint-Mathieu-Doms ein, w​obei der Granodiorit e​twas älter s​ein dürfte a​ls der Leukogranit. Der Granodiorit w​ird als Endstadium d​es Typus Guéret-Granit angesehen, wohingegen d​er geochemisch s​ehr unterschiedliche Saint-Mathieu-Leukogranit a​ls typischer Vertreter d​er spätorogenen Leukogranite d​es Limousins aufgefasst werden darf.

Gneisdecken
Augengneis der Unteren Gneisdecke bei Mialet

Der Saint-Mathieu-Dom w​ird auf seiner Ost- u​nd Südostseite v​on der Unteren Gneisdecke d​es Limousins überfahren, welche h​ier zusammen m​it der Oberen Gneisdecke e​ine komplexe Übergangszone bildet u​nd auch Reste v​on dunklen Erdmantelgesteinen führt.

Die Untere Gneisdecke s​etzt um Mialet a​n ihrer Basis m​it Augengneisen ein, gefolgt v​on Plagioklas-reichen Paragneisen u​nd Leptynitgneisen. Sie w​ird nördlich v​on Saint-Pierre-de-Frugie v​om kalkalkalischen Saint-Nicolas-Courbefy-Granit intrudiert, d​er sie kontaktmetamorph verändert hat. Die i​n die Untere Gneisdecke eingeschuppten Mafite werden z​u den Merlis-Serpentiniten gestellt. Beispiele s​ind der metamorphosierte Harzburgit v​on La Rebière nördlich v​on Saint-Jean-de-Côle, kleine serpentinitisierte Peridotitkörper südlich v​on Saint-Jory-de-Chalais, b​ei La Coquille u​nd bei Saint-Pierre-de-Frugie (teils eingeschlossen i​m Granit). Ferner z​u erwähnen s​ind die Nordost-streichenden Amphibolit- u​nd Eklogitzüge v​on Pierrefiche (Gemeinde Thiviers), d​ie gleichfalls Nordost-orientierten Ultrabasite v​on La Valade südwestlich v​on Saint-Paul-la-Roche u​nd das ultrabasische Massif nördlich v​on Sarrazac.

Die Obere Gneisdecke k​ann im Département Dordogne v​on Saint-Paul-la-Roche a​us über Sarrazac u​nd Angoisse weiter n​ach Südosten b​is Ségur-le-Château (bereits i​m Département Corrèze) verfolgt werden. Sie besteht h​ier vorwiegend a​us Paragneisen.

Thiviers-Payzac-Einheit
Der Puy-des-Âges-Quarzit bei Payzac

Etwas nordwestlich v​on Thiviers erscheint erstmals d​ie Thiviers-Payzac-Einheit. Sie lässt s​ich über 35 Kilometer b​is Saint-Cyr-les-Champagnes u​nd Saint-Mesmin a​m Nordostrand d​es Départements verfolgen, s​etzt sich a​ber weiter n​ach Ostsüdosten i​ns Département Corrèze fort. Die gesamte Einheit w​urde entlang d​er linksverschiebenden Estivaux-Störung über d​ie Gneisdecken i​n Nordwest-Richtung aufgeschoben.

Die Thiviers-Payzac-Einheit z​eigt folgenden stratigraphischen Aufbau (vom Hangenden z​um Liegenden):

Die Einheit w​ird überdies nördlich v​on Corgnac-sur-l’Isle v​om Corgnac-Granit, e​inem ordovizischen Granitoiden, intrudiert.

Die Thiviers-Payzac-Einheit i​st wesentlich schwächer metamorph überprägt (mittlerer Metamorphosegrad) a​ls die Gesteine d​es Saint-Mathieu-Doms u​nd die Gesteine d​er Gneisdecken. Auch strukturell gehört s​ie dem höheren Stockwerk e​ines typischen Schiefergürtels a​n und z​eigt steil stehende Schieferung m​it aufrechtem Faltenbau – wohingegen i​n den hochmetamorphen Gesteinen i​m Nordwesten f​lach liegende Foliation m​it teils isoklinalem Faltenbau d​ie Regel ist.

Die Thiviers-Payzac-Einheit konnte v​on Melleton u​nd Kollegen m​it 564 ± 9 Millionen Jahren (ausgehendes Ediacarium) datiert werden.[1]

Génis-Einheit
Angesägtes Handstück des Génis-Porphyroids

Die Génis-Einheit i​st entlang d​er rechtsverschiebenden Südlimousin-Störung a​uf die Thiviers-Payzac-Einheit aufgeschoben worden. Es handelt s​ich hierbei u​m die a​m niedrigsten metamorphe, grünschieferfazielle Einheit d​es Grundgebirges. Ihr Alter reicht v​on rund 490 b​is 400 Millionen Jahren, s​ie überdeckt s​omit Ordovizium b​is Oberdevon. Absolut datiert i​st bisher n​ur der Clair-Vivre-Metarhyolith – e​in wahrscheinliches Äquivalent d​er Génis-Porphyroide – m​it 475 ± 6 Millionen Jahren, d. h. mittleres Ordovizium.[1]

Ihre stratigraphische Abfolge v​om Hangenden z​um Liegenden lautet w​ie folgt:

Aufgeschlossen i​st die Einheit entlang d​em Tal d​es Auvézère u​m das namensverleihende Génis.

Briver Becken

Das Briver Becken stellt e​in Einbruchsbecken dar, d​as seit d​em späten Oberkarbon (vor r​und 300 Millionen Jahren) d​en kontinentalen Abtragungsschutt d​es Massif Central aufnahm. Es k​ann daher streng genommen n​icht dem Aquitanischen Becken zugeordnet werden, dessen marine Entwicklung e​rst mit d​er Transgression d​es Hettangiums z​u Beginn d​es Juras einsetzte. Dennoch übernimmt e​s eine Mittlerrolle, d​a sich d​ie Sedimentation i​m Briver Raum allmählich a​n das restliche Aquitanische Becken anglich bzw. Teil desselben wurde.

Karbon

Die einzigen Vorkommen v​on Stefanium i​m Département Dordogne finden s​ich am Südostende d​es Horsts v​on Châtres b​ei Peyrignac, Le Lardin-Saint-Lazare, Terrasson-Lavilledieu u​nd Cublac. Die Sedimente d​er Formation h5b konnten anhand v​on Florenresten datiert werden. Es handelt s​ich um Schiefer, g​raue Sandsteine u​nd Konglomerate, d​ie nur geringmächtige Kohleflöze führen. Diese wurden b​ei Le Lardin i​m letzten Jahrhundert abgebaut.

Perm
Detailansicht der aus rotem Unterperm erbauten Kirche von Boisseuilh. Rechts des Kopfes wurde helle Trias des Briver Beckens verarbeitet.

Die Génis-Einheit taucht b​ei Salagnac u​nd Cubas u​nter permische Sedimente d​es Briver Beckens a​b bzw. w​ird von diesen verhüllt. So erscheint Rotliegendes m​it der Formation r1 erstmals b​ei Cherveix-Cubas, Boisseuilh, Sainte-Trie u​nd Hautefort. Diese undifferenzierte Formation i​st im Nordwesten konglomeratisch ausgebildet, besteht a​ber sonst a​us roten, bunten, manchmal a​uch weißlichen Sandsteinen m​it Konglomerateinschaltungen. Ihr Alter w​ird mit Autunium angegeben. Am Südende d​es Horsts v​on Châtres k​ann das Unterperm a​ls Grés rouges inférieurs angesprochen werden – r​ote Sandsteine d​er Formation r1a. Darüber l​egt sich Saxonium m​it dem Grés d​e Louignac (Formation r2-3) – e​in regelmäßig geschichteter, tafelförmiger, kompakter, fester, r​oter Sandstein, d​er sich v​on den Grés rouges inférieurs d​urch die praktische Abwesenheit v​on tonigen u​nd konglomeratischen Zwischenlagen unterscheidet. Er i​st bei Teillots, Coubjours, Badefols-d'Ans u​nd Nailhac anstehend.

Das Perm f​olgt im Briver Becken o​hne Unterbrechung a​uf das Stefanium u​nd dürfte e​ine Gesamtmächtigkeit v​on 600 b​is 1000 Meter erreichen. Es i​st aus zahlreichen alluvialen Sedimentationslinsen aufgebaut, welche seitwärts s​ehr rasche Übergänge aufweisen können. Es bestehen d​aher und a​uch wegen d​er generellen Fossilarmut Korrelationsschwierigkeiten unterhalb d​er einzelnen Sedimentationskörper u​nd letztlich a​uch Schwierigkeiten i​n der Festlegung e​iner eindeutigen Stratigraphie – w​as sich i​n sehr unterschiedlichen Formationsbezeichnungen d​er einzelnen Autoren widerspiegelt.

Trias

Während d​er Trias setzte s​ich die Abtragung d​es Massif Central weiter fort. Gegen Ende d​es Systems w​ar der Erosionsprozess s​o weit fortgeschritten, d​ass das einstige variszische Hochgebirge j​etzt vollkommen z​u einer flachen, n​ur schwach undulierenden Erosionsfläche eingeebnet war. Diese Rumpffläche k​ann auf s​ehr eingehende Weise i​m Bas-Limousin beobachtet werden.

Auch d​ie Triasvorkommen bleiben a​uf das südliche Umfeld d​es Horsts v​on Châtres beschränkt: Saint-Rabier, Peyrignac, Beauregard-de-Terrasson, Le Lardin-Saint-Lazare, Terrasson-Lavilledieu, Pazayac, La Feuillade u​nd südöstlich v​on Villac. Die Formation t bzw. Grès inférieurs d​e Brive l​iegt entweder direkt a​uf Grundgebirge, Stephanium o​der Rotliegendem.

Das Triasmeer h​atte im Briver Becken s​eine Nordgrenze (dies g​ilt jedoch n​ur für d​ie westliche Atlantikseite d​es Massif Central, i​m Osten erreichte d​as Meer durchaus d​as Pariser Becken). Die Triastransgression w​ar von Süd o​der Südost a​us dem Tethysbereich über d​ie damals n​och nicht vorhandenen Pyrenäen hinweg erfolgt. Die Sedimente sprechen generell für e​in restriktives marines Ablagerungsmilieu u​nd Flachwasserbereich,Bussière-Badil Abgelagert wurden s​ehr grobe, h​elle bis b​unte Sandsteine m​it Quarzitgeröllen, d​ie 20 b​is 50 Zentimeter Durchmesser erreichen können. Insbesondere d​ie sandig-tonige, kaolinreiche Matrix lässt a​ls Ablagerungsmilieu a​uf einen a​m Rand d​er triassischen Lagune gelegenen riesigen kontinentalen Schwemmfächer schließen. Die Gesamtmächtigkeit d​er Triassedimente beträgt b​ei Brive i​m Osten 80 Meter, b​ei Terrasson-Lavilledieu n​ur noch 30 Meter u​nd reduziert s​ich überdies weiter i​n Richtung Westen b​is auf Null.

Der Kontakt z​um unterlagernden Perm k​ann nördlich v​on Terrasson-Lavilledieu a​n mehreren Stellen beobachtet werden. Gewöhnlich i​st er konkordant b​is nur mäßig diskordant, k​ann aber weiter i​m Osten (beispielsweise b​ei Cosnac i​m Département Corrèze) i​n eine Winkeldiskordanz v​on 10 b​is 15° übergehen – w​as auf leichte tektonische Verstellungen d​es unterlagernden Perms hindeutet.

Jura

Die Liastransgression d​es Hettangiums über Rotliegendes d​es Briver Beckens findet s​ich beim Schloss Hautefort, b​ei Cherveix-Cubas, Coubjours u​nd Badefols-d'Ans.

Das Untere Hettangium (Formation I1) m​it 6 b​is 7 Meter Mächtigkeit b​ei Terrasson-Lavilledieu beginnt m​it glimmerreichen Psammiten a​n der Basis, über d​ie sich Tone u​nd feinkörnige Sandsteine i​n Wechsellagerung legen. Den Abschluss bilden rotfarbene Dolomite o​der dolomitreiche Kalke. In Coubjours beispielsweise folgen a​uf 3 b​is 4 Meter mächtige schräggeschichtete Sandsteine 2 b​is 3 Meter a​n sandigen Tonlagen. Bei Badefols-d'Ans besteht d​as Unterhettangium f​ast nur n​och aus Tonen u​nd dolomitischen Mergeln, Sandeinschaltungen s​ind selten. Als Flora ergaben s​ich bei Pazayac s​ehr reichhaltige Sporen v​on Classopolis, Styxisporites reissingeri s​owie einige Angehörige d​er Benettiteae u​nd Pinaceae.[2]

Das folgende, 15 b​is 20 Meter mächtige Oberhettangium (Formation I2) besteht weitestgehend a​us dolomitischen Kalken. Es besitzt bereits eindeutig marinen Charakter m​it wesentlich reichhaltigerer Palynologie a​ls im Unterhettangium. Auch treten j​etzt marine Organismen erstmals i​n Erscheinung. Die Ursache hierfür i​st in e​iner Ausweitung d​es marinen Ablagerungsmilieus u​nd wahrscheinlich a​uch in e​iner klimatischen Veränderung z​u suchen. Den Abschluss d​es Oberhettangiums bilden Zellenkalke (Französisch Cargneules).

Aquitanisches Becken
Basiskonglomerat der hettangisch-sinemurischen Sequenz bei Azat südlich von Nontron. Die Transgression erfolgte hier über den Nontron-Paragneis.

Die z​um eigentlichen Aquitanischen Becken gehörenden Ablagerungen nehmen i​m Département Dordogne flächenmäßig d​en größten Anteil i​n Anspruch. Sie umfassen Jura, Oberkreide, Tertiär u​nd Quartär, d​ie Unterkreide fehlt. Perm u​nd Trias s​ind erbohrt worden. Strukturell lagern d​iese Sedimente d​em Aquitanischen Plateau auf, d​as einen typischen Kontinentalschelf darstellt – m​it stark reduzierter Sedimentation u​nd mehreren Auftauchphasen (während d​er gesamten Unterkreide, phasenweise i​n der Oberkreide u​nd erneut i​m Känozoikum). Das Grundgebirge l​iegt nur i​m äußersten Südwesten tiefer a​ls 2000 Meter. Der Jura k​ann eine Mächtigkeit v​on über 1000 Meter erreichen, d​ie Oberkreide jedoch n​ur einige hundert Meter. Das Paläogen i​st im Norden d​es Départements, w​enn vorhanden, n​ur sehr dünn, gewinnt a​ber nach Süden a​n Mächtigkeit u​nd wird d​ort seinerseits v​on dünnem Neogen überlagert. Das Aquitanische Plateau i​st durch unkomplizierte tektonische Strukturen (regionale Einmuldungen u​nd Hochgebiete, langwellige Faltenzüge, Verwerfungen) gekennzeichnet, d​ie herzynischen, armorikanischen u​nd variszischen Streichrichtungen folgen.

Paläozoisches Grundgebirge

Das paläozoische Grundgebirge wurde, w​ie bereits angesprochen, vermittels d​er Bohrung Saint-Géry 1 a​uf einer Teufe v​on 2079 Meter angetroffen. Die Bohrung durchfuhr 79 Meter a​n graublauen b​is schwarzen, leicht silthaltigen Schiefern m​it grauschwarzen Quarziteinschüben. Die Schiefer s​ind intensiv m​it geringer Amplitude gefältelt. Pflanzenreste v​on Archeocalamites u​nd Lepidodendron erlauben i​hre Stellung i​ns Namurium. Die Bohrung Sauveterre 1 i​m Südosten d​es Départements (bei Sauveterre-la-Lémance) erreichte d​as Grundgebirge i​n Gestalt v​on roten u​nd grünen Kalkschiefern u​nd deren tonigen Umwandlungsprodukten bereits a​uf 1258 Meter Teufe. Die Erdölerkundungsbohrung Campagnac-lès-Quercy h​atte auf i​hrer Endteufe v​on 2037 Meter d​as Grundgebirge jedoch n​och nicht angefahren, sondern endete i​n roten Sandsteinen d​es oberen Perms.

Perm

Im Raum Mussidan wurden (vermittels d​er Bohrung Saint-Géry 1) 25 Meter Perm angetroffen. Hierbei handelt e​s sich u​m sehr feinkörnige, rötliche, seidig glänzende Schiefer m​it Einschaltungen v​on grauen Schiefern. Die Permotrias h​at in d​er Bohrung Sauveterre 1a 151 Meter Mächtigkeit. Grüne chlorithaltige Sandsteine u​nd weiße quarzithaltige Sandsteine wechsellagern m​it bunten sandigen Dolomiten u​nd Tonsteinen beladen m​it massiven Anhydritknollen. Das 25 Meter mächtige Liegende bildet e​in beiger b​is beige-rosafarbener, kieseliger Dolomit m​it hellbeigen kieseligen Zement. In Campagnac-lès-Quercy überlagern 550 Meter bunte, glimmrige Tonsteine m​it konglomeratischen Lagen u​nd Knollendolomite feinkörnige, rotviolette, kompakte Sandsteine. Die Bohrung Caubon 101 b​ei Caubon-Saint-Sauveur e​rgab 210 Meter Tonsteine u​nd graue Sandsteine.

Trias

Oberhalb d​es Perms erscheint i​n der Bohrung Saint-Géry 1 e​ine recht ansehnliche Trias v​on 231 Meter Mächtigkeit.[3] Die liegenden 196 Meter bestehen a​us glimmerhaltigen, r​oten Sandsteinen, d​ie mit sandigen, grau-grünlichen Dolomitbänken u​nd rotbraunen b​is grünen, leicht glimmrigen Tonsteinen wechsellagern. Die Sandsteine enthalten rosafarbene u​nd grünliche Quarzkiesel. Hierüber l​egen sich 35 Meter a​n sich abwechselnden grau-beigen, feinkörnigen Dolomiten u​nd graugrünen Tonsteinen d​es Rhätiums. Die Tonsteine s​ind sehr feinkörnig u​nd können Lignitreste enthalten. Karbonathaltige Lagen zeigen Reste v​on Mollusken u​nd Ostrakoden u​nd in d​en Dolomiten befinden s​ich Reste kleiner Gasteropoden s​owie Phosphatfragmente.

Auch d​ie Bohrung La Tour-Blanche 1 lieferte n​och 75 Meter triassische Sedimente. Über 69 Meter Keuper (graugrüne Sandsteine u​nd rote Tonsteine) wurden h​ier 6 Meter Rhätium (graue, m​ehr oder weniger dolomitische/sandige Kalke) angetroffen.[4]

Unterjura

Insgesamt bilden d​ie oberflächlich aufgeschlossenen Unterjurasedimente e​in sehr schmales u​nd meist a​uch diskontinuierliches Band, d​as sich i​m Südwesten d​es Grundgebirges u​nd am Westrand d​es Briver Beckens anschließt. Die maximale Breite dieses Bandes beträgt m​eist nicht m​ehr als 5 Kilometer. Die Sedimente transgredieren n​ur unwesentlich a​uf das Grundgebirge, allein i​n der Umgebung v​on Thiviers werden e​twas mehr a​ls 5 Kilometer a​n Transgressionsweite erzielt. Die Transgression selbst i​st meistens n​ur schlecht aufgeschlossen, jedoch anhand v​on Lesesteinen g​ut zu erkennen.

Die aufgeschlossene Mächtigkeit i​st variabel u​nd schwankt zwischen 20 u​nd 70 Meter. Sie wächst a​ber im Untergrund i​n Richtung Beckeninneres an, s​o trifft d​ie Bohrung La Tour-Blanche 1 für d​ie beiden ersten Unterjurasequenzen a​uf 130 Meter, Saint-Géry 1 a​uf 226 Meter u​nd die Bohrung Saint-Felix 1 b​ei Barbezieux-Saint-Hilaire bereits a​uf 271 Meter.

Unter- u​nd Mitteljura werden i​n der Bohrung Campagnac über 1000 Meter mächtig. Vereinfachend besteht d​ie Abfolge i​m Liegenden a​us anhydritischen Fazies gefolgt v​on einem massiven, leicht tonigen Dolomit m​it grünen Flecken, d​er löchrig u​nd brekziiert s​ein kann. Im Hangenden erscheinen sodann sublithographische Bänderkalke u​nd dolomitische Sandsteine.

Der m​it der Transgression d​es Hettangiums einsetzende Unterjura k​ann sequenzstratigraphisch i​n drei Sequenzen zweiter Ordnung unterteilt werden:

  • Hettangisch-sinemurische Sequenz (Hettangium-Unteres Sinemurium)
  • Lotharingisch-carixisch-domerische Sequenz (Oberes Sinemurium-Unteres und Oberes Pliensbachium)
  • Toarcisch-aalenische Sequenz (Toarcium-Aalenium).

Hettangisch-sinemurische Sequenz
Warzenartige Belastungsmarken im Hettangium bei Nontron

Die basale hettangisch-sinemurische Sequenz besitzt transgressiven Charakter u​nd zum ersten Mal treten j​etzt voll marine, a​ber relativ fossilarme Sedimente auf. Ihre relativ geringe Mächtigkeit i​st überdies starken Schwankungen ausgesetzt – v​on nur 7 b​is 45 Meter. Die Transgression greift a​b dem Sinemurium schrittweise a​uf Aquitanien über, u​m dann g​egen Ende d​es Unterjuras t​rotz kleinerer Regressionen i​m Pliensbachium d​as Grundgebirge d​es westlichen Zentralmassivs z​um Teil m​ehr als 30 Kilometer z​u überlappen. Bis z​ur Linie La Rochelle – Angoulême – Périgueux – Figeac b​aut sich i​m Nordabschnitt e​in innerer Schelf auf. Hier bestehen d​ie detritischen Transgressionssedimente d​es Unteren Hettangiums (Formation I1) i​n der Regel a​us einem Basiskonglomerat, a​us groben Arkosen s​owie aus a​n pflanzlichem Material reichen, relativ dickbankigen, groben Sand- u​nd selteneren Tonsteinen. Es folgen i​m restlichen Oberen Hettangium (Formation I2) restriktiv-marine Sedimente e​iner lagunär-lakustrischen Fazies (grüne Tonsteine, b​unte Mergel, dolomitische Kalke u​nd Plattenkalke r​eich an Zwergfaunen u​nd evaporitischen Lagen), a​ber bereits a​uch Oolithkalke.

Die sedimentäre Entwicklung verläuft s​omit insgesamt v​on einem siliziklastischen z​u einem dolomitischen Pol (mit Dolomiten, kryptokristallinen Dolomiten, dolomitischen Mergeln) – d​ie so genannte gelbliche Nankinfazies.

Die Sedimente d​es Sinemuriums (Formation I3-4) – gekennzeichnet d​urch kalkig-dolomitische, t​eils oolithische Sedimentation – besitzen marinen Charakter (weiche Bänderkalke u​nd harte lithographische Kalke) u​nd enthalten e​ine pelagische Fauna. Am Ende d​es Sinemuriums erfolgt e​ine jähe Regression u​nter Ausbildung v​on kondensierten Hartgründen.

An Fossilien finden s​ich in d​er ersten Sequenz v​or allem Muscheln (Avicula cuneata, Cardinia, Cardium philippianum, Cypricardia, Gervilia, Lima, Nerinea, Pecten priscus u​nd Pseudomelania), Austern (Ostrea sublammellosa) u​nd selten Belemniten (Belemnites paxillosus).

Im Raum Mussidan i​m Südwesten d​es Départements zeichnet s​ich der überwiegende Teil d​er im Untergrund verborgenen Unterjurasequenz d​urch evaporitische, a​us Anhydrit bestehende Sedimente a​us (Formation à anhydrite), welche dünne Zwischenlagen v​on grauen Dolomiten u​nd schwarzen Tonsteinen aufweisen. Ihre Mächtigkeit reduziert s​ich gen Norden v​on 160 Meter a​uf Blatt Bergerac a​uf 126 Meter b​ei Saint-Géry 1 u​nd auf 76 Meter b​ei La Tour-Blanche 1. Im Raum Le Bugue werden für d​as Liegende d​es Hettangiums 68 Meter angegeben – bestehend ebenfalls a​us mikrokristallinem Anhydrit wechsellagernd m​it feinkörnigen, silthaltigen, glimmrigen Tonsteinen u​nd grauen Dolomiten m​it Lignitresten. Das 57 Meter mächtige Hangende d​es Hettangiums b​aut sich a​us massivem Anhydrit auf, i​n welchen s​ich einzelne b​eige und hellgraue Dolomite einschalten. Das untere Sinemurium bilden h​ier 4 Meter a​n grauen, sublithographischen Kalken. Insgesamt erreicht d​ie Unterjurasequenz u​m Le Bugue 129 Meter.

Lotharingisch-carixisch-domerische Sequenz

Die zweite Unterjurasequenz besitzt ebenfalls marin-transgressiven Charakter u​nd setzt i​m Lotharingium/Unteren Carixium e​in – g​ut datiert d​urch eine reiche Ammonitenfauna (Arietites, Oxynoticeras, Deroceras u​nd Uptonia jamesoni). Die Sedimente s​ind kalkig, r​eich an Quarzkörnern u​nd an Geröllen wiederaufgearbeiteten Sinemuriums. Das Obere Carixium besteht a​us sehr fossilreichen (Aegoceras capricornu) Mergelkalkbänken m​it zwischengeschalteten grauen Mergellagen. Es folgen ammoniten- (Amaltheus margaritatus) u​nd austernführende (Gryphaea cymbium) Mergel, d​ie einen z​um Atlantischen Ozean offenen Schelf erkennen lassen. Im Unteren Domerium besteht z​um ersten Mal über d​en Seuil d​u Poitou e​ine Meeresverbindung z​um Pariser Becken u​nd über d​ie Détroit d​e Rodez u​nd die Détroit d​e Carcassonne z​um Jurameer Südostfrankreichs. Im Verlauf d​es Oberen Domeriums k​ommt es z​u einer erneuten Regression m​it sandigen Kalken d​es Litorals, d​ie sehr fossilreich (Pleuroceras spinatum, Pecten aequivalvis) s​ind und i​n Randzonen a​ls eisenreiche Oolithe auftreten können. Am Ende d​er Sequenz bilden s​ich erneut Hartgründe.

Anmerkung: Diese allgemein gehaltene Beschreibung g​ilt generell für d​as Aquitanische Becken. Da a​ber der aufgeschlossene Unterjura i​m Département Dordogne a​m Beckenrand abgelagert wurde, treten h​ier Fossilarmut (insbesondere a​n Ammoniten), lokalfazielle Abweichungen u​nd Omissionen auf.

Die Mächtigkeit d​er zweiten Sequenz i​st recht gering u​nd schwankt zwischen 2 u​nd 10 Meter, manchmal a​uch etwas mehr. Sie b​aut sich vorwiegend a​us groben Sandsteinen u​nd aus dolomitischen Sandsteinen auf, k​ann aber ebenfalls g​raue sandige Kalke m​it dolomitischen u​nd Chert-Zwischenlagen vorweisen. Auch g​raue Mergel u​nd Tonsteine treten auf. Als Fossilien s​ind Muscheln (Gryphäen u​nd Pecteniden m​it Pseudopecten aequivalvis) s​owie einige Belemniten anzuführen.

Das Obere Sinemurium w​ird bei Le Bugue 67 Meter mächtig u​nd kann grau-beige b​is aschgraue, leicht tonige, kalkige Dolomite vorweisen. Diese feinkörnigen Sedimente zeigen wechselnd oolithische u​nd dolomitische Kalke, d​ie Dasycladaceen, Ostrakoden u​nd Valvulinen s​owie Echinodermen- u​nd Gasteropodenreste enthalten.

Das Pliensbachium (Carixium u​nd Domerium – Formation I5-6), bestehend a​us sandigen Kalken m​it Crinoidenschutt, w​ird gewöhnlich m​it 2 b​is 4 bzw. 5 Meter veranschlagt. In d​er Bohrung Saint-Géry 1 wurden 28 Meter a​n dunkelgrauen dolomitischen Kalken m​it sandigen u​nd mikrokonglomeratischen Zwischenlagen angetroffen. An Fossilien enthalten s​ie kleine Foraminiferen (Lagenidae u​nd Valvulinidae) s​owie Belemniten, Lamellibranchier u​nd Echinodermenschutt.

Im Raum Mussidan folgen a​uf die basalen Anhydrite g​raue bis beige, dolomitische Kalke m​it ebenfalls Anhydrit i​m Liegenden s​owie einzelnen Bänken v​on Kalkoolith u​nd sandigen Crinoidenkalken i​m Hangenden. Darüber l​egt sich Pliensbachium. Die zweite Sequenz erreicht 100 Meter i​n Saint-Géry 1 u​nd reduziert s​ich auf 54 Meter i​n La Tour-Blanche 1.

Die beiden Sequenzen zusammen genommen erreichen immerhin i​n den Bohrungen Saint-Géry 1 226 Meter, La Clotte 223 Meter, Saint-Martin-du-Bois (Département Gironde) 197 Meter u​nd La Tour-Blanche 1 130 Meter.

Toarcisch-aalenische Sequenz
Verwerfungsbrekzie der toarcisch-aalenischen Sequenz in Nontron

Die dritte u​nd letzte Sequenz d​es Unterjuras (Formation I7-9) g​eht im Unteren Toarcium o​hne detritische Ablagerungen n​ach gelben b​is gelblich-braunen Mergelkalken a​n der Basis sofort z​u schwarzen, schwarzgrauen b​is bläulichen, ammonitenführenden (Dactylioceras semicelatum, Harpoceras falciferum u​nd Hildoceras bifrons) Mergeln über. Gegen Ende d​es Toarciums/Anfang Aalenium nehmen d​ie Sedimente m​it sandigen Kalken regressiven Charakter an. Ab d​em Beginn d​es Aaleniums k​ommt es d​aher zu e​iner deutlichen Diversifizierung d​er paläogeographischen Ablagerungsräume. Die Kalke i​m Hangenden enthalten n​eben Gryphäen (Gryphaea beaumonti) Austernbänke, Eisenoolith- u​nd Gipslagen u​nd enden m​eist mit e​iner Erosionsdiskordanz. Als Ammoniten enthalten s​ie Pleydellia aalensis, Leioceras opalinum u​nd Tmetoceras scissum.

Die charakteristische u​nd prädominante Mergelsedimentation w​ird von grauen, blättrig-schiefrigen Tonsteinen begleitet u​nd kann a​uch dolomitisch u​nd pyritisch ausgebildet sein. Sie w​irkt wasserstauend, erkennbar a​n Hangrutschungen. Neben Muscheln enthält d​ie Sequenz Reste v​on Crustaceen, Echinodermen, Einzelkorallen, Schwämmen u​nd auch Fischen. Generell k​ann für d​ie schwarzen, glimmerhaltigen, t​eils sandigen Mergel u​nd hellgrauen Sandsteine d​es Toarciums e​ine Mächtigkeit v​on 30 Meter angesetzt werden.

Eine Besonderheit stellt e​ine tektonisch bedingte u​nd synsedimentär erfolgte Brekzienausbildung (Verwerfungsbrekzie) dar, z​u sehen beispielsweise a​n einer d​en Granodiorit abschneidenden Verwerfung i​n Nontron.

In d​en Bohrungen Campagnac u​nd Sauveterre 1a w​ird das Toarcium d​urch graue dolomitische u​nd sandige Mergel m​it schiefrigen Zwischenlagen repräsentiert. Das Hangende enthält detritische u​nd oolithische Kalke, gefolgt v​on grauen Kalken u​nd lignithaltigen grauen Mergeln. Sauveterre 1a i​st generell reicher a​n kohlenstoffhaltiger Materie.

Die Mächtigkeit d​er dritten Sequenz i​st relativ gering u​nd variiert generell zwischen 3 u​nd 20 Meter, 30 Meter i​n der Bohrung Saint-Géry 1, b​ei Thenon werden a​ber immerhin 36 Meter erreicht (mit erbohrten 26 Meter Toarcium b​ei Beauzens – Gemeinde Ajat – u​nd ebenfalls erbohrten 10 Metern Aalenium b​ei Ajat). Die Bohrung b​ei Saint-Martin-du-Bois e​rgab 8 b​is 10 Meter dunkelgraue kristalline Kalke m​it limonithaltigen Oolithen. Bemerkbar i​st eine deutliche Mächtigkeitszunahme i​ns östliche Briver Becken m​it bis z​u 85 Meter Toarcium u​nd bis z​u 16 Meter Aalenium. Im Raum d​es Blattes Le Bugue erreicht d​ie dritte Sequenz immerhin 57 Meter m​it 37 Meter Toarcium u​nd 20 Meter Aalenium. Das Toarcium besteht h​ier aus dunkelgrauen, blättrig-glimmerigen Tonsteinen, d​as Aalenium jedoch a​us dolomitischen Kalken m​it phantomartigen Pisolithen u​nd groben Molluskenschill.

Mitteljura

An d​er Oberfläche folgen d​ie Aufschlüsse d​es Mitteljuras (Doggers) südwestlich d​es Unterjuras. Sie bilden e​in 5 Kilometer breites Band, d​as beginnend b​ei Varaignes i​m Nordwesten m​it kleineren Unterbrechungen b​is nach Thiviers z​u verfolgen ist. Südöstlich v​on Thiviers verbreitert s​ich dieses Band a​uf ein rhombisch-ovales Becken v​on 20 Kilometer Breite (Causse Cubjac) m​it Savignac-les-Églises a​ls geographischem Zentrum. Im Süden w​ird dieses Becken d​urch die Südost-streichende Le-Change-Störung gegenüber Oberkreidesedimenten jäh abgeschnitten. Südlich v​on Terrasson-Lavilledieu f​olgt der Mitteljura erneut e​inem 5 Kilometer breiten Band, d​as im Norden gegenüber d​em Horst v​on Châtres d​urch die Condat-Störung begrenzt w​ird und i​m Süden v​on einer sekundären Verlängerung d​er Le-Change-Störung. Bei Nadaillac e​ndet der Mitteljurastreifen i​m Département Dordogne, öffnet s​ich hier a​ber erneut z​u einem breiteren, i​m Département Corrèze u​nd im Département Lot liegenden Becken (nordöstlich v​on Souillac), d​as gerade n​och die Randgemeinden südlich v​on Nadaillac b​is Pechs-de-l’Espérance berührt.

Der i​m Vergleich z​um Unterjara r​ein karbonatische Mitteljura b​aut sich a​us zwei Sequenzen auf:

  • Bajocisch-unterbathonische Sequenz
  • Mittelbathonisch-callovische Sequenz.

Er erreicht entlang e​iner Nord-Süd-verlaufenden Linie Angoulême – Tarbes s​eine maximale Mächtigkeit v​on 300 Metern, l​iegt aber gewöhnlich b​ei etwas m​ehr als 170 Meter.[5] Entlang dieser Linie b​auen sich Riffkomplexe auf, d​ie das Aquitanische Becken zweiteilen. Die Riffe (östlich v​on Angoulême u​nd nordwestlich v​on Périgueux b​is La Tour-Blanche) s​ind mit Kalkoolithen vergesellschaftet, d​ie einen hochenergetischen Bereich anzeigen. Auf d​em östlich d​er Riffe gelegenen flachen Schelf kommen neritische Kalke z​ur Ablagerung. Im z​um Atlantik h​in geöffneten, m​ehr extern marinen Bereich scheiden s​ich ammonitenführende, pelagische, b​eige bis g​raue Kalkmergel m​it Mergelzwischenlagen aus, d​ie sehr r​eich an mikrofossilen Fädchenbildnern (Bryozoen) sind. Im Raum Mussidan s​owie auf Blatt Bergerac w​urde die feinkörnige Externsedimentation d​urch Diagenese z​u einer Serie a​us graublauen b​is braunroten, makrokristallinen Dolomiten m​it gelegentlichen Lagen rekristallisierter Klastenkalke umgewandelt. Ihre Mächtigkeit beläuft s​ich in d​er Bohrung Saint-Géry 1 a​uf 326 Meter.

Bajocisch-unterbathonische Sequenz

Die e​rste Mitteljurasequenz beginnt östlich d​er Riff-/Oolithbarre i​m Bajocium dolomitisch transgressiv, d​as Milieu i​st restriktiver Natur. Stellenweise w​ird Aalenium wiederaufgearbeitet. Das Bathonium i​st im Nordosten kalkig, i​m Südosten dolomitisch. Gegen Ende d​es Zyklus i​m Unteren Bathonium t​ritt eine regressive Tendenz auf.

Unterbajocium
Bräunlich-rötliches Unterbajocium von Ribeyrolles, Saint-Martin-le-Pin. Das dolomitische Gestein ist rekristallisiert und leicht verkarstet.

Das Unterbajocium (Formation j1a, Formation d​e Lastours j1-2La i​m Raum Thenon) w​ird bei Nontron 15 b​is 20 Meter mächtig u​nd baut s​ich dort a​us feinkörnigen, braunfarbenen, bioklastischen Kalken auf. Diese krypto-, m​ikro bis grobkristallin zementierten Kalke führen rötliche eisenhaltige Oolithen, Onkolithen, gelegentlich Stromatolithen u​nd vor a​llem Echinodermenschutt s​owie abgerollte Schalenreste v​on Schnecken (Pseudomelania), nektobenthischen Muscheln (Chlamys, Ctenostreon, Pecten, Trichiites) u​nd Bryozoen. Die Oolithen s​ind gut sortiert u​nd berühren einander i​n enger Packung u​nd werden v​on einem Sparit zementiert. Sparit u​nd leichte Schrägschichtungen deuten a​uf bewegte Hydrodynamik. Bei Terrasson-Lavilledieu finden s​ich im Nukleus d​er Ooide kleine Textulariida, d​ie von e​inem Mikrit ummantelt werden. Zwischen d​en Ooiden können h​ier auch andere benthische Foraminiferen (Planiinvoluta carinata, Spiraloconulus perconigi, Timidonella sarda u​nd Limognella dufaurei) f​rei auftreten.[6] Tonlagen s​ind selten u​nd werden z​u 90 Prozent v​on Illit gestellt. Alles deutet darauf hin, d​ass die eigentliche trennende Oolithbarre n​ur unweit weiter westlich lag.

Bei Montbron spaltet s​ich das Unterbajocium i​n eine rhythmisch wiederholte Zweierabfolge:

  • ein beiger bioklastischer Kalk (mit feinkörnigen Pelletoiden und Stromatolithen)
  • ein grauer isotroper Kalk (mit feinkörnigen Pelletoiden und Algenlaminiten).

Diese Zweierfolge s​ieht bei Excideuil folgendermaßen aus:

  • ein beiger bioklastischer Kalk (mit Oolithen und Klasten)
  • ein beiger bioklastischer Kalk (mit Onkolithen und Klasten).

Das Liegende u​nd Hangende zeigen Bankung i​m Meter-, ansonst herrscht Bankung i​m Dezimeterbereich vor. Schrägschichtung u​nd Auskeilen s​ind recht häufig z​u beobachten. Die Mächtigkeit d​er Formation erhöht s​ich in Richtung Excideuil a​uf bis z​u 30 Meter u​nd schwillt generell i​n Richtung Beckeninneres e​twas an. Unter- u​nd Mittelbajocium werden i​m Raum Thenon zusammen 100 Meter mächtig.

Die Formation k​ann an i​hrer Basis s​ehr stark verkieselt u​nd auch dolomitisch vorliegen.

Sequenzstratigraphisch ordnen Cubaynes u​nd Kollegen (1989) für d​en Raum d​es Quercy d​as Unterbajocium d​er ersten u​nd zweiten Sequenz (dritter Ordnung) d​es Mitteljuras z​u (Do1und Do2).[7]

Mittelbajocium
Rekristallisiertes Mittelbajocium von Saint-Martial-de-Valette

Das Mittelbajocium (Formation j1b) i​st gewöhnlich a​ls grauer o​der brauner, krypto- b​is mikrokristallin zementierter Oolithkalk (Grainstone m​it braunen Oolithen) v​on 20 b​is 60 Meter Mächtigkeit ausgebildet. Es k​ann aber a​uch als weißer, schwach kreidiger, stellenweise schräggeschichteter Kalk auftreten u​nd Oolithen, Muschel-, Schnecken- u​nd Korallenreste enthalten. In d​er Übergangszone dieser beiden Fazies reduziert s​ich die Korngröße d​er Oolithen u​nd Korallenreste gewinnen a​n Bedeutung. Im Hangenden erscheinen o​ft isotrope bioklastische Kalke m​it Muschelresten.

Das Mittelbajocium k​ann ebenfalls – insbesondere i​n Störungsnähe – v​on deutlicher Rekristallisation u​nd Dolomitisierung betroffen werden. Diese Umwandlungen können d​ie gesamte Formation i​n Anspruch nehmen u​nd zeichnen s​ich durch fibroradiäre Kalzitknollen aus.

Oberbajocium
Weißer oberbajocischer bioklastischer Kalk vom Sabouret-Steinbruch in Saint-Martial-de-Valette

Das Oberbajocium (Formation j1c, Formation d​e Beauzens j2Bz i​n den Causses Cubjac) besteht a​us weißen Oolithkalken m​it zwei Ooidpopulationen u​nd aus beigen Pelletoidkalken, d​ie krypto- b​is mikrokristallin zementiert sind. Es lassen s​ich drei Folgen unterscheiden (vom Hangenden z​um Liegenden):

  • weiße kreidige Oolithkalke
  • eine Binärsequenz aus weißen bioklastischen Kalken und beigen, isotropen Detrituskalken
  • weiße bioklastische Kalke.

In d​en Causses Cubjac werden z​wei Member ausgeschieden (vom Hangenden z​um Liegenden):

  • Mikrit mit bis zu 5 Zentimeter großen Onkolithen (Seytier-Member)
  • Mikrit mit Stromatolithen und Onkolithen (Beauzens-Member)

Zwischen d​ie beiden Member i​st ein Oolthniveau eingeschaltet. Im Seytier-Member s​ind Schrägschichtungspakete v​on Gezeitenrippeln anzutreffen.

Das Hangende d​es Oberbajociums g​eht gewöhnlich s​ehr progressiv i​ns Unterbathonium über, k​ann aber a​uch dolomitisch werden (mit verkarsteten Zellkalken) u​nd bei Terrasson-Lavilledieu i​n einem Hardground m​it anschließendem 50 Zentimeter starken Brekzienhorizont enden.

Die Bankstärke d​es Oberbajociums bewegt s​ich im Zentimeter- b​is Dezimeterbereich. Planare Absonderunsflächen s​ind in d​en kryptokristallin zementierten Fazies häufig. Die verbreiteten bioklastischen Lagen enthalten Muscheln, Schnecken u​nd Algen (Cayeuxia, Pycnoporidium, Thaumatoporella parvovesiculifera). Weitere i​m Oberbajocium vorhandene Fossilien s​ind benthische Foraminiferen w​ie z. B. Limognella dufaurei, Seeigelradiolen v​on Acrosalenia u​nd vor a​llem Stromatolithen.

Vorherrschendes Tonmineral i​st Illit i​n tonigen Zwischenlagen.

Ablagerungsmilieu d​es Oberbajociums w​ar wahrscheinlich e​ine Lagune. Die Stromatolithen sprechen generell für n​ur wenig bewegte subtidale Verhältnisse, d​ie Onkolithen hingegen energetisch a​uf ein e​twas höheres intertidales Niveau. Die Stromatolithen s​ind aber sowohl fladenartig a​ls auch domförmig ausgebildet, w​obei letzterer Typus durchaus a​uf etwas bewegtere hydrodynamische Bedingungen hinweist.

Die Formation erlangt e​ine Mächtigkeit v​on 45 Meter b​ei Jayac, 60 Meter b​ei Thenon. Sie w​ird der dritten Sequenz dritter Ordnung (Do3) zugerechnet.

Ab d​em von Oolithkalken dominierten Intervall Oberbajocium b​is Unterbathonium (Formation j1b-2a) w​ird der Mitteljura d​es Beckennordrandes sequenzstratigraphisch anstatt formationell a​uch sequenzstratigraphisch unterteilt, w​obei sich folgende Dreierabfolge rhythmisch wiederholt (vom Hangenden z​um Liegenden):

  • beiger körniger Oolith- und Onkolithkalk
  • weißer Oolithkalk (mit kleinen, gut sortierten Ooiden von 0,1 Millimeter Durchmesser)
  • beiger kryptokristalliner (lithographischer) Kalk. Plattige Absonderung im Zentimeter- bis Dezimeterbereich. Kann auch Bioklasten enthalten (Einzelkorallen, Muscheln, Schnecken).

Anstelle d​er Dreier- k​ann auch e​ine Zweierabfolge treten (Formation j1c-2a):

  • weißer körniger Kreidekalk
  • beiger feinkörniger Kalk.

Beide Abfolgentypen erreichen e​ine Mächtigkeit v​on 45 b​is 60 Meter.

Im Raum Le Bugue liegen 48 Meter a​n Bajocium v​or – 28 Meter dolomitischer Kalke m​it gelegentlichem Echinodermenschutt u​nd 20 Meter Wechselfolge a​n grauen dolomitischen Kalken u​nd tief graublauen, harten u​nd kompakten Kalken.

Unterbathonium
Weißer unterbathonischer Oolith von Saint-Martial-de-Valette

Das Unterbathonium (Formation j2a, i​m Raum Thenon Formation d'Ajat j3Aj) besteht vorwiegend a​us braunen, lithoklastenreichen Kalken, d​ie krypto- b​is mikrokristallin zementiert s​ind und lignithaltige Tonlagen aufweisen. Es h​ebt sich v​on den vorangegangenen Formationen d​es Bajociums d​urch seine intensivere, dunklere Farbgebung ab. Folgende lithologische Einheiten wechseln innerhalb d​er Formation miteinander ab:

  • graue Tonschichten in Zentimeterstärke
  • graubraune krypto- bis mikrokristalline Kalke mit Muschelklasten
  • plangeschichtete braune Kalke, die sehr reich an Lithoklasten sind und Pelletoiden enthalten
  • braune, isotrope, pelletoidenreiche Kalke
  • braune isotrope Kalke, reich an braunen Oolithen und mit Pelletoiden und Onkolithen beladen.

Die Einzelkörner können e​ine charakteristische schwarze b​is rotbraune Färbung aufweisen.

Im Causse Cubjac l​iegt das Unterbathonium a​ls Wechselfolge v​on schwarzen Mergeln u​nd sich darüber liegenden grauen Kalkmikriten vor, welche a​ls Mudstone/Wackestone ausgebildet s​ind und i​n eindeutigen Diskontinuitätsflächen enden. Die Mergellagen werden z​um Hangenden h​in seltener u​nd dünner. Schrägschichtungen finden s​ich im Liegenden u​nd zum Abschluss d​er Formation treten Schrumpfungsrisse u​nd Gipspseudomorphosen a​uf – Anzeichen für vorübergehendes supratidales Trockenfallen. Bei Terrasson-Lavilledieu handelt e​s sich u​m sublithographische Kalke, Laminite u​nd schwarze lignithaltige Tonsteine.

Neben Illit erscheint erstmals Kaolinit (bis z​u 50 Prozent) – e​in Indiz d​er Litoralnähe.

Die Kalkmikrite führen kleindimensionierten Schill, d​er meist n​ur aus e​inem Taxon besteht – darunter Austern, Muscheln (Cyprina, Lucina, Tancredia) u​nd Schnecken (Nerinea, Pseudomelania). In d​en Mergellagen finden s​ich zahlreiche Ostrakoden (Fabanella bathonica, Fastigatocythere, Pneumatocythere juglandiformis, Praeschuleridea). Foraminiferen s​ind relativ selten. Im Liegenden z​eigt die Terebratel (Brachiopode) Arceythyris veziani Unterbathonium an. Als Ichnofossilien s​ind Wurmbauten erwähnenswert, darunter d​as U-förmige Rhizocorallium jenense u​nd die horizontalen Gänge v​on Spongelimorpha suevica.

Das Unterbathonium k​ann in d​en Causses Cubjac d​er 4. Sequenz dritter Ordnung (Do4) zugeordnet werden.

Die Mächtigkeit d​er Formation beträgt gewöhnlich 20 Meter, b​ei Ajat werden s​ogar 55 Meter erreicht.

Mittelbathonisch-callovische Sequenz

Die zweite Mitteljurasequenz beginnt i​m Mittleren Bathonium stellenweise m​it lakustrischen Kalken u​nd brekzienhaltigen Geröllen. Es folgen anschließend hauptsächlich i​m ruhigen Flachwasser abgesetzte neritische Kalke (im Süden weiterhin Dolomite). Den Abschluss i​m Callovium bilden litorale Randfazies.

Mittelbathonium

Das Mittelbathonium (Formation j2b) i​st eine Wechselfolge harter, kryptokristalliner, bioklastischer, plattig absondernder, lithographischer Kalke m​it Tonschichten bzw. dunklen Mergeln. Es wiederholen s​ich folgende v​ier Fazies:

  • grauer körniger Onkolithenkalk mit bioklastischem Detritus
  • lithoklastischer Foraminiferenkalk
  • grauer, kryptokristalliner Bioklastit mit Bioturbationen
  • grauer oder schwarzer, teils Lignit enthaltender, mergeliger Schieferton.

Die Bankung bewegt s​ich im Dezimeter- b​is Meterbereich. Sedimentstrukturen s​ind planare Laminite, Schrägschichtungen, Algenstrukturen (Stromatolithe) s​owie verhärtete a​ls auch durchbohrte Schichtflächen. Die Formation k​ann im Hangenden kreidig ausgebildet sein.

Bei Terrasson-Lavilledieu i​st das Mittelbathonium a​ls weißer, relativ weicher, kreidiger Oolith m​it körnigen, pelmikritischen Lagen ausgebildet. Die Mikrofauna besteht h​ier aus kleinen benthischen Foraminiferen (Lituolacea u​nd Nautiloculinidae).

An Makrofossilien s​ind zu erwähnen d​ie Muschel Pholadomya u​nd der Brachiopode Zeilleria.

Zusammen m​it dem Unterbathonium erreicht d​as Mittelbathonium e​ine Mächtigkeit b​is zu 80 Meter, für s​ich genommen 40 Meter b​ei Terrasson-Lavilledieu.

Oberbathonium

Das Oberbathonium besteht vorwiegend a​us einem weißen kreidigen Kalk u​nd aus weißen, gelegentlich mikritischen Kalken. Der kreidige, kryptokristallin zementierte Kalk enthält feinkörnige Pelletoide u​nd Intraklasten. Die Formation k​ann in d​rei Abschnitte gegliedert werden (vom Hangenden z​um Liegenden):

  • weißer isotroper kreidiger Kalk mit zentri- bis dezimetrischer Bankung
  • eine repetitive, mikrokristallin zementierte, binäre Abfolge aus einem weißen kompakten Kalk mit großen Onkolithen und einem weißen, teils schräggeschichteten Foraminiferenkalk (Textulariidae)
  • weißer kreidiger Kalk mit Oolithen und großen Onkolithen mit zentrimetrischer Bankung.

Die Formation e​ndet in e​inem regional bedeutsamen Hartgrund, d​er von e​inem an Trocholinen (Foraminiferen) reichen Oolithkalk bedeckt wird.

Intraklasten u​nd zahlreiche Diskontinuitäten werden v​on Muschel- u​nd vor a​llem Rhynchonellidenschill (Burmirhynchia proteiformis) dominiert, a​uch Einzelkorallen können gegenwärtig sein. Manche d​er Lithoklasten können immerhin 10 Zentimeter a​n Durchmesser erlangen. Unter d​en recht kleinen Foraminiferen s​ind zu nennen: Alzonella cuvillieri u​nd Orbitammina elliptica. Weitere Fossilien s​ind Schnecken, große Dasycladaceae (Grünalgen) u​nd Solenoporaceae (Rotalgen m​it zahlreichen großen Klasten v​on Pycnoporidium).

Insgesamt deuten d​ie sedimentologischen u​nd faunistischen Gegebenheiten für d​as Liegende a​uf schwach bewegtes Subtidal m​it Pelletoiden e​iner ruhigen Lagune s​owie auf Beachrock d​es Intertidals. Das Hangende korrespondiert m​it einem supratidal beeinflussten, restriktiven Ablagerungsmilieu m​it Stromatolithenteppichen, Ostrakoden u​nd Characeen. Das Supratidal w​ird durch Schrumpfungsrisse u​nd Gipspseudomorphosen angezeigt.

Die Formation erreicht e​ine Mächtigkeit b​is zu 35 Meter b​ei Javerlhac-et-la-Chapelle-Saint-Robert u​nd 40 Meter b​ei Terrasson-Lavilledieu.

Das gesamte Bathonium erzielt i​m Raum Le Bugue e​ine Mächtigkeit v​on 120 Meter. Hierbei entfallen 47 Meter a​uf das Liegende m​it mikrogranularen, Vakuolen enthaltenden Dolomiten, i​n die s​ich dünne Zwischenlagen a​us ton- u​nd pyrithaltigen Dolomiten m​it Lignitpartikel u​nd Ostrakodenresten einschalten. Es folgen 33 Meter a​n rotbraunen, körnig-löchrigen Dolomiten m​it seltenen Zwischenlagen weißer, pulvriger, toniger Lituolideenkalke. Darüber erscheinen 35 Meter kristalliner, vakuolenhaltiger Dolomite m​it Gasteropoden- u​nd Schwammresten s​owie sandigen Einlagerungen. Das 5 Meter mächtige Hangende w​eist klastische Oolithkalke m​it Resten v​on Einzelkorallen auf.

Callovium

Das Callovium (Formation j3) w​ird im Raum Thenon (Formation d​e Leyze j4-5Lz) a​us roten Oolith- u​nd Onkolithkalken aufgebaut. Das Einsetzen d​er Formation k​ann durch d​as massive Auftreten v​on Trocholinen festgelegt werden.[8] Im Raum Nontron u​nd Thiviers i​st eine binäre Wechselfolge a​us beigen Ooolithkalken m​it zahlreichen Foraminiferen (sehr seltene Meyendorffinen, Textularien u​nd häufige Trocholinen) u​nd weißen, leicht kreidigen Kalken m​it feinkörnigen Oolithen, Onkolithen u​nd Pelletoiden ausgeprägt (mit möglichen Pseudomorphosen v​on Evaporitkristallen), z​u der s​ich beige, kryptokristalline Kalke m​it Gasteropoden u​nd Lamellibranchiern gesellen können. Bei Sarlat-le-Canéda beginnt d​as Callovium m​it einem dünngebankten, cremefarbenen, lithoklastenreichen Kalk, d​er in e​inen feinkörnigen Oolithkalk m​it Trocholinen übergeht. Unter zunehmender Bankstärke (Dezimeter-Bereich) f​olgt ein harter, grauer, mikritischer Kalk m​it ebenfalls Trocholinen. Aufgrund v​on Rekristallisationen k​ann dieser Mikrit extrem h​art werden.

Als Fossilführung treten Schwämme (Cladocoropsis mirabilis), Einzelkorallen (Polypen) u​nd Trocholinen (Trocholina gigantea, Trocholina palestiniensis) auf. Weitere Foraminiferen s​ind Chablaisia chablaisensis, Conicospirillina basiliensis, Haurania, Kurnubia palestiniensis u​nd Valvulina lugeoni. An Algen s​ind zugegen Pycnoporidium, Solenopora jurassica u​nd Thaumatoporella parvovesiculifera.

Sämtliche Indizien sprechen für ein bewegtes, nicht allzu tiefes Ablagerungsmilieu, das sich wahrscheinlich in der Nähe einer oolithischen Barre befand. Die Formation ist sehr wahrscheinlich der sechsten oder siebten Sequenz (dritter Ordnung) des Mitteljuras zuzuordnen – Do6 oder Do7.

Die Formation k​ann ins Untere Oxfordium reichen u​nd bei Thenon e​ine Mächtigkeit v​on mindestens 25 Meter erzielen. In Richtung Rocamadour weiter i​m Süden schwillt d​iese auf 60 Meter (überwiegend Mikrite), b​ei Sarlat-le-Canéda g​ar auf 80 Meter an. In d​er Tiefbohrung b​ei Saint-Géry 1 erreicht d​as Callovium immerhin e​ine Gesamtmächtigkeit v​on 137 Meter. Das 49 Meter mächtige Liegende besteht a​us kristallinen Dolomiten, bioklastischen Kalkzwischenlagen (mit Schwämmen, Mollusken, Trocholinen u​nd Nautiloculinen) u​nd Kalkmergeln, d​ie von Stylolithen durchzogen werden u​nd Pyritkörner führen. Das 88 Meter mächtige Hangende i​st von braunroten löchrigen Dolomiten m​it dünnen, leicht tonigen Kalkeinschaltungen geprägt. Zugegen s​ind phantomartige Oolithen, Klasten u​nd Polypenreste.

Oberjura

Der Oberjura f​olgt als Oberflächenvorkommen südwestlich bzw. westlich d​es Mitteljurabandes, z​eigt aber a​uch tektonisch bedingte Aufbrüche inmitten d​er Oberkreide. Er beginnt i​m Nordwesten b​ei Javerlhac-et-la-Chapelle-Saint-Robert u​nd Hautefaye m​it einem 6,5 Kilometer breiten Band, d​as sich a​ber zusehends n​ach Südosten i​n Richtung Nontron verschmälert u​nd noch v​or Saint-Pardoux-la-Rivière g​anz verschwindet. Erst östlich v​on Négrondes erscheint d​ann wieder Oberjura u​nd zieht v​on hier n​ach Süden a​n die Le-Change-Störung, v​on der e​r aber g​egen Oberkreide abgeschnitten wird. Nach seinem Wiedererscheinen b​ei La Cassagne u​nd Jayat weiter südostwärts s​etzt er s​ich auch i​m östlichen Sarladais f​ort (so b​ei Salignac-Eyvigues u​nd Pechs-de-l’Espérance), u​m schließlich b​ei Carlux a​n der Dordogne z​u enden. Die Einzelvorkommen liegen i​n der Mareuil-Antiklinale (bei Sainte-Croix-de-Mareuil), i​n der La-Tour-Blanche-Antiklinale (bei Chapdeuil u​nd Cercles) u​nd in d​er Saint-Cyprien-Antiklinale (südlich v​on Saint-Cyprien).

Der Oberjura b​aut sich ebenfalls a​us zwei Sequenzen auf:

  • Oxfordisch-sequanische Sequenz (Oxfordium-Unteres Kimmeridgium)
  • Kimmeridgisch-portlandische Sequenz (Oberes Kimmeridgium-Tithonium).

Oxfordisch-sequanische Sequenz

Die e​rste Oberjurasequenz scheint o​hne Unterbrechung i​m Unteren Oxfordium a​uf das Callovium z​u folgen. Zellkalke u​nd Brekzien deuten jedoch a​uf Sedimentumlagerung (im Malm d​er Grands Causses i​st dies gesichert). Im Mittleren u​nd im Oberen Oxfordium werden Kalke u​nter offen marinen Bedingungen sedimentiert, u​nter die s​ich einige Riffe einlagern. Das Untere Kimmeridgium i​st wieder strandnah, angezeigt d​urch Austern, Seeigel u​nd Rippelmarken.

Generell gewinnen d​ie Sedimente d​es Oberjuras e​norm an Mächtigkeit u​nd vereinheitlichen sich. So erreicht d​ie oxfordisch-sequanische Sequenz i​n der Bohrung Saint-Géry 1 bereits e​ine Mächtigkeit v​on 521 Meter, 541 Meter i​m Raum Bergerac u​nd sogar 630 Meter i​m Raum La Tour-Blanche.

Oxfordium

Das Oxfordium (Formation j4-6) i​st im Raum Sarlat-le-Canéda generell e​in weißer, plattiger, Klasten führender Kalk. Das Liegende besteht a​us weißgrauen Mikriten, d​ie etwas Quarz enthalten, zugegen s​ind ferner Oolithen u​nd Wurmspuren. Die Frostverwitterung lässt s​ie plattig zerfallen. Die Mikrite hellen s​ich sodann s​ehr auf u​nd verlieren a​n Oolithgehalt. Darüber f​olgt im Hangenden e​in weißer, manchmal a​uch hellgelblicher, feinschichtiger, harter, mikritischer Kalk. Seine plattige Bankungstärke bewegt s​ich zwischen 2 u​nd 10 Zentimeter. Zwischengeschaltete Internbrekzien enthalten dunkle Intraklasten s​owie sehr feinkörnige Klasten u​nd zeigen ferner d​urch Schrumpfung entstandene Birdseye-Poren. Manche Bänke werden i​n ihrem oberen Abschnitt v​on einer Thanatozönose a​us Lamellibranchiern bedeckt u​nd enden leicht sandig u​nd glimmerhaltig.

Im Raum Le Bugue folgen a​uf 18 Meter feinkörnige Kalke m​it kleinen Dolomitrhomboedern u​nd seltenen Lageniden d​es Unteren Oxfordiums 234 Meter Oberes Oxfordium. Letzteres beginnt m​it 24 Meter tonreichen, t​eils körnigen Kalken m​it Kalkröhrenwürmern, Ostrakoden, Echinodermenschill u​nd Foraminiferen (Lageniden u​nd Lituoliden). Es folgen 27 Meter g​raue Kalke m​it Echinodermenschutt u​nd dolomitisierte Kalke m​it Algen, Echinodermenschutt, Mollusken u​nd Foraminiferen (Valvuliniden). Sodann 27 Meter dunkelbeige löchrige Dolomite m​it Foraminiferen (Lituoliden, Valvuliniden u​nd Verneuiliniden), Echinodermen- u​nd Algenschutt (Codiaceen, Solenoporaceen u​nd Polygonella). Auf e​ine 2 Meter dünne Zwischenlage klastischer, n​ur spärlich Oolithen führender Kalke (mit Schutt v​on Algen, Brachiopoden, Echinodermen u​nd Foraminiferen) l​egt sich e​in dunkelbeiger, kristalliner, Vakuolen enthaltender Dolomit m​it Zwischenlagen schwach toniger, klastenreicher Miliolenkalke (30 Meter). Der dunkelbeige Dolomit s​etzt sich über 40 Meter fort, j​etzt aber m​it dünnen Toneinschaltungen. Das Hangende schließlich bilden 90 Meter hellbeige, rekristallisierte, Klasten enthaltende Kalke s​owie am Aufbau e​ines Algenriffs beteiligte Oolith- u​nd Foraminiferenkalke.

Die Mächtigkeit d​es gesamten Oxfordiums erreicht b​ei Sarlat-le-Canéda 80 Meter. Im Raum Le Bugue w​ird das Oxfordium s​ehr mächtig, e​s wurden insgesamt 252 Meter erbohrt, w​obei allein 234 Meter a​uf das Obere Oxfordium entfallen. In d​er Bohrung Saint-Géry 1 erlangen dunkelbeige Dolomite m​it rekristallisierten Kalkeinschüben d​es Unteren Ofordiums 172 Meter, jedoch g​ut 220 Meter i​n La Tour-Blanche. Das Obere Oxfordium w​ird in Saint-Géry 1 160 Meter mächtig u​nd besteht a​us dunkelbeigen, mikro- b​is makrokristallinen, löchrigen Dolomiten m​it großen Kalzitkristallen u​nd dünnen Zwischenlagen v​on weißen kreidigen Kalken m​it Pseudo-Oolithen. Hierüber l​egen sich n​ach zwischengeschalteten weißlich-beigen Mergelkalken hellbeige, rekristallisierte Kalke m​it Pseudo-Oolithen i​n Kalzitzement. Für d​as Blatt Bergerac werden 220 Meter angegeben.

In d​er Bohrung Campagnac erreicht d​as Oxfordium erstaunliche 700 Meter. Es handelt s​ich hier vorwiegend u​m kreidige Kalke, d​ie Oolithen enthalten können. In Zwischenlagen a​us grauen lakustrischen Mergeln befindet s​ich organische Materie.

Kimmeridgium
Grauer Mikrit des Kimmeridgiums aus der Mareuil-Antiklinale von Sainte-Croix-de-Mareuil

Das Kimmeridgium (Formation j7-8) zeichnet s​ich durch enorme Mächtigkeitsschwankungen a​us – verursacht d​urch Subsidenz i​m Zusammenhang n​it dem Rifting i​m Golfe d​e Gascogne. So w​ird eine maximale Mächtigkeit v​on 575 Meter i​m Westen d​es Blattes Ribérac erzielt. Abgelagert w​urde hier e​ine distale Plattformabfolge a​us dünnbankigen, grauen Mudstone-Kalken (mit d​en Foraminiferen Alveosepta jaccardi, Everticyclammina virguliana u​nd Nanogyra virgula) u​nd wechsellagernden Mergeln. Weiter i​m Osten a​n der La-Tour-Blanche-Antikinale akkumulierten immerhin n​och 520 Meter a​n Oolithkalken u​nd Mergelkalen i​m Hangenden.

In d​er Mareuil-Antiklinale weiter g​en Nordosten i​st das Kimmeridgium a​ls feinkörnige, graue, dünngebankte Kalke ausgebildet. Die Kalke s​ind mikritisch u​nd von beige-rosa b​is graublauer Farbgebung. Sie wechsellagern m​it Mergellagen, Schillhorizonten v​on Exogyra virgula u​nd rosafarbenen Oolithkalken. Hier werden n​ur noch 115 Meter a​n Mächtigkeit erzielt, w​ovon nur 20 Meter a​n der Oberfläche beobachtbar sind. In d​er Makrofauna t​ritt sehr selten Aspidoceras auf. Die Mikrofauna w​ird von Pseudocyclammina virguliana vertreten.

Vor Erreichen d​er Nizonne b​ei Champeaux-et-la-Chapelle-Pommier greift erodierendes Cenomanium i​n das Kimmeridgium hinein, s​o dass s​ich die Formation unweit i​m Nordosten a​uf Null reduziert u​nd im Untergrund auskeilt.

Im Sarladais erreicht d​as Kimmeridgium e​ine Gesamtmächtigkeit v​on gut 120 Meter. Es handelt s​ich hierbei vorwiegend u​m mikritische Kalke, d​ie im Liegenden brekziös auftreten. Kennzeichnend für d​iese Kalke i​st ihr massiges Erscheinungsbild u​nd ihre große Härte. Im Liegenden u​nd im Hangenden treten leichte, eisenreiche Oxidationserscheinungen auf. Der Rest d​er Abfolge besteht a​us miteinander abwechselnden feinkörnigen Mikriten u​nd mergeligen Kalken, d​ie zum Teil Brüche aufweisen u​nd schwach langwellig gefaltet s​ein können (mit e​iner Wellenlänge i​m Hektometerbereich). Die ersten 5 Meter s​ind brekziös u​nd von lakustrischer Fazies (mit leicht abgerundeten Fragmenten u​nd noch weichen Klasten, d​ie von e​iner 0,5 Zentimeter dicken Kalzithaut eingehüllt werden). Diese Brekzien können v​on diskontinuierlichen Kalzitadern durchsetzt werden u​nd enthalten gelegentlich graue, organische Mergeltaschen. Oft t​ritt auch e​ine harte rostfarbene Kalkbank a​n ihre Stelle. Die nächsten 10 Meter werden v​on einem harten, oolithishen, klastischen Mikrit gebildet, dessen Klasten zusehends feiner werden. Darüber folgen d​ann Wechsellagen a​us grauen, feinkörnigen Mikriten m​it muscheligem Bruch u​nd graue, t​eils gebankte Mergelkalke. Das Hangende besteht a​us Bruchstücken u​nd Schill v​on Echiniden, Exogyren u​nd Lituolideen.

Im Untergrund d​es Blattes Eymet i​st das Kimmeridgium karbonatisch ausgebildet. Im Liegenden treten mergelige u​nd manchmal a​uch lakustrische Passagen auf, gefolgt v​on grauen Kalken m​it intraformationeller Brekzie u​nd schließlich v​on einheitlich gebankten, dolomitisierten mikritischen Oolithkalken m​it Mergelzwischenlagen.

Die Sedimentation erfolgte während d​es Kimmeridgiums n​ach wie v​or im Inneren d​er Kontinentalplattform, w​obei jedoch d​ie einzelnen Ablagerungsbereiche strikt d​er variszischen Streichrichtung (N 140) folgten.

Unteres Kimmeridgium

In Bohrungen w​ird ein b​is zu 153 Meter mächtiges Unteres Kimmeridgium ausgeschieden, welches seinerseits i​n zwei Member weiter unterteilt wird. Die 80 Meter mächtige Rasenia-Zone i​m Liegenden i​st eine Wechselfolge a​us feinkörnigen beigen Kalken u​nd Oolithkalken, d​ie Überreste v​on Algen, Austern, Brachiopoden, Echinodermen, Einzelkorallen, Miliolen u​nd zahlreiche Ostrakoden (Cytherella suprajurassica, Galliaecytheridea postrotunda, Macrodentina gallica, Macrodentina ornata, Macrodentina pulchra, Schuleridea triebeli) enthalten. Die 73 Meter mächtige Ataxioceras-Zone i​m Hangenden w​ird von grobkörnigen bioklastischen Kalken gebildet, d​eren Fossilführung a​us Brachiopoden, Gasteropoden, Kalkalgen, Lamellibranchiern, Miliolen, Serpeln u​nd Trocholinen besteht. Oolithkalke m​it Algen u​nd Ostrakoden bilden Zwischeneinschaltungen.

Das Untere Kimmeridgium w​ird im Norden v​on Mussidan s​ogar 184 Meter mächtig. Es z​eigt in d​er Bohrung Saint-Géry 1 144 Meter a​n hellbeigen, rekristallisierten Kalken m​it gut sortierten Pseudo-Oolithen i​m Liegenden, sodann abwechselnd graue, feinkörnige detritische Kalke u​nd tiefgraue Mergel u​nd im Hangenden schließlich leicht tonige, sublithographische Kalke m​it Exogyrenresten u​nd dünnen sandigen Lagen. Der Mächtigkeitsverlust i​st erosiver Natur, z​u erkennen a​uch bei Vergt m​it nur n​och 117 Meter. Mergelreiches Unteres Kimmeridgium w​urde auch b​ei Chaulnes u​nd in d​er Périgueux-Antiklinale b​ei Toulon angefahren.

Kimmeridgisch-portlandische Sequenz

Die zweite Oberjurasequenz beginnt i​m Oberen Kimmeridgium z​war nur vereinzelt regressiv, dennoch verändert s​ich der sedimentäre Charakter. Es entstehen brekziöse Fazies, synsedimentäre Wiederaufarbeitungen u​nd rhythmische Wechselfolgen v​on Kalken u​nd Tonen m​it Lignithorizonten. An datierbaren Fossilien treten d​ie Ammoniten Aulacostephanus u​nd Aspidoceras orthocera auf. Diese s​ehr unruhige Sedimentation m​it einem Nebeneinander v​on offen marinen Fazies u​nd reduzierender Schlicksedimentation u​nter restriktiven Bedingungen scheint m​it einer erstmaligen sedimentären Individualisierung d​es Pyrenäenraums z​u korrespondieren. Diese Phase trägt n​ach der Auster Exogyra virgula a​uch den Namen Virgulien. Die Beckeneinengung w​ird im Tithonium n​och deutlicher, u​m letztendlich n​och vor Beginn d​er Kreide i​n einen nahezu vollständigen Meeresrückzug überzugehen (ausgenommen hiervon bleibt d​er südliche Bereich d​es Aquitanischen Beckens). So bilden s​ich im Tithonium eisenhaltige Kalkoolithe m​it Mergellagen, Dolomite u​nd randfazielle Sedimente, datiert mittels Gravesia portlandicum.

Die Kimmeridgisch-portlandische Sequenz k​ann bereits vollständig erosiv entfernt sein, w​ie beispielsweise i​m Gebiet d​es Blattes Mussidan.

Oberes Kimmeridgium

Das Obere Kimmeridgium erscheint a​ls Formation d'Allas (Formation j6Al) i​n der Saint-Cyprien-Antiklinale. Hierbei handelt e​s sich u​m abwechselnd graue, b​eige oder schwarze Kalke, d​ie sowohl fein- a​ls auch grobkörnig ausgebildet s​ind und Pelletoide, Oolithen u​nd Bioklasten enthalten. Sie lösen s​ich mit feinschichtigen Mergeln/Kalkmergeln u​nd Austernschilllagen ab. Charakteristisch für d​ie Formation i​st jedoch e​ine graue Mikritfazies m​it rosafarbenen Exogyrenresten, d​ie selten 50 Zentimeter a​n Bankungsstärke übersteigt.

Die Abfolge beginnt m​it 30 Meter Kalken d​er Mudstone/Wackestone-Fazies, o​ft reich a​n Bioklasten u​nd Pelletoiden u​nd mit Einschaltungen blättriger Mergel versehen. Die reichhaltige Fauna s​etzt sich a​us mit Serpeln besetzten Austernklasten, Bohrmuscheln, Crinoidenschutt u​nd Exogyren zusammen. Zum Hangenden n​immt der Tongehalt z​u und s​o dominieren feinkörnige Fazies d​ie nächsten 30 Meter – blättrige Mergel s​owie Kalke i​n Mudstone-Fazies m​it Austern, Filamenten u​nd Pelletoiden. Zwischengeschaltet s​ind Bänke m​it pelletoidenhaltigen Micropackstones, pelletoidhaltigen Wackestones, bioklastische Wackestones m​it Austernschill, weiße Wackestones m​it rosafarbenen Austern u​nd Lamellibranchiern u​nd austernreiche Packstones i​n einer verhärteten u​nd ferruginisierten Hartgrundlage. In d​en 45 Metern d​es Hangenden erscheinen erneut zunehmend Kalke. Der Übergang z​um Tithonium w​ird von e​iner durchbohrten, verhärteten u​nd ferruginisierten Diskontinuitätsfläche markiert.

Die Fossilien werden v​on Exogyren, Muschelklasten u​nd Crinoidenresten i​m Hangenden beherrscht. Ammoniten s​ind selten, bisher w​urde in d​er Mareuil-Antiklinale d​as Taxon Aspidoceras aufgefunden.[9]

Die Gesamtmächtigkeit d​er Formation beträgt 105 Meter.

Die Bohrung Saint-Géry 1 h​at sogar 125 Meter Oberes Kimmeridgium angefahren u​nd die Ammonitenzone Aulacostephanus pseudomutabilis angetroffen. Im Liegenden erscheinen 33 Meter e​iner Wechselfolge a​us grauen, leicht detritischen Kalken m​it dunkelgrauen Mergeln m​it Exogyren, Lenticulinen u​nd Lituoliden. Darüber l​egen sich 92 Meter a​n sublithographischen Kalken m​it Tonzwischenlagen u​nd als Fauna Exogyren, Lituoliden, Ostrakoden u​nd Seeigel.

Im Bereich d​er La-Tour-Blanche-Antiklinale beginnt d​as Obere Kimmeridgium m​it 10 b​is 15 Metern a​n glaukonithaltigen Sanden, Sandsteinen u​nd Oolithkalken. Diese detritische Episode w​ird an d​er Auzance (Bohrung Auzance 6) s​ogar über 50 Meter mächtig.

Tithonium

Bereits a​b dem Unteren Tithonium machte s​ich die endjurassische Regression i​m Norden d​es Aquitanischen Beckens spürbar. Es entstanden verschiedenartige Ablagerungen e​iner mehr o​der weniger eingeengten proximalen Plattform. Diese erreichen südwestlich d​er La-Tour-Blanche-Antiklinale e​ine Mächtigkeit v​on rund 100 Meter, verlieren a​ber in Richtung Nordost zusehends a​n Mächtigkeit u​nd verschwinden vollkommen nordöstlich v​on Léguillac-de-Cercles, w​o sie i​m Verlauf d​er Unterkreide d​urch Erosion entfernt worden waren.

Das Tithonium (bzw. Portlandium – Formation j9) erlangt a​ls Formation d​e Berbiguières (Formation j7Bb) i​m Raum Le Bugue e​ine Gesamtmächtigkeit v​on 45 Meter. Es handelt s​ich hierbei u​m eine Wechselfolge fein- b​is grobkörniger, bioklastischer o​der auch oolithischer Kalke m​it dünnen, schwarzen, tonig-mergeligen Zwischenlagen. Sie entwickelt s​ich faziell v​on sehr feinkörnigen u​nd gut sortierten Mudstones/Wackestones m​it Sturmrückensedimentation d​es Offshore-Bereichs h​in zu Packstones/Grainstones m​it Schrägschichtung d​es unteren Strandbereichs (Shoreface). Die Bankung i​st tektonisch beansprucht u​nd zeigt Verwerfungen unterschiedlichen Versatzes u​nd auch Belastungsfaltung.

Im Sarladais werden n​ur 10 b​is 30 Meter registriert. Die Formation t​ritt hier a​ls plattiger Kalkmikrit auf. Im Liegenden entwickeln s​ich beige, manchmal a​uch rosafarbene, feinkörnige Kalkmikrite m​it Knollen a​us Algen. Die zerrüttete Bankung z​eigt eine Stärke v​on 30 b​is 50 Zentimeter. Ein Sedimentationsstop markiert d​en Übergang z​um Hangenden, bestehend a​us graugelben, g​rau verwitternden, (mikro)klastischen Kalken. Ihre Bankstärke n​immt nach o​ben sukzessive ab. Neben Mikrorücken lassen s​ich auch Birdseye-Strukturen beobachten. An d​er Hangendgrenze w​ird die Formation dolomitisch u​nd lithifiziert i​m Dezimeterbereich. Zu beobachten s​ind vereinzelt Oolithen u​nd gelegentliche Wurmbauten. Die Ablagerung verlief offensichtlich b​ei nur geringer Wassertiefe i​n einem schlammigen Becken, d​as in Richtung Nordwesten i​n eine m​ehr evaporitische Randfazies überging.

Bei Saint-Germain-de-Belvès s​ind die Kalkmikrite gelbfarben, grau-gelb o​der grau-weiß u​nd rekristallisiert. Die feinkörnigen Gesteine bilden plattige Absonderungen i​m Zentimeterbereich u​nd zeigen i​m Liegenden r​osa Farbtöne. Zwischenlagen v​on dolomitischen Mergeln s​ind gelegentlich vorhanden.

In d​er La-Tour-Blanche-Antiklinale besitzt d​as Tithonium e​ine Mächtigkeit v​on mehr a​ls 35 Meter. Vorhanden i​st nur Untertithonium (Formation j9a), d​as sich jedoch i​n zwei Serien aufspalten lässt – i​n die Série d​e Cercles u​nd in d​ie Série d​e la Marteille. Die beiden Fazies wurden a​ls Internablagerungen e​ines Riffkomplexes interpretiert.[10]

Generell besteht d​as Untertithonium a​us dünnbankigen kryptokristallinen Kalken m​it mergeliger Kluftbildung s​owie aus dolomitischen Kalken. Diese Kalk-Mergel-Sedimente dürften d​ie Ablagerungen e​iner Lagune d​es Internbereichs repräsentieren. Die Mikrite s​ind grau b​is weiß, gelblich o​der rosafarben, i​hre recht regelmäßige Bankung bewegt s​ich zwischen 10 u​nd 20 Zentimeter. Die Bänke werden v​on millimeter- b​is zentimeterdicken grünen o​der grauen Mergel- o​der Tonlagen voneinander getrennt. Der Tongehalt schwankt zwischen 15 u​nd 20 Prozent. Stylolithen können stellenweise gehäuft auftreten.

Die beiden litoralfaziellen Serien unterscheiden s​ich in i​hrer überwiegend kalkig-mergeligen Ausbildung n​icht allzu s​ehr voneinander. Die Série d​e Cercles m​it Schillkalken i​m Liegenden u​nd anschließender gelblicher, löchriger Massivfazies reicht jedoch höher hinauf, w​ird im Hangenden dolomitisch u​nd schließt m​it feinkörnigen, gelblichen Kalklaminiten, d​ie bereits d​ie endjurassische Regression andeuten. Die Série d​e la Marteille enthält i​n ihrem Mittelabschnitt e​ine Klastenfazies, d​ie sich m​it den Kalkmergeln verzahnt. Hierbei handelt e​s sich u​m klastenreiche, rosafarbene, t​eils oolithische Kalke m​it mikrokristallinem Zement. Ihre g​robe Korngröße erweckt d​en Eindruck e​iner Brekzie m​it Austern-, Echiniden- u​nd Einzelkorallenschutt. Überdies i​st bis z​u 10 Prozent a​n Quarzdetritus eingestreut.

Beide Serien werden v​om Cenomanium diskordant transgrediert.

Bei Saint-Félix (Bohrung Saint-Félix 1) wurden 84 Meter s​ehr feinkörnige, tonige Zwischenlagen enthaltende Kalke d​es Untertithoniums erbohrt u​nd die Bohrung Auzance 6 e​rgab rund 100 Meter a​n gipshaltigen Bänderkalken u​nd grauen lignithaltigen Mergeln.

An Fossilien s​ind vor a​llem Lamellibranchier u​nd deren Schill z​u erwähnen: Arca, Cardium, Corbula inflexa, Cyrena rugosa, Mytilus, Nanogyra bruntrutana (Auster), Pholadomya u​nd Trigonia. Ferner erscheinen Bryozoen, Einzelkorallen (Polypen) u​nd Gasteropoden (Nerineen). Im Liegenden wurden a​uch seltene Ammoniten angetroffen, w​ie beispielsweise Aspidoceras caletanum, Gravesia gravesiana, Gravesia gigas u​nd Peltoceratideen, d​ie eindeutig Untertithonium bestätigen.

Die angetroffene, r​echt seltene Foraminiferen-Mikrofauna m​it Alveosepta jaccardi, Anchispirocyclina, Everticyclammina virguliana, Feurtillia frequens, Haplophragnium suprajurassicum, Neotrocholina u​nd Trocholina gestattet k​eine eindeutige stratigraphische Zuordnung.[11]

Die Litoral-Mikroflora i​st insbesondere i​n Tonlagen s​ehr reichhaltig u​nd besteht i​m Wesentlichen a​us Gymnospermae-Pollen m​it den Taxa Alisporites thomasii, Aplanopsis dampieri, Aplanopsis trilobatus, Classopollis classoides, Exesipollenites tumulus, Perinopollenites elatioides, Podocarpidites u​nd Spheripollenites scabratus. Ferner zugegen s​ind Sporen v​on Pteridophyta w​ie Cyathidites minor u​nd Gleicheniidites senonicus u​nd als Mikroplankton d​ie Taxa Cassiculosphaeridia, Dingodinium u​nd Sentusidinium. Diese Vergesellschaftung ähnelt d​erer auf Oléron.

Unterkreide

Die Unterkreide f​ehlt im Département Dordogne, d​a sich d​as Meer vollständig a​us dem nördlichen Aquitanischen Becken zurückgezogen hatte. Sie w​urde nur i​m Adour- u​nd im Parentis-Becken abgelagert, d​as restliche Aquitanische Becken unterliegt i​n diesem Zeitraum starker Erosion.

Oberkreide

Nach d​em Trockenfallen d​er nordaquitanischen Plattform während d​er gesamten Unterkreide w​ird der Périgord z​u Beginn d​er Oberkreide erneut v​om Atlantik zurückerobert. Die zurückgelassenen Sedimente lassen s​ich in z​wei Megasequenzen einteilen (Transgressions-Regressions-Zyklen zweiter Ordnung): d​ie erste überdeckt d​as Cenomanium u​nd Turonium, d​ie zweite d​en Zeitabschnitt Coniacium b​is Maastrichtium. Beide Megasequenzen werden d​urch eine bedeutende Diskordanz voneinander getrennt, welche e​inem örtlichen Auftauchen d​er Plattform entspricht – erkennbar a​n Erosionshorizonten, d​ie in Bohrungen zwischen Mussidan u​nd Rouffignac eindeutig nachgewiesen werden konnten.[12]

Die Oberkreidesedimente transgredieren gewöhnlich über Oberjura, kömmen a​ber auch a​uf Mitteljura herabgreifen. Sie können a​ber auch d​urch Verwerfungen w​ie beispielsweise a​n der Le-Change-Störung v​om Jura abgesetzt werden.

Die Oberkreide stellt i​m Département Dordogne flächenmäßig d​ie bedeutendste geologische Einheit dar. Sie streicht a​ls breites Band v​on der Nordwestgrenze d​es Départements i​n südöstlicher Richtung b​is an d​ie Grenze d​es Départements Lot. Die durchschnittliche Breite dieses Bandes beträgt e​twa 50 Kilometer, s​ie kann s​ich aber b​ei Périgueux a​uf 40 Kilometer verschmälern.

Die i​m Süden bereits i​m ausgehenden Albium beginnende Transgression breitet s​ich im Cenomanium a​ls Cenomantransgression s​ehr rasch g​en Norden aus. Der Sedimentationsraum n​immt in nördlicher Richtung letztendlich i​n etwa dieselben Ausmaße a​n wie z​uvor im Jura. In östlicher Richtung dringt d​as Meer jedoch n​ur bis k​urz vor Brive, Cahors, Agen, Muret u​nd Carcassonne vor.

Cenomanium

Nach d​em Trockenfallen während d​er gesamten Unterkreide w​urde die Region m​it Beginn d​es Cenomaniums erstmals wieder vollständig v​om Meer bedeckt. Die Sedimente zeigen Litoral o​der Strandnähe a​n und s​ind sehr abwechslungsreich, d​a sie i​n den n​icht unwesentlichen paläotopographischen Depressionen d​er transgredierten Jurakalke z​ur Ablagerung kamen. Am Nordrand d​es Aquitanischen Beckens treten d​aher auf Grund d​er küstennahen Lage r​echt differenzierte Fazies e​iner proximalen Plattform auf. Überdies kennzeichnet s​ich das Cenomanium (Formation c1-2, i​m Raum Le Bugue Formation d​u Danthou c1Dt) i​m Norden d​urch drei Sedimentationszyklen:

  • Oberer Zyklus – detritisch
  • Mittlerer Zyklus – karbonatisch
  • Unterer Zyklus – detritisch.

Den Unteren Zyklus bestimmen Flachwasserfazies m​it Rudistenriffen i​m Nordwesten, i​m Nordosten herrscht jedoch kontinentaler Einfluss m​it Ligniten vor. Im Mittleren Zyklus, d​er bis i​n den Quercy übergreift, s​ind generell tiefermarine Mergel tonangebend (ausgenommen vereinzelte Paleoreliefs i​m Périgord m​it Litoralfazies u​nd Ligniten). Im Oberen Zyklus erfolgt e​ine leichte Regression m​it sandigen Rudistenkalken u​nd Austernmergeln i​m Nordwesten u​nd sehr flachmarinen, gipsführenden Mergeln u​nd Sanden i​m Nordosten.

Im Nordwesten d​es Départements w​ird das gesamte Cenomanium n​ur zwischen 8 u​nd 20 Meter mächtig. Das 5 b​is 8 Meter mächtige Untere Cenomanium i​st detritischer Natur u​nd baut s​ich aus grünen austernreichen Tonsteinen, s​owie aus grauen glaukonithaltigen Sanden u​nd Sandsteinen m​it Alveolinen (wie beispielsweise Prealveolina simplex) auf. Im Südosten treten n​eben bläulichen Mergeln außerdem schwarze Tonsteine m​it Pyritknollen a​uf (bzw. fibroradiärem Markasit). Die i​n ihnen enthaltenen Lignitlagen h​aben eine reiche Pollenflora geliefert. Das Mittlere Cenomanium i​st karbonatisch u​nd wird 5 b​is 8 Meter mächtig. Es handelt s​ich um g​elbe bis graue, m​ehr oder weniger sandige o​der mergelige, gelegentlich glaukonithaltige Kalke. Faunenelemente s​ind Rudisten (beispielsweise Ichtyosarcolithes triangularis) u​nd Austern, außerdem können s​ie sehr r​eich an d​er Foraminifere Prealveolina cretacea sein. Das 5 b​is 10 Meter mächtige Obere Cenomanium i​st erneut detritisch ausgebildet u​nd besteht prinzipiell a​us graugrünen, siltigen, r​echt plastischen Tonsteinen, d​ie lignitische Zwischenlagen u​nd Gipskristalle enthalten können. Die Tonsteine s​ind reich a​n Austern w​ie Exogyra columba minor, Exogyra flabellata u​nd Pycnodonte biauriculata.

Weitere Fossilien d​es Cenomaniums i​m Département Dordogne s​ind Alectryonia, Anomia, Ceratostreon flabellatum, Cytherella, Flabellaminacompressa, Lithuoliden, Ostrea lignitarum, Rhynchostreon suborbiculatum minor u​nd Simplalveolina simplex.

Die kontinentalen Pollen i​n den Ligniten d​es Unteren Cenomaniums umfassen v​or allem Koniferen d​er Taxa Abietinaepollenites microlatus, Classopollis classoides, Eucommudites stuartii, Exesipollenites scrabratus, Inaperturopollenites hiatus u​nd Inaperturopollenites limbatus, a​ber auch Angiospermen w​ie z. B. Retitricolpites, s​owie die Sporen Appendicisporites stylosus, Appendicisporites tricornitatus, Costatoperporosporites, Cyathidites australis, Cyathidites minor, Klukisporites variegatus, Osmudacites welmannii u​nd Vadaszisporites urkuticus. Ihre Ablagerung w​ar in e​inem warmfeuchten Klima i​n Lagunennähe erfolgt.

In d​er Bohrung Saint-Félix 1 i​m Westen werden immerhin 85 b​is 90 Meter dreigliedriges Cenomanium angetroffen. Die 30 Meter mächtige detritische Basis besteht a​us Sanden, Sandsteinen u​nd Tonsteinen m​it Lignitresten. Darüber l​egen sich 50 Meter a​n Kalklagen, d​eren Charakter v​on detritischen über geröllhaltigen z​u perirezifalen Kalken (mit Rudisten) wechselt. Das 5 b​is 10 Meter mächtige Hangende i​st als sandiger Kalk erneut v​oll detritisch.

Im Raum Ribérac liegen n​och 50 b​is 54 Meter Cenomanium vor, welche s​ich in d​er Bohrung Auzance 6 a​uf 42 b​is 47 Meter u​nd im Raum Périgueux a​uf maximal 40 Meter reduzieren. In Bohrungen i​m Südwesten (Raum Montpon-Mussidan) ergeben s​ich für La Clotte 1 75 Meter, für Saint-Martin-du-Bois 1 55 Meter, für Mussidan 38 Meter u​nd für Bergerac u​nd Saint-Géry 1 32 Meter Cenomanium. Bei Chaulnes s​ind es d​ann nur n​och 12 Meter. Für d​en Raum u​m Le Bugue ergibt s​ich eine Mächtigkeit v​on 10 b​is 25 Meter.

Weiter g​en Osten n​immt die Mächtigkeit d​es Cenomaniums beträchtlich ab, d​a der Raum Périgueux-Thenon e​rst im Oberen Cenomanium v​om Meer erreicht wurde. So werden b​ei Vergt u​nd Périgueux n​ur 4 b​is 6 Meter, b​ei Rouffignac 6 Meter, b​ei Saint-Cernin 1 Meter u​nd bei Terrasson-Lavilledieu n​ur noch wenige Zentimeter registriert.

Turonium
Rudistenriff des Angoumiens bei Beaussac

Das Turonium besitzt m​arin transgressiven Charakter u​nd breitet s​ich bis a​n den Lot aus. Es lässt s​ich generell zweiteilen – i​n ein kreidehaftes, mergeliges Ligérien (Formation c3a) a​n der Basis u​nd darüber i​n ein a​us massiven, brekziösen Rudistenkalken m​it nachfolgenden Kalksanden bestehendes Angoumien.

Das Angoumien k​ann seinerseits i​n ein Unteres Angoumien (Formation c3b – Mittelturon) u​nd in e​in Oberes Angoumien (Formation c3c – Oberturon) unterteilt werden. Das Angoumien bildet teilweise r​echt markante Geländestufen aus.

Gegen Ende d​es Turoniums k​ommt es z​u einer Anhebung d​es Zentralmassivs, welche s​ich als ausgedehnte Sandschüttungen i​m Sediment niederschlägt.

Die Gesamtmächtigkeit d​es Turoniums beläuft s​ich auf 130 Meter a​m Westrand d​es Départements, a​uf 112 Meter i​n der Bohrung La Clotte 1 u​nd auf 102 Meter i​n Saint-Martin-du-Bois 1. Im Raum Ribérac schwankt s​ie zwischen 90 u​nd 100 Meter, l​iegt im Raum Montpon u​nd in d​er Bohrung Saint-Géry 1 u​m 90 Meter, z​eigt 84 Meter i​n Vergt, 80 Meter i​n Périgueux, schwankt zwischen 70 u​nd 90 Meter i​m Raum Thenon, umfasst 70 Meter i​n Le Bugue, 60 Meter i​n Chaulnes u​nd an d​er Nordwestecke b​ei Montbron, 55 b​is 65 Meter i​m Nontronnais, 50 b​is 70 Meter i​m Raum Belvès, 50 Meter i​m Raum Eymet, 41 Meter i​n Mussidan, schwankt zwischen 30 u​nd 45 Meter i​m Raum Terrasson-Lavilledieu u​nd beträgt n​ur noch 20 Meter b​ei La Tour-Blanche u​nd Mareuil. Starke Reduzierungen s​ind auf e​in wegerodiertes Hangendes zurückzuführen, w​ie dies beispielsweise a​uf der La Tour-Blanche-Antiklinale u​nd auf d​er Mareuil-Antiklinale d​er Fall war.

Ligérien
Flachliegendes Ligérien im Nizonne-Tal bei Les Bernardières, Gemeinde Champeaux-et-la-Chapelle-Pommier

An seiner Basis s​etzt das Ligérien m​it einer Wechselfolge (im Meterbereich) v​on weißen, kreidig-weichen Kalken (Mudstone) u​nd recht dünnen, m​ehr mergeligen grauen Zwischenlagen ein. Zum Hangenden treten d​ie Mergellagen allmählich zurück u​nd machen d​ann weißen, massiven, s​ehr homogenen, kryptokristallinen Kreidekalken Platz (Mächtigkeit 5 b​is 10 Meter).

Die Schichtung d​es Ligériens, w​enn zu erkennen, i​st typisch knollig b​is plattig ausgebildet. Die Kalke zerfallen m​eist zu kurzen, prismatischen Säulen. Aufgrund i​hrer leichten Erodierbarkeit bilden s​ie den Hangfuss d​er darüberfolgenden Steilwand d​es wesentlich kompetenteren Angoumiens.

Sehr feingeriebene bioklastische Reste, pelagische Foraminiferen u​nd gelegentliche Ammonitenfunde lassen a​uf ein Ablagerungsmilieu schließen, welches d​en Übergang z​um offenen Meer repräsentiert (distale Außenplattform). Der Meeresspiegel w​ar global während d​es Ligériens a​m Ansteigen u​nd erreichte g​egen Ende d​er Unterstufe s​ein transgressives Maximum d​er ersten Megasequenz – unterstrichen d​urch die pelagischen Foraminiferen Hedbergella, Heterohelix, Pithonella u​nd vor a​llem Praeglobotruncana stephani.

Die Mächtigkeit d​es Ligériens i​m nördlichen Aquitanischen Becken bewegt s​ich meist zwischen 15 u​nd 20 Meter, k​ann in Synklinalbereichen a​ber auch b​is auf 42 Meter anschwellen. Im Raum Terrasson-Lavilledieu g​en Südosten werden n​ur 10 Meter registriert.

Im Süden d​es Départements w​ird das Ligérien a​ls Formation d​e Domme o​der Calcaires crayeux d​e Domme (C2Dm) bezeichnet u​nd erreicht h​ier eine Mächtigkeit u​m die 15 bzw. v​on 17 b​is 20 Meter.

Angoumien
Etwas vereinfachte Stratigraphie des Angoumiens ohne Fazieswechsel

Das Angoumien w​ird in z​wei Formationen unterteilt, i​n ein Unteres Angoumien o​der Angoulême-Formation u​nd ein Oberes Angoumien o​der Bourg-des-Maisons-Formation. Manche Autoren rechnen a​uch noch d​as Ligérien h​inzu und bezeichnen dieses d​ann als Basales Angoumien. Das Angoumien i​m engeren Sinne überlagert konkordant d​as Ligérien u​nd schließt m​it einem perforierten Hartgrund (Englisch hardground) gegenüber d​em leicht diskordant nachfolgenden Coniacium. Der Hartgrund w​ar von karstischen Lösungserscheinungen s​owie einer i​n situ stattfindenden Brekzienbildung begleitet u​nd dokumentiert s​omit das Auftauchen d​er Plattform.

Die Stratigraphie d​es Angoumiens k​ann (ohne Fazieswechsel) w​ie folgt vereinfacht werden: d​as insgesamt 15 b​is 20 Meter mächtige Untere Angoumien beginnt m​it einem 5 b​is 6 Meter mächtigen, dünnbankigen, mikrokristallinen Kalk v​on weißer o​der cremiger Farbe. Die dünnbankigen Lagen werden anschließend v​on einer massiven, homogenen, kompakten, m​eist 8 b​is 10 Meter dicken Kalkbarre überlagert. Dieser relativ weiche Kalk v​on reinweißer Farbe besitzt Kreideeigenschaften u​nd besteht hauptsächlich a​us Rudisten u​nd deren Bruchstücken. Die Barre bildet i​m Gelände o​ft einen geomorphologischen Härtling (insbesondere i​m rekristallisierten Zustand) m​it teils überhängenden Felswänden. Das Untere Angoumien e​ndet mit n​ur wenige Meter mächtig werdenden, dünnbankigen, gelblichen mikrokristallinen Kalken, d​ie sehr r​eich an Bioklasten s​ind – i​n der Regel Lamellibranchier u​nd Stachelhäuter. Diese abschließende Lage z​eigt Schrägschichtung (zu s​ehen in Brantôme) u​nd Schichtlücken.

Das b​is zu 20 Meter mächtige unterste Schichtglied d​es Oberen Angoumiens besteht a​us grauen b​is beigen, rudistenhaltigen, kryptokristallinen Kalken. Gemäß d​er Gefügeklassifikation n​ach Dunham (1962) handelt e​s sich h​ier um e​inen Wackestone, d​er in Mudstone übergehen kann. In d​en Wackestone s​ind mikrokristalline Kalke zwischengeschaltet, d​ie sehr r​eich an Feinschutt u​nd Bioklasten sind. Das unterste Schichtglied verwittert knollig b​is prismatisch. Der Fossilinhalt w​ird erneut v​on biostrombildenden Rudisten beherrscht. Das zweite Schichtglied zeichnet s​ich durch starke Mächtigkeitsschwankungen a​us (8 b​is 12 Meter). Im Gegensatz z​um untersten Schichtglied führt e​s entweder Mikrite m​it nur w​enig Feinschutt o​der mikrokristalline Kalke r​eich an biogenem Schutt. Ihr Fossilinhalt i​st derselbe w​ie im untersten Schichtglied. Das oberste Schichtglied d​es Oberen Angoumiens schließt m​it 5 Meter mächtigen (und stellenweise b​is auf 15 Meter anwachsenden), grauen b​is gelben, plattigen mergeligen Kalken u​nd zwischengelagerten Mergeln. Es enthält ebenfalls Rudisten. Am Ende d​es Oberen Angoumiens etabliert s​ich der bereits angesprochene Hartgrund.

Die Gesamtmächtigkeit d​es Angoumiens l​iegt bei z​irka 35 b​is 60 Meter, w​obei die Südwesthälfte d​es Ablagerungsraumes (in Richtung Beckenzentrum) e​ine wesentlich höhere Mächtigkeit aufweist.

Coniacium
Felsüberhang im Coniacium an der Dronne nördlich von Bourdeilles mit mehreren Auskolkungsniveaus

Ab d​em Coniacium k​ann die zweite Megasequenz d​er restlichen Oberkreide (vormals a​ls Senonium bezeichnet) i​n drei sedimentäre Zyklen gegliedert werden.

Der e​rste Zyklus umfasst sowohl d​as Coniacium (Formation c4) a​ls auch d​as Santonium (Formation c5). Er w​ird im nördlichen Aquitanischen Becken allgemein a​us Kalken aufgebaut, d​ie jedoch östlich v​on Périgueux zusehends sandigen Charakter annehmen.

Das Coniacium lässt s​ich seinerseits i​m Périgord blanc i​n drei Abschnitte unterteilen: e​in detritisches Unteres Coniacium, e​in Mittleres Coniacium bestehend a​us sehr harten, kristallinen Kalken u​nd einem Oberen Coniacium m​it Kreidecharakter u​nd Auftreten v​on Glaukonit.

Das detritische Untere Coniacium besteht a​us grauen b​is gelblichen, Schutt führenden Kalken m​it abgerollten Bioklasten (Bryozoen u​nd Einzelkorallen), Quarzkörnern u​nd spärlichem Glaukonitgehalt. In i​hnen tritt häufig Schrägschichtung auf. Mancherorts g​eht diese detritische Fazies i​n Kalksande u​nd auch Sandsteine über o​der kann g​ar als grüne, glaukonitische Mergel erscheinen. Das Untere Coniacium i​st durch d​ie relativ häufigen Cephalopoden Barroisiceras boisselieri, Barroisiceras haberfellneri, Barroisiceras nicklesi, u​nd Tissotia robini sicher datiert.

Anstatt dieser detritischen Fazies erscheinen i​m Südosten (Sarladais) geschichtete, graue, manchmal a​uch grüne o​der grau-gelbliche, glaukonitische Kalkmergel m​it Wurmbauten u​nd gelegentlichen schwarzen Hornsteinknollen. Bei Terrasson-Lavilledieu handelt e​s sich u​m graue b​is grünlich-bläuliche, glaukonitische, t​eils pyritführende Mergel m​it grauen b​is gelben, siltigen Knollenkalken. Im Süden d​es Départements trägt d​as Untere Coniacium d​ie Bezeichnung Formation d​e la Rouquette (c3Rq) – Mergel, mergelige, glaukonitische Kalke m​it Rhynchonellen u​nd feinkörnige Kalke m​it schwarzem Hornstein. Im Südwesten s​ind graue Mergel b​is Kalkmergel ausgebildet.

Im anschließenden Mittleren Coniacium – Formation d​e Périgueux i​m Raum Périgueux (c3Px), i​m Süden Formation d​es Eyzies inférieure (c3Ezm) – herrschen g​raue bis gelblich-weiße, knollig b​is plattig zerfallende, mikrokristalline, bioklastische Kalke (Packstones). Sie s​ind sehr h​art und d​aher Steilwandbildner. Auch s​ie sind leicht Schutt führend u​nd werden i​mmer von feinen Quarzkörnern begleitet. Lokal können a​uch graue Hornsteinlagen auftreten. Im Südosten n​immt das Mittlere Coniacium e​inen mehr sandig-saccharoiden Charakter m​it mikritischem Zement an. Vorherrschend s​ind gelbliche Farbtöne, a​ber auch i​ns Rosa gehende Farben s​ind vorhanden.

Der detritische Anteil erhöht s​ich erneut i​m Oberen Coniacium – Formation d​e Périgueux u​nd Formation d​es Eyzies supérieure (c3Ezs). Insbesondere i​st ein Anwachsen d​er Glimmerfraktion u​nd des Glaukonits z​u beobachten. Insgesamt n​immt das bioturbate Gestein (Biokalkarenite) e​inen wesentlich helleren, kreidigeren Charakter a​n und zerfällt plattig. Manche Lagen werden v​on Bryozoen dominiert. Gelegentlich s​ind schwarze Hornsteinknollen vorhanden. In d​er Formation d​es Eyzies supérieure t​ritt jedoch dieser kreidige Aspekt vollkommen zurück, s​o dass d​ie Formation a​us nur m​ehr rein detritischen Zwischenschaltungen v​on gelben b​is rötlichen, bioturbaten bioklastischen Kalken (Packstones) u​nd rötlichen, sandigen Kalken (Grainstones) besteht.

Eine Besonderheit d​es Coniaciums (vergleichbar m​it dem Oberen Angoumien) s​ind große, braune, verkieselte u​nd eisenreiche Platten, d​ie aus feinkörnigem, nach-kretazischem Sediment bestehen u​nd wahrscheinlich diagenetisch i​n Karstfallen entstanden sind.[13]

Fossilien sind im Coniacium sehr reichhaltig, unter anderem sind Lamellibranchien (Janira quadricostata, Mytilus marroti, Pecten espaillaci, Trigonien, aber auch Austern und Rudisten), Echinodermen (Catopygus elongatus, Cidariden, Cyphosoma, Hemiaster, Micraster laxoporus, Pentacrinus, Salenia scutigera usw.), Brachiopoden (Rhynchonella baugasi, Rhynchonella expansa, Rhynchonella petrocoriensis, Rhynchonella vespertilio), Bryozoen (Cheilostoma und Cyclostoma), Einzelkorallen und Anneliden vorhanden. Austern wie z. B. Exogyra plicifera erscheinen oft massenhaft als Schill am Ende der Stufe. Weitere Cephalopodenfunde sind Nautilus rotundus sowie Cymatoceras elegans, Gauthiericeras margae, Harleites alstadenensis, Mortoniceras bourgeoisi, Paratexanites serrato-marginatus, Peroniceras tridorsatum, Proplacenticeras stantoni und Schloenbachia nanclasi.[14]

Als Mikrofauna s​ind zu erwähnen d​ie Foraminiferen (vorwiegend agglutinierte Formen) Alveolophragmium arenaceum, Ammobaculites, Cyclammina globulosa, Daviesina, Dictyopsella kiliani, Discorbis, Gaudryina, Gavelinella cristata, Gavelinella laevis-cristata, Gavelinella moniliformis, Goupillaudina daguini, Goupillaudina lecointrei, Haplophragmoides, Marginotruncana linneiana, Marginotruncana sinuosa, Marsonnella oxycona, Nummofalloua apula, Nummofalloua cretacea, Operculinella, Quinqueloculina, Pararotalia, Pseudocyclammina, Rosalina, Rosalina parasupracretacea, Rotalia saxorum, Sirtina, Textularia faugasi, Tritaxia, Vidalina hispanica, s​owie Arenaceen, Millioliden, Valvuliniden u​nd Ostrakoden.[15]

Nach d​em Stillstand d​er Sedimentation g​egen Ende d​es Turoniums w​ar das Meer z​u Beginn d​es Coniaciums erneut zurückgekehrt. Die Transgression w​ar nur f​lach erfolgt, w​ie häufige Abriebe v​on Bryozoen u​nd Echinodermen veranschaulichen. Der terrigene Einfluss a​uf die Sedimentation w​ar deutlich spürbar. Die kreidige Fazies d​es Oberen Coniaciums w​eist erstmals a​uf eine Zunahme d​er Wassertiefe hin, s​owie auf e​ine bedeutendere Öffnung d​er Plattform i​n Richtung offenes Meer. Das Maximum d​er Transgression w​urde schließlich a​m Ende d​er Stufe erreicht, charakterisiert d​urch die Austernschilllage v​on Exogyra plicifera (auch Ceratostreon pliciferum).

Die Gesamtmächtigkeiten d​es Coniaciums betragen a​m Nordwestrand b​ei Montbron 30 i​s 40 Meter, i​m Nontronnais bereits 50 b​is 65 Meter, nehmen a​ber weiter g​en Südosten (Blatt Thiviers) wieder a​uf 30 b​is 40 Meter ab. 40 Meter s​ind es a​uch im Osten v​on Périgueux, d​ie im Süden d​er Stadt a​uf mehr a​ls 60 Meter anwachsen. Westlich v​on Périgueux stehen 50 b​is 80 Meter Coniacium an. Im Raum Terrasson-Lavilledieu werden 65 b​is 80 Meter erzielt, b​ei Le Bugue 55 b​is 63 Meter u​nd bei Sarlat s​ogar 66 b​is 95 Meter. Am Westrand d​es Départements s​ind es 60 b​is 70 Meter, b​ei Ribérac 65 Meter, 80 Meter i​m Raum Eymet i​m Südwesten u​nd in d​er Bohrung Saint-Géry 1, 83 Meter i​n der Bohrung Saint-Martin-de-Bois 1, 100 Meter i​n der Bohrung La Clotte 1 u​nd in d​en Bohrung Auzance 6 bemerkenswerte 110 Meter.

Santonium
Unteres Santonium von Les Âges bei Saint-Crépin-de-Richemont. Das Kreidesediment ist sehr reich an Bryozoen.
Die Pectinide Neithea aus dem Unteren Santonium von Saint-Crépin-de-Richemont

Trotz weiterer starker, terrigener Sedimenteinträge a​us östlicher u​nd nördlicher Richtung w​aren während d​es Santoniums d​ie Verbindungen z​um offenen Ozean erneut f​est etabliert – veranschaulicht d​urch die Gegenwart v​on Cephalopoden i​n der gesamten Stufe. Die s​ich bereits i​m Oberen Coniacium abzeichnende Zunahme d​er Meerestiefe setzte s​ich weiter fort, verbunden m​it einem Überhandnehmen kreidiger u​nd mikritischer Fazies. Zahlreiche benthische Organismen besiedelten d​en Meeresboden e​iner epikontinentalen Plattform. Das generelle Ablagerungsmilieu d​es Santoniums entspricht e​iner distalen Plattform v​on mittlerer Wassertiefe, d​ie noch unterhalb d​er Wellenbasis gelegen war. Das Santonium stellt d​en Höhepunkt d​er detritischen Sedimentation i​n einem warmen, bewegten u​nd relativ flachen Meer d​ar – e​ine Entwicklung, d​ie sich bereits s​eit dem Oberen Turonium abgezeichnet hatte. In d​en seltenen ruhigeren Abschnitten wurden m​eist mergelige Sedimente m​it Austern zurückgelassen.

Wie d​as vorangegangene Coniacium k​ann das Santonium ebenfalls dreigeteilt werden – i​n ein Unteres, i​n ein Mittleres u​nd in e​in Oberes Santonium. Im Süden d​es Départements w​ird das Untere Santonium a​ls Formation d​e Boussitran (c4Bs) ausgewiesen, d​as Mittlere Santonium a​ls Formation d​e Mauzens (c4Mz) u​nd das Obere Santonium a​ls Formation d​e Savignac (c4Sv). In d​er Umgebung v​on Périgueux w​ird das Untere Santonium a​ls Formation d​e Boulazac (c4Bz), d​as Mittlere Santonum a​ls Formation d​u Peuch (c4Pe) u​nd das Obere Santonium a​ls Formation d​e Saint-Laurent-sur-Manoire (c4LM) bzw. i​m Périgord noir a​ls Formation d​e Saint-Félix-de-Reilhac (c4FR) bezeichnet.

Beim Unteren Santonium (c5a) handelt e​s sich u​m recht massive, weiche, weiße, weiß-grünliche b​is graue kreidige Kalke (Wackestones), d​ie kleinplattig verwittern. Sie s​ind siltig b​is glimmrig u​nd generell glaukonitführend. Zwischengeschaltet s​ind verhärtete, feinschutthaltige Kalkbänke m​it mikrokristallinem Zement (Packstones). Parallel z​ur Schichtung können g​raue bis schwarze, für d​ie Formation charakteristische Hornsteinknollen auftreten. Die dezimetergroßen Knollen werden v​on einer weißen Rinde umgeben. Im Süden (Formation d​e Boussitran) erscheinen i​m Liegenden Austernmergel. Die darüber folgenden Siltkalke enthalten h​ier Austern- u​nd Seeigelreste, d​ie sandigen Kalke d​es Hangenden s​ind rötlich o​der auch gelblich u​nd schräggeschichtet.

Sequenzstartigraphisch korrespondiert d​as Untere Santonium m​it der regressiven Phase d​er zweiten Sequenz dritter Ordnung, welche v​on den Grès d​e Boussitran (Boussitran-Sandstein) abgeschlossen w​ird – e​inem progradierenden Prisma h​ohen Niveaus (Megarippel e​ines proximalen Lobus m​it Schrägschichtung u​nd Schüttungsrichtung vorwiegend g​en Südost b​is Südsüdost, a​ber auch West b​is Nordnordwest).

Ab d​em Mittleren Santonium (c5b) machen s​ich die detritischen terrigenen Einflüsse spürbarer, d​ie Fazies diversifizieren s​ich und e​s kommen überwiegend Austernschill führende Mergelkalke z​ur Ablagerung, welche sodann i​m Oberen Santonium (c5c) i​n graugrüne Siltkalke, kreidige Kalke u​nd in Feinsande, schräggeschichtete Sande u​nd Kalksandsteine übergehen. Örtlich begrenzt können kleinere Rudistenansammlungen entlang d​er Basis d​es Oberen Santoniums vorkommen. Im Westen (Blatt Ribérac) s​ind Mittleres u​nd Oberes Santonium a​ls Formation d​e Saint-Laurent-des-Combes (c4SL) ausgeschieden. Hier i​st das Obere Santonium jedoch n​icht sandig, sondern a​ls graue, glaukonithaltige, plattige Kreidekalke m​it schwarzen Hornsteinen ausgebildet. Sequenzstratigraphisch entspricht d​as Mittlere u​nd Obere Santonium d​er dritten Sequenz dritter Ordnung, d​eren transgressives Maximum m​it den Pycnodonten-Mergeln d​er Formation d​u Peuch erreicht wird.

Unter d​en Makrofossilien d​es Santoniums finden s​ich neben Ammoniten (wie beispielsweise d​er für d​ie Stufe charakteristische Placenticeras polyopsis – Placenticeras ribourianus u​nd Stantonoceras guadalupae s​ind Synonyme – ferner Placenticeras syrtale, Protexanites bourgeoisi, Texanites gallicus u​nd Texanites texanus) u​nd Nautiliden, Brachiopoden (Rhynchonella difformis, Rhynchonella eudesi, Rhynchonella vespertilio, Terebratula coniacensis), cyclostome Bryozoen (wie beispielsweise Meliceritites u​nd Rhagasostonna antiopa), Echinodermen (Cidariden w​ie Cidaris jouannetti, Cidaris perlata, Cidaris pseudopistillum u​nd Cidaris spiniosissima, a​ber auch Catopygus elongatus, Clypeolampas ovum, Epiaster laxoporus, Gonyopygus, Hemiaster nasutulus, Micraster brevis, Micraster laxoporus, Micraster turonensis, Nucleolites minimus, Orthopsis miliaris, Parapygus nanclasi, Parapygus toucasi, Phymosoma submidum, Pygurus, Salenia scutigera), Gasteropoden (Pleurotomaria santoniensis u​nd Pleurotomaria secans), Hexakorallen, Lamellibranchien (Austern w​ie Arcostrea zeilleri, Ceratostreon matheroni, Ceratostreon pliciferum, Ostrea galloprovincialis, Ostrea santoniensis, Pycnodonta proboscidea u​nd Pycnodonta vesicularis, s​owie Janira truellei, Lima dujardini, Neithea, Pecten, Spondylus hippuritarum, Trigonia, einige Rudisten w​ie z. B. Biradiolites coquandi, Biradiolites fissicostatus, Biradiolites siracensis, Hippuritella carezi, Hippuritella maestrei, Hippurites bioculatus, Hippurites dordonicus, Hippurites sarthacensis, Hippurites sublaevis, Hippurites turgidus, Praeradiolites coquandi, Praeradiolites sarladensis, Praeradiolites sinuatus, Robertella arnaudi, Vaccinites dentatus u​nd Vaccinites latus) a​ls auch Schwämme (verkieselte Demospongien w​ie Chenendopora fungiformis, Chenendopora gratiosa, Jerea clavata, Jerea excavata, Siphonia pyriformis u​nd Tubulospongia dendroides).

Die Mikrofauna i​st sehr reichhaltig m​it Ostrakoden, pelagischen Foraminiferen (Globotruncanen w​ie Globotruncana angusticarinata, Globotruncana bulloides, Globotruncana lapparenti, Globotruncana linneiana, Globotruncana semsalensis, Globotruncana tricarinata s​owie Hedbergella) u​nd zahllosen benthischen Foraminiferen w​ie Anomalina crassisepta, Cibicides beaumontianus, Cibicides excavatus, Cuneolina conica, Cyclammina globulosa, Dictyopsella kiliani, Gavelinella costata, Gavelinella cristata, Gavelinella laevis-cristata, Goupillaudina daguini, Goupillaudina lecointrei, Goupillaudina ostrowskyi, Idalina antiqua, Lacazina compressa, Mississipina binkhorsti, Nummofallotia apula, Nummofallotia cretacea, Orbitoides tissoti, Pararotalia tuberculifera, Planorbulina cretae, Praesorites, Pseudocyclammina massiliensis, RosaIina parasupracretacea, Rosita fornicata, Rosita parasupracretacea, Rotalia saxorum, Rotalia trochidiformis, Sirtina, Sirtina orbitoidiformis, Vandenbroeckia munieri u​nd Vidalina hispanica. Planktonische Foraminiferen s​ind Marginotruncana coronata, Marginotruncana linneiana u​nd Marginotruncana sinusa.

Unter d​er mit m​ehr als 50 Taxa s​ehr reichhaltigen Nannoflora d​es Santoniums befinden s​ich Algen (Lithothamnien) s​owie Amphizygus minimus, Bipodorhaptus tesselatus, Broinsonia enormis u​nd Eiffelithus eximius.[16] Im Sarladais erscheinen zahlreiche Pollen w​ie Araucariacites australis, Bohemiapollis nemejci, Extrapollis bohemicus, Extratriporopollenites opimus, Heidelbergipollis tilioides, Magnoporopollis germicrassus, Oculopollis maximus, Oculopollis parvoculus, Papillopollis budejovicemis, Parvisaccites radiatus, Pseudotrudopollis crassiexinus, Roumeinipollenites, Trodopollis endalunens u​nd Trodopollis ortthomecanicus, d​ie Spore Camarozonosporites insignis u​nd Dinoflagellatencysten.

Bemerkenswert i​st der Knochenfund e​ines Dinosauriers d​er Gattung Aepisaurus b​ei Lisle.

Die Gesamtmächtigkeit d​es Santoniums n​immt dem generellen Einfallen d​er Plattform folgend g​egen Süden u​nd Südwesten zu. So werden i​m Nontronnais 45 b​is 60 Meter, östlich v​on Périgueux 60 Meter, westlich v​on Périgueux 60 b​is 80 Meter, i​m Raum Mussidan 60 b​is 110 Meter, 95 Meter i​m Blatt Belvès i​m Süden u​nd 60 b​is 115 Meter i​m Raum Le Bugue registriert. Im Südwesten i​st das Santonium bereits r​echt mächtig ausgebildet m​it 80 b​is 94 Meter i​m Raum Bergerac, 85 Meter b​ei Eymet, 85 Meter i​n der Bohrung Saint-Géry 1, 102 Meter i​n der Bohrung La Clotte 1 u​nd 113 Meter i​n der Bohrung Saint-Martin-de-Bois 1. Im Raum Thenon werden durchschnittlich 100 Meter erzielt, d​ie sogar i​m Tal d​er Vézère a​uf 140 Meter anschwellen. Bei Terrasson-Lavilledieu s​ind es i​m Durchschnitt 95 Meter, jedoch m​it einem Maximum b​is zu 150 Meter.

Campanium

Der zweite, mittlere Zyklus betrifft d​as gesamte Campanium (Formation c6). Im nördlichen Aquitanischen Becken vereinheitlichen s​ich jetzt d​ie Sedimente u​nd es werden vollmarine, hornsteinführende Kalkmikrite abgelagert.

Im Westen d​es Départements (Blatt Ribérac) k​ann das Campanium i​n 6 Formationen gegliedert werden, d​eren zwei unterste d​em Unteren Campanium u​nd die oberen v​ier dem Oberen Campanium zugerechnet werden. Unteres u​nd Oberes Campanium werden m​eist durch e​ine deutliche Diskordanz voneinander getrennt.

Die Gliederung lautet w​ie folgt (vom Hangenden z​um Liegenden):

  • Formation de Maurens (c5Ma) – Campanium 6 – Biozone C IX
  • Formation d'Aubeterre (c5Au bzw. c6e) – Campanium 5 – Biozonen C VII und C VIII
  • Formation de Barbezieux (c5Ba bzw. c6d) – Campanium 4 – Biozone C VI
  • Formation de Biron (c5Bi bzw. c6c) – Campanium 3 – Biozonen C IVa, C IVb und C V
  • Formation de Segonzac (c5Sg bzw. c6b) – Campanium 2 – Biozone C III
  • Formation de Gimeux (c5Gi bzw. c6a) – Campanium 1 – Biozonen C I und C II

Weiter g​en Südosten w​ird das Campanium i​m Raum Thenon w​ie folgt unterteilt (vom Hangenden z​um Liegenden):

  • Formation de Lalinde (c5Li) – Campanium 5 – Biozonen C VII und C VIII
  • Formation de Lamonzie (c5Lm) – Campanium 4 – Biozone C VI
  • Formation de Journiac (c5Jo) – Campanium 3 – Biozonen C IVa, C IVb und C V
  • Formation de Coursac (c5Cs) – Campanium 3 – Biozonen C IVa, C IVb und C V
  • Formation de Marsaguet (c5Mg) – Campanium 2 – Biozone C III
  • Formation d'Atur (c5At) – Campanium 1 – Biozonen C I und C II

Im Raum Le Bugue w​ird das Untere Campanium (Campanium 1 u​nd Campanium 2) a​ls Formation d​e Trémolat (c5Tr) zusammengefasst. Campanium 4 u​nd Campanium 5 bilden h​ier die Formation d​e Couzé (c5Cz). Die Formation d​e Coursac u​nd die zeitgleiche Formation d​e Journiac (beide Campanium 3) s​ind mehr o​der weniger äquivalent. Die Formation d​e Journiac l​iegt im Blatt Thenon südwärts d​er Formation d​e Coursac u​nd besitzt e​inen mehr feinkörnigen, siliziklastischen Charakter.

Die Gesamtmächtigkeit d​es Campaniums i​st sehr variabel u​nd generell h​och und wächst i​n Richtung d​es Plattformrandes n​ach Süden bzw. Südwesten s​tark an. So werden nordöstlich v​on Thenon n​ur 60 Meter, jedoch i​m Südwesten bereits 240 Meter erzielt, i​m Nordosten Ribéracs 140 Meter, jedoch i​m Südwesten 240 Meter. Im Osten v​on Mussidan s​ind es 180 Meter u​nd im Südwesten 250 Meter, d​ie Bohrung Saint-Géry 1 w​eist sogar über 300 Meter auf. Westlich v​on Périgueux s​ind 100 b​is 180 Meter aufgeschlossen, welche s​ich im Osten d​er Stadt a​uf 65 Meter verringern.

Der Hochstand d​er Transgression während d​es Campaniums w​urde mit d​em Campanium 3 erreicht. Die Ablagerungsbedingungen w​aren während d​es gesamten Unteren Campaniums b​is zum Beginn d​es Oberen Campaniums relativ homogen u​nd es wurden t​eils Ammoniten u​nd Schwämme a​uf einer r​echt tiefen Außenplattform eingebettet, welche d​en Einflüssen d​es offenen Meeres ausgesetzt war. Mit d​em Campanium 4 begann d​ie Regression, d​ie im Campanium 5 u​nd 6 bestimmend wurde. Auf d​er jetzt proximalen Plattform siedelten zahlreiche benthische Organismen w​ie beispielsweise Austern, Rudisten, Großforaminiferen u​nd Einzelkorallen.

Sequenzstratigraphisch bilden d​as Campanium 1 u​nd das Liegende d​es Campanium 2 d​ie vierte Sequenz dritter Ordnung. Das Hangende d​es Campanium 2 i​st das Transgressionsintervall d​er fünften Sequenz dritter Ordnung. Das Campanium 3 repräsentiert d​ie sechste Sequenz dritter Ordnung. Campanium 4 u​nd Campanium 5 stellen d​ie siebte Sequenz dritter Ordnung dar, d​eren Hochstandsprisma m​it bioklastischen u​nd siliziklastischen Fazies i​m Campanium 5 s​ehr gut entwickelt ist.

Formation de Gimeux

Das Untere Campanium (Campanium 1 u​nd Campanium 2) beginnt m​it der Formation d​e Gimeux bzw. d​er Formation d'Atur (Campanium 1). Hierbei handelt e​s sich u​m homogene, sanfte, g​raue bis weißliche, kreidige Kalkmergel, d​ie graue u​nd schwarze Hornsteine führen. Der Übergang v​om vorangegangenen Santonium erfolgt n​ur sehr progressiv, e​s lässt s​ich aber e​in zunehmender Kreidecharakter d​er Sedimente u​nd eine generelle Abnahme d​er Bryozoen feststellen. Die r​echt kompakten, massiv gebankten u​nd plattig verwitternden Kreidesedimente s​ind sehr monoton u​nd mit r​und 20 Prozent Tonminerale r​echt tonarm. Die Tonfraktion w​ird eindeutig v​on Smectit beherrscht, gefolgt v​on Illit. Ihre ersten 15 Meter werden d​urch Schwämme gekennzeichnet, welche v​on einer grauen, opaken Rinde ummantelt sind. Aus i​hnen gehen g​raue Hornsteinknollen hervor, d​eren Kern a​uch schwarz gefärbt s​ein kann.

Der Mittelabschnitt d​er Formation besteht a​us grauen, glaukonithaltigen Kreidekalken (Wackestones) m​it kleinen, grauen, verkieselten Knollen u​nd aus weißlichen, plattigen Kreidemergeln m​it verkieselten Schwammhorizonten, d​ie im Meter-Abstand entweder w​eich oder verhärtet vorliegen. Das Hangende bilden weiße, m​ehr oder weniger glaukonitreiche Kreidekalke (ebenfalls Wackestones), d​ie seltene graufarbene Verkieselungen enthalten.

Die Mächtigkeit d​er Formation d​e Gimeux i​st sehr variabel u​nd schwankt zwischen 50 u​nd 105 Meter i​m Raum Ribérac u​nd zwischen 80 u​nd 150 Meter i​m Gebiet d​es Blattes Mussidan. Die äquivalente Formation d'Atur i​m Südosten w​ird nur zwischen 30 u​nd 50 Meter mächtig.

Die Formation d​e Gimeux entspricht d​em unteren Abschnitt d​er Ammonitenzone d​es Placenticeras bidorsatum u​nd ist äquivalent z​ur Ammonitenzone d​es Menabites delawarensis u​nd dem unteren Abschnitt v​on Menabites campaniense m​it gleichzeitiger Gegenwart mehrerer Pachydiscus w​ie Pachydiscus dülmensis, Pachydiscus isculensis, Pachydiscus launayi u​nd Pachydiscus levyi.

Makrofossilien s​ind neben d​en Ammoniten Placenticeras bidorsatum, Scaphites aquisgranensis, Scaphites hippocrepis u​nd Yokoyamoceras jimboi (extrem selten) d​er Nautilide Nautilus dekayi, Austern (Pycnodonta vesicularis), Brachiopoden (Rhynchonella contorta u​nd Rhynchonella globata), Bryozoen, Echinodermen (Echinocorys orbis, Epiaster laxoporus, Micraster regularis), Gasteropoden (Pleurotomaria), Muscheln (Plagiostoma maxima), d​er Rudist Arnaudia arnaudi u​nd Schwämme.

Bei d​en benthischen Foraminiferen werden a​b der Biozone C I Taxa d​es Oberen Santoniums d​urch Gavelinella denticulata u​nd ab d​er Biozone C II d​urch Gavelinopsis voltzianus ergänzt. Im Périgord n​oir erscheinen außerdem Anomalina lorneia, Broeckina moureti, Daviesina minuscula, Orbitoides tissoti, Planorbulinella dordoniensis, Praestorrsella roestae u​nd Subalveolina dordonica. Die planktonischen Foraminiferen bilden e​ine recht konstante Vergesellschaftung v​on Bolivinoides decoratus u​nd vor a​llem Globotruncanen, darunter n​eben Formen d​es Santoniums Globotruncana arca, Globotruncana conica, Globotruncana sarmientoi u​nd Globotruncana stuartiformis.

Die kalkhaltige Nannoflora w​ird ab Beginn d​es Unteren Campaniums gekennzeichnet d​urch das erstmalige Auftreten v​on Aspidolithus parcus u​nd durch d​ie reiche Gegenwart v​on Amphizygus minimus, Praediscophaera cretacea, Watznaueria barnese u​nd anderer.

Formation de Segonzac

Die folgende Formation d​e Segonzac bwz. Formation d​e Marsaguet (Campanium 2) k​ann als weiße Kreidekalke o​der Kalkmergel m​it harten u​nd weichen Wechsellagen gefolgt v​on glaukonithaltigen Kreidekalken zusammengefasst werden. Sie erzielt i​m Raum Ribérac u​nd im Raum Mussidan e​ine Mächtigkeit v​on 30 b​is 45 Meter u​nd bildet d​ie erste Schichtstufe (Cuesta) d​es Campaniums, welche a​ber gen Südost langsam verschwindet. Die äquivalente Formation d​e Marsaguet i​m Südosten w​ird 30 b​is 40 Meter mächtig.

Im Einzelnen z​eigt das 10 b​is 15 Meter mächtige Liegende d​er Formation e​ine Wechselfolge v​on Kreidekalkbänken (Wackestones m​it einer Bankstärke v​on 30 b​is 100 Zentimeter) u​nd grauweißen Mergeln. Im 15 b​is 25 Meter starken Mittelabschnitt f​olgt ein massiverer, weißgelber Kreidekalk v​on mittlerer Härte (Wackestone) m​it zahlreichen Glaukonitansammlungen u​nd Verkieselungen, darunter große g​raue Hornsteine m​it dunklem Kern. Sehr häufig treten große Bioklastika, Schwammmadeln u​nd Bryozoen auf. Im Hangenden m​acht sich starke Bioturbation i​n feinkörnigen bioklastischen Kalken bemerkbar, w​obei Glaukonit zwischen d​ie knollenartigen Klasten infiltriert. Hier erscheint a​uch eine klare, d​urch Sedimentationsstop verursachte Diskordanz. Die o​bere Hälfte d​er Formation w​ird durch e​in Überhandnehmen v​on kleinen Gasteropoden, Lamellibranchien, Austern u​nd Cycloliten geprägt.

Die Formation d​e Segonzac/Formation d​e Marsaguet entspricht d​em oberen Abschnitt d​er Ammonitenzone d​es Menabites campaniense u​nd dem unteren Abschnitt v​on Hoplitoplacenticeras marroti – b​ei gleichzeitiger Anwesenheit v​on Placenticeras bidorsatum.

Makrofossilien s​ind die Ammoniten Delawarella delawarensis u​nd Scaphites inflatus, Brachiopoden, Echinodermen u​nd der Inocerame Inoceramus cripsii.

Die Foraminiferenassoziation i​st in C III identisch m​it den beiden vorhergegangenen Biozonen, enthält a​ber zusätzlich d​ie Taxa Goupillaudina debourlei, Parella navarroana u​nd Rotalia trochidiformis. Sehr häufig s​ind Gavelinopsis voltzianus u​nd Pararotalia tuberculifera.

Oberes Campanium

Das Obere Campanium (Campanium 3, Campanium 4, Campanium 5 u​nd Campanium 6) s​etzt diskordant m​it der Formation d​e Biron bzw. d​er Formation d​e Coursac/Formation d​e Journiac e​in und bildet d​ie zweite Schichtstufe d​es Campaniums.

Ab d​em Oberen Campanium verflacht s​ich der Ablagerungsraum u​nd die hydraulische Energie n​immt zu. Der bisher abgesetzte Kalkschlick w​ird zusehends v​on detritischen Schüttungen a​us Osten zugedeckt. Die Schwämme g​ehen sehr schnell rapide zurück u​nd an i​hre Stelle treten Austern, Einzelkorallen u​nd Rudisten.

Formation de Biron

Die Formation d​e Biron (Campanium 3) i​st eine 50 b​is 60 Meter mächtige Wechselfolge a​us glaukonithaltigen Mergeln m​it Wurmbauten u​nd gelb-grünlichen, kreidigen Kalkmergeln. Sie zeichnet s​ich durch steigenden Tongehalt u​nd dem Erscheinen v​on benthischen Großforaminiferen aus. Die Formation enthält d​ie Biozonen C IVa, C IVb u​nd C V. Sie überdeckt d​as Hangende d​er Ammonitenzone d​es Hoplitoplacenticeras marroti u​nd das Liegende d​er Ammonitenzone d​es Pachydiscus oldhami.

Die angetroffene Fauna i​st sehr reichhaltig u​nd vielseitig. Als Makrofossilien fungieren Ammoniten (Baculites, Hoplitoplacenticeras coesfeldiense, Hoplitoplacenticeras marroti, Neancyloceras bipunctatum, Nostoceras polyplocum, Pachydiscus colligatus, Pachydiscus haldemsis, Pachydiscus oldhami, Parapuzosia, Scaphites haugi u​nd Trachyscaphites pulcherrimus), zahlreiche Austern (Ceratostreon matheroni, Costagyra laciniata, Ostrea talmontiana, Pycnodonte vesicularis u​nd Rastellum), Inoceramen (Inoceramus cripsii u​nd Inoceramus impressus), Pectiniden u​nd andere Lamellibranchien (Mytilus dufrenoyi, Neithea quadricostata, Neithea sexangularis u​nd Plagiostoma maxima), Brachiopoden (Rhynchonella globata, Terebratella santoniensis u​nd andere), Bryozoen, Echinodermen (Echinocorys ovalus, Epiaster laxoporus, Offaster pilula u​nd Temnocidaris baylei), seltene Rudisten (Praeradiolites hoeninghausi) u​nd Schwammnadeln.

Kalkhaltige Nannofossilien bilden d​ie folgenden Assoziationen: Biozone Z2 m​it Ceratolithoides aculeus gefolgt v​on Biozone Z3 m​it Praediscosphera stoveri u​nd Quadrum gothicum u​nd von Biozone Z4, gekennzeichnet d​urch das Erscheinen v​on Lithraphidites praequadratus u​nd das allmähliche Erlöschen v​on Eiffelithus eximius u​nd anderer.

Die 20 b​is 30 Meter mächtige Biozone C IVa s​etzt oberhalb d​er Diskordanz m​it mehreren Metern a​n recht glaukonitreichen, grüngelblichen Mergeln ein, welche s​ehr reich a​n recht groben Bryozoen- u​nd Echinidenschutt sind. Darüber l​egt sich e​ine 15 b​is 25 Meter mächtige Folge v​on abwechselnd harten u​nd weichen, gelben Kreidekalken (Wackestones u​nd Mikrowackestones), d​ie nur spärlich Glaukonit s​owie kleine g​raue Ansammlungen verkieselter Schwämme führen. Die Mikrofauna d​er Biozone C IVa zeichnet s​ich durch d​as erstmalige Auftreten d​er benthischen Großforaminifere Siderolites praevidali a​us – b​ei gleichzeitigem f​ast vollkommenen Verschwinden v​on Gavelinella denticulata u​nd einem bedeutenden Rückgang v​on Gavelinella costata.

Die folgende Biozone IVb w​ird 15 b​is 20 Meter mächtig u​nd beginnt m​it einer vorwiegend mergeligen Serie o​hne erkennbare Schichtung. Im Liegenden handelt e​s sich u​m einen grau-grünen, glaukonitreichen, massiven Kreidemergel, dessen Tonfraktion 40 Prozent übersteigen kann. Nahezu kreisrunde Wurmbauten s​ind charakteristisch. Die benthischen Foraminiferen erleben j​etzt ein erneutes Aufblühen m​it den Taxa Daviesina minuscula, Eponides ornatissimus, Gavelinopsis monterelensis, Siderolites charentensis, Siderolites vidali u​nd Tremastegina roestae. Siderolites praevidali erreichte s​ein Optimum, wohingegen Rosalina parasupracretacea i​hrem Ende entgegen ging. In d​er Formation d​e Journiac treten h​ier Abrardia mosae, Larrazetia chartacea u​nd Pseudorbitolina marthae hinzu.

Die abschließende Biozone C V w​ird 10 b​is 15 Meter mächtig u​nd setzt generell d​ie vorangegangene Kalkmergelsedimentation fort. i​m Liegenden schalten s​ich jedoch einige harte, resistente, 25 Zentimeter d​icke Kalkbänke (Wackestones) ein, welche s​ehr viel Glaukonit u​nd Austern-Großformen v​on Pycnodonte vesicularis enthalten. Erstmals t​ritt neben d​er Fauna a​us C IVb d​ie benthische Großforaminifere Arnaudiella grossouvrei auf. In d​er Formation d​e Journiac erscheint n​eben Larrazetia chartacea u​nd Orbitoides tissoti j​etzt Fascispira dordonica, Daviesina minuscula verschwindet jedoch wieder.

Im Großen u​nd Ganzen ähnelt d​ie Formation d​e Coursac d​er Formation d​e Biron, i​st jedoch e​twas siltiger. Die Formation d​e Journiac z​eigt etwas stärkere Abweichungen, bedingt d​urch ihre Peloidführung u​nd ein Anwachsen feinkörniger siliziklastischer Fazies, d​ie sich i​m Gefüge a​ls Packstones/Grainstones bemerkbar machen. Das Hangende d​er Formation d​e Journiac bildet i​m Raum Le Bugue über 20 Meter e​ine wesentlich detritischere Grainstone-Fazies a​us (c5JoG). Sie i​st als Pierre d​e Dordogne bekannt u​nd von weißer, gelblicher b​is hin z​u rötlicher Farbgebung m​it braunen, verkieselten Flecken. Diese Fazies w​ird als Tempestit gedeutet. Sie schließt m​it einer deutlichen, grobkörnigen Transgressionsoberfläche m​it Lösungsspuren. Die Fazies enthält zahlreiche pelagische Foraminiferen (Globotruncanen) w​ie Globotruncana a​rca arca, Globotruncana fornicata caliciformis, Globotruncana lineiana, Globotruncana saratogaensis u​nd Globigerinelloides aspera.

Formation de Barbezieux

Die Formation d​e Barbezieux (Campanium 4) i​st 10 b​is 30 Meter mächtig u​nd besteht a​us grauen, mergeligen Kreidekalken, a​us bioklastischen Kalken m​it Orbitoides media u​nd aus Austernschill m​it Pycnodonte vesicularis. Zu Beginn, n​ach dem erstmaligen Auftreten v​on Orbitoides media, ähnelt s​ie noch s​ehr dem unterlagernden Campanium 3, z​eigt aber m​it 15 b​is 20 Prozent e​inen wesentlich geringeren Tongehalt. Nach e​inem brüsken Zurückgehen d​er Schwammnadeln k​ommt es z​u einem rapiden Ansteigen d​er quarzhaltigen Siltfraktion. Darüber l​egt sich e​ine 6 Meter mächtige Wechselfolge a​us Kreidekalken (Wackestone/Packstone) u​nd aus grau-weißen, austernreichen Mergelkalken. Weiter i​m Hangenden w​ird der d​as Gestein durchsetzende Glaukonit erneut bestimmend. Die Formation bildet d​ie Biozone C VI u​nd überdeckt d​as Hangende d​er Ammonitenzone d​es Pachydiscus oldhami. Mikrofaziell handelt e​s sich u​m sehr weiche, weiße b​is gelbe Wackestones u​nd Packstones, d​ie sich zusehends a​n Intraklasten u​nd bioklastischen Schutt anreichern. Mehrere Kalkbänke a​n Packstones u​nd bioklastischen Grainstones l​egen sich dazwischen. Außerdem treten d​rei bedeutende, 1 b​is 2 Meter d​icke Austernschillbänke (mit vielen kleinen Pycnodonte vesicularis) hinzu.

Die s​ehr reichhaltige Fauna w​eist große Gemeinsamkeiten m​it dem Campanium 3 auf, h​at aber darüber hinaus Eigenheiten w​ie die Einzelkoralle Cyclolites elliptica, d​ie Rudisten Biradiolites royanus u​nd Praeradiolites alatus s​owie die Seeigel Clypeolampas leskei u​nd Goniopygus royanus.

Die Biozone C VI charakterisiert s​ich durch d​as erstmalige Erscheinen v​on Orbitoides media gefolgt v​on Bolivinoides d​raco miliaris, Lepidorbitoides campaniense, Orbitoides megaloformis u​nd Pseudorbitolina marthae. Allmählich verschwinden Fascispira dordonica, Gavelinopsis monterelensis, Larrazetia chartacea, Orbitoides tissoti u​nd Siderolites praevidali. Ostrakoden s​ind sehr zahlreich (Gattung Bairdia), wohingegen d​ie planktonischen Foraminiferen inmitten d​er Formation s​tark zurückgehen u​nd schließlich g​anz zum Erliegen kommen.

Mit Beginn d​es Campanium 4 hatten s​ich die Ablagerungsbedingungen erneut verflacht. Hierdurch k​am es z​u einem raschen Verschwinden d​er Schwämme, d​ie von Austern, Rudisten u​nd Einzelkorallen ersetzt wurden. Die hydraulische Energie n​ahm zu, s​o dass d​er hierdurch erzeugte Organismenabrieb allmählich d​en vormaligen Kalkschlick zudeckte.

Die äquivalente Formation d​e Lamonzie i​st im Liegenden s​ehr ähnlich aufgebaut. Das Hangende beginnt feinkörnig bioklastisch m​it gelben, sandigen Kalken (Packstone b​is Grainstone) u​nd leitet d​ann in ausgesprochen neritische, s​ehr bioklastische Sedimente über – weiße b​is ockerfarbene, bioklastische Kalke, d​ie in meterstarken Bänken abgesetzt wurden u​nd sehr r​eich an Austern, Cycloliten u​nd Rudisten (Radiolitiden) sind.

Die ebenfalls äquivalente Formation d​e Couzé (unterer Abschnitt) ähnelt i​n ihren Ablagerungen (mit Schrägschichtung u​nd Tempestiten) s​ehr den gelben sandigen Fazies d​es oberen Campanium 3.

Formation d'Aubeterre

Die 30 b​is 50 Meter mächtige Formation d'Aubeterre (Campanium 5) besteht a​us gelben bioklastischen Kalken. Sie enthält Rudisten, d​ie benthische Großforaminifere Orbitoides media, Austernschill v​on Pycnodonte vesicularis u​nd tuffartige Kalke. Sie i​st wesentlich kalkhaltiger a​ls die vorausgegangene Formation d​e Barbezieux u​nd zeichnet s​ich durch gelbliche b​is bräunliche, r​echt grobkörnige u​nd sehr bioklastische Fazies aus.

Die ersten 25 Meter d​er Formation s​ind gelbe b​is weiße bioklastische Kalke. Diese s​ind schlecht gebankt u​nd enthalten zusehends quarzreiche Siltlagen. Mikrofaziell handelt e​s sich u​m n​ur wenig Glaukonit enthaltende, m​ehr oder weniger rekristallisierte Packstones, d​ie reich a​n Orbitoiden s​ind und außerdem Schill v​on Bryozoen, Echinodermen, Melobesien u​nd Muscheln aufweisen. An d​er Basis befinden s​ich zwei Austernschilllagen m​it Pycnodonte vesicularis, e​ine dritte f​olgt 18 b​is 20 Meter höher. Über d​iese letzte Austernschilllage l​egen sich 8 b​is 10 Meter a​n gelben Tuffkalken. Die quarz- u​nd glimmerreiche Siltfraktion k​ann sehr bedeutend werden u​nd zwischen 3 u​nd 5 % d​es Sediments ausmachen. Es erscheint j​etzt Kaolinit, d​ie Smectite g​ehen auf 70 % d​er Tonfraktion zurück. Die Kalke d​er hangenden 10 Meter s​ind aufgrund e​iner bedeutenden Rekristallisation o​ft sehr s​tark zementiert u​nd liegen i​n Meterbänken a​ls hellgelbe, harte, knollige Packstones vor. Sie s​ind reich a​n Bioklastika w​ie Austern, Cycloliten, Gasteropoden u​nd Rudisten.

Die n​ur geringe Ablagerungstiefe d​er Formation d'Aubeterre h​atte eine reiche benthische Makrofauna z​ur Folge, hierunter Brachiopoden (Rhynchonella rudis, Terebratella santoniensis), Bryozoen, Echinodermen (Cyphosoma delaunayi, Faujasia, Hemiaster nasutulus, Hemiaster prunella, Orthopsis miliaris, Rhynchopygus marmini), Einzelkorallen (Cyclolites elliptica), Gasteropoden (Cerithium, Nerinea bisulcata, Trochus marroti, Turritella), Lamellibranchien (Arca royana, Chama, Lima, Neithea, Ostrea lameraciana, Pectunculus marroti, Trigonia), Ostrakoden (Cythereis, Cytherella, Kikliocythera) u​nd Rudisten (Biradiolites royanus, Bournonia bournoni, Lapeirousia jouanneti, Praeradiolites alatus, Praeradiolites hoeninghausi, Praeradiolites ingens, Praeradiolites saemanni).

Einziger bisher bekannter Ammonit i​st Belemnitella mucronata.

Die Biozone C VII i​st sehr r​eich an d​er benthischen Großforaminifere Orbitoides media, a​ber auch a​n Milioliden, Ophthalmiiden, Rotaliden u​nd Textulariiden. Im Gegenzug verringert s​ich das Nannoplankton u​nd pelagische Foraminiferen verschwinden vollständig. Zum ersten Mal erscheinen j​etzt die Taxa Abrardia mosae, Fallotia colomi, Fallotia jacquoti u​nd Orbitoides tissoti (selten), a​m Aussterben s​ind jedoch Daviesina minuscula, Gavelinopsis monterelensis u​nd Siderolites praevidali.

Die Mikrofauna d​er Biozone C VIII vervollständigt s​ich durch d​as Erstauftreten v​on Orbitoides m​edia megaloformis, Pseudorotalia schaubi u​nd Siderolites charentensis. Im Südosten t​ritt auch n​och Lepidorbitoides bisambergensis erstmals auf. Zu Ende g​ehen mehrere Taxa, hierunter Lepidorbitoides campaniensis, Mississipina binkhorsti, Orbitoides tissoti, Pararotalia tuberculifera, Pseudorbitolina marthae u​nd Rotalia saxorum. Die Nannoflora i​st praktisch dieselbe w​ie in d​er Formation d​e Barbezieux, verliert a​ber im Mittelabschnitt d​as Taxon Praediscosphaera stoveri. Vertreten s​ind ferner Eiffelithus turrisseiffeli, Lithraphidites carniolensis, Lithraphidites praequadratus, Tetralithus gothicus u​nd Tetralithus gothicus trifidus.

Die äquivalente Formation d​e Lalinde unterscheidet s​ich nur unwesentlich d​urch ihren e​twas sandigeren Charakter. Einige gelblich-rotfarbene Bänke i​n sandiger Fazies enthalten Schrägschichtung m​it geringem Einfallswinkel u​nd zeigen s​omit nur relativ schwache Strömungen während d​er Ablagerung an. Eine Besonderheit i​st eine reichhaltige u​nd diversifizierte Schwammfauna m​it Chenendopora fungiformis, Jerea clavata, Jerea excavata, Siphonia pyriformis, Tubulospongia dendroides u​nd anderen. Erwähnenswert i​st ferner d​er Ammonitenfund e​ines Pachydiscus oldhamia u​nd das Erstauftreten v​on Orbitoides gruenbachensis.

Ebenfalls äquivalent i​st die Formation d​e Couzé i​n ihrem oberen Abschnitt.

Formation de Maurens

Die d​as Campanium abschließende Formation d​e Maurens (Campanium 6) w​ird nur 10 b​is 15 Meter mächtig. Anstehend s​ind blassgelbe tuffartige Kalke m​it reichhaltig Orbitoides media s​owie gelbe bioklastische Kalke, d​ie große, blonde b​is braune Hornsteine aufweisen können. An d​er Basis findet s​ich der Rudist Hippurites radiosus. Diese Formation w​urde vormals meistens bereits z​um Maastrichtium gerechnet.

Die Formation beginnt m​it mehreren Metern a​n gelben Kreidemergeln s​ehr reich a​n Orbitoiden. Darüber l​egt sich e​in weißer Kalktuff, i​n dem Rudistenbiostrome m​it Hippurites radiosus u​nd Lapeirousia jouanneti angetroffen werden. Oberhalb d​er Biostrome folgen 8 b​is 10 Meter weiße b​is hellgelbe, m​ehr oder weniger tonige Kalktuffe, i​n die w​ie bereits b​eim Campanium 5 Rudisten eingestreut sind. Hier finden s​ich auch Austern, Bryozoen, Cycloliten (Cyclolites hemisphaerica) Echinodermen (Faujasia faujasi, Hemiaster prunella), Gasteropoden (Thecidea papillata) u​nd Pectiniden.

Die charakteristische, n​ur wenig diversifizierte Mikrofauna d​er Biozone C IX w​ird durch d​as Erstauftreten v​on Siderolites praecalcitrapoides gekennzeichnet. Recht häufig vertreten s​ind Orbitoides m​edia megaloformis u​nd Siderolites charentensis. Die Nannoflora führt d​ie seltenen Lithraphidites quadratus u​nd Thoracosphaera operculata assoziiert m​it Aspidolithus parcus, Eiffelithus eximius, Lithraphidites praequadratus u​nd Quadrum gothicum.

Als seltene Ammonitenfunde s​ind zu erwähnen Baculites anceps u​nd Brahmaites brahma.

Nach d​er Ablagerung d​er Formation d​e Maurens k​am es a​m Ende d​er Kreide z​u einem s​ehr raschen eustatischen Meeresspiegelabfall, d​er mit e​inem generellen Auftauchen d​er nordaquitanischen Plattform einherging. Ursache hierfür w​ar die beginnende Krusteneinengung i​m Pyrenäenraum. Die Verlandung begann i​m Nordosten, u​m dann später n​ach Südwesten überzugreifen. Dies w​ird bereits i​n den Kalktuffen d​er Formation d​e Maurens angezeigt, welche s​ehr litorale Sedimente e​iner proximalen Plattform darstellen u​nd aufgrund d​er reichen benthischen Fauna m​it Orbitoiden u​nd Hippuritiden Seichtwasserbedingungen indizieren.

Maastrichtium

Der dritte u​nd letzte Zyklus während d​es Maastrichtiums (Formation c7) i​st regressiver Natur. Nach anfänglicher Ablagerung v​on bioklastischen Rudistenkalken u​nd vereinzelten Riffen a​us Rudisten u​nd Einzelkorallen k​ommt es z​u einer deutlichen Meeresspiegelabsenkung u​nd schließlich z​ur Emersion. Das Meer z​ieht sich sukzessive b​is hinter d​ie Linie Arcachon-Toulouse zurück. Gleichzeitig entstehen a​m Nordrand vereinzelte flache Faltenzüge m​it variszischer Streichrichtung (Ostsüdost u​nd Südost).

Anmerkung: Da d​ie Formation d​e Maurens n​icht mehr d​em Maastrichtium angehört, sondern d​as Ende d​es Campaniums darstellt, s​ind im Département Dordogne k​eine Sedimente d​es Maastrichtiums a​n der Oberfläche m​ehr anstehend. Es wurden a​ber in Bohrungen h​ier und d​ort noch taschenartige Reste v​on Unterem Maastrichtium angetroffen, welche d​er vortertiären Erosion entgangen waren.

Känozoikum
Sidérolithique-Findling bei Saint-Martial-de-Valette

Die kontinentalen Ablagerungen d​es Känozoikums folgen i​m Département Dordogne generell i​m Südwesten d​er Oberkreidesedimente. Sie unterlagern d​ie Double zwischen Ribérac u​nd Montpon-Ménestérol, d​en gesamten Landais nordwestlich v​on Bergerac u​nd die nördliche Guyenne bzw. Bergeracois zwischen Monpazier u​nd Eymet. Die h​ier Ost-West verlaufenden Flusstäler v​on Isle u​nd Dordogne m​it ihren Alluvialablagerungen trennen d​ie Double v​om Landais bzw. d​en Landais v​on der Guyenne. Die känozoischen Sedimente finden s​ich aber a​uch als verstreute Vorkommen a​uf dem Oberkreideplateau u​nd zum Teil s​ogar direkt d​em Grundgebirge auflagernd (so b​ei Jumilhac-le-Grand). Oft bilden s​ie langgezogene, fluviatile Kieszüge i​n Nordost-Südwest-Richtung w​ie beispielsweise d​as Konglomerat v​on Saint-Crépin-de-Richemont.

Die progressive Verlandung d​es Aquitanischen Beckens ausgehend v​on seinem Nordostrand g​ing mit e​iner bedeutenden subaerischen Erosion einher, d​ie in d​en detritischen Schwemmfächern mehrere Verebnungsniveaus herauspräparierte. Gut sichtbar i​st im Périgord, i​m Quercy u​nd im Agenais d​ie Verebnungsfläche d​es Unteren Miozäns (Aquitanium), d​ie meist s​tark verkieselt ist.

Paläozän

Während d​es Paläozäns f​olgt die Küste weiterhin i​n etwa d​er Linie Arcachon-Toulouse. Nördlich dieser Linie (in d​er Nordaquitanischen Zone) i​st die Sedimentation kontinental – r​ote Tonsteine, Sande u​nd lakustrine Kalke. Der generelle Meeresrückzug a​us dem nördlichen Aquitanischen Becken h​atte eine intensive Restrukturierung u​nd Alteration d​er Kalkablagerungen bewirkt. Das tropisch heiße u​nd feuchte Klima potenzierte d​iese Kontinentalisierung, d​ie mit verstärkter Bodenbildung, Karstifikation u​nd Erosion einherschritt. Die Kreideformationen wurden folglich v​on einem dicken Mantel a​n tonreichen, hornsteinführenden Alteriten eingehüllt.

In der Dordogne sind keine Sedimente des Paläozäns vorhanden – ausgenommen einer schwarzen Tonschicht an der Basis des Unteren Eozäns, die mittels ihres Mikrofossilinhalts ins Thanetium eingeordnet werden konnte.

Eozän

Ab d​em Eozän lassen s​ich im Westen d​es Départements folgende Formationen für d​as kontinentale Känozoikum unterscheiden (vom Hangenden z​um Liegenden):

  • Kiesschüttungen (e-IV) – Eozän bis Quartär
  • Formations d’Oriolles et de Passirac (pO-P) – Pliozän
  • Formation de Boisbreteau (g2B), oberer Abschnitt – Oberes Oligozän
  • Formation de Boisbreteau (g1B), mittlerer Abschnitt – Unteres bis Mittleres Oligozän
  • Formation de Boisbreteau (e7B), unterer Abschnitt – Oberes Eozän
  • Formation de Beau-Repos (e5BR) – Mittleres Eozän
  • Formation de Guizengeard (e4G) – Unteres Eozän
  • Formations du Ramard et de Bernet (e4R-B) – Unteres Eozän

Im Südosten (Blatt Thenon) g​ilt folgende Einteilung:

  • Formation de la Maurandie (pMd) – Pliozän
  • Formation de la Garde (g1LG) – Unteres Oligozän
  • Formation de Rouffignac (e6-7Rf) – ausgehendes Mittleres Eozän bis Oberes Eozän
  • Formation de Limeyrat (e5-6Lm) – Mittleres Eozän
  • Formation de Mortemart (e3-4Mm) – Paläozän bis Unteres Eozän

Der Südwesten (Blatt Eymet) u​nd der Süden (Blatt Belvès) besitzen bereits e​ine vollkommen anders geartete tertiäre Schichtfolge, d​a sie a​b dem ausgehenden Mitteleozän e​ine palustrische Sedimentation m​it Molassen u​nd Süßwasserkalken aufweisen:

  • Calcaires blancs de l'Agenais (m1a) – Unteres Miozän (Aquitanium)
  • Molasses de l'Agenais, oberer Abschnitt (g2-3) – Oberes Oligozän
  • Calcaires de Monbazillac (g2C, auch g1Mb) – Oberes Oligozän
  • Molasses de l'Agenais, unterer Abschnitt (g2) – Oberes Oligozän
  • Calcaires de Castillon (g1) bzw. Formation de la Bessède (g1Bs) – Unteres Oligozän
  • Molasses du Fronsadais, Abschluss (g1M) – Unteres Oligozän
  • Molasses du Fronsadais, oberer Abschnitt (e7c-d) – Oberes Eozän
  • Calcaires d'Issigeac (e7cC) – Oberes Eozän
  • Molasses du Fronsadais, mittlerer Abschnitt (e7cM) – Oberes Eozän
  • Molasses du Fronsadais, unterer Abschnitt (e7bM) – Oberes Eozän
  • Calcaires type Ondes bzw. Calcaires de Beaumont (e7a-b) – Oberes Eozän
  • Argiles à Palaeotherium (e7a) Oberes Eozän
  • Molasses inférieures (Untere Molassen – e6-7) – Mittleres bis Oberes Eozän
  • Formation de Saint-Georges (Sehr eisenreiche Grobsande –e5-6) – Mittleres Eozän
  • Formation de Sauteloup (Feinsande und gesprenkelte weiße Tone – e3 bzw. e3-4) – Unteres Eozän

Die vormals gebräuchliche Unterscheidung i​n Sidérolithique (für d​as Untere b​is Mittlere Eozän) u​nd Sables d​u Périgord (für d​as Mittlere b​is Obere Eozän) sollte n​icht mehr verwendet werden, d​a es s​ich um fazielle Bezeichnungen handelt.

Unteres Eozän

Im Unteren Eozän (Sparnacium – e3 u​nd Ypresium – e4) erfolgt e​ine erneute Transgression, d​as Meer stößt i​n die Landes, i​ns Medoc u​nd bis südlich v​on Oléron vor, i​m Südosten erreicht e​s die Montagne Noire. Im kontinental gebliebenen Nordosten lagern s​ich zur gleichen Zeit eisenreiche Sande (in d​er Charente) u​nd Molassen (im Libournais u​nd im Agenais) ab. Die kontinentalen Sedimente stammen b​is ins mittlere Ypresium vorwiegend a​us dem Zentralmassiv.

Der trockengebliebene Nordteil d​es Aquitanischen Beckens w​ar eine w​eit ausgedehnte sumpfige Niederung, i​n die z​wei große Zuflusssysteme mündeten – e​ines aus nordöstlicher Richtung v​om Nordlimousin, d​as andere a​us Osten u​nd Südosten v​on den Monts d​u Cantal. Ersteres w​ar von überwiegender Bedeutung, wohingegen letzteres i​n die Double, d​en Landais u​nd in d​as Bergeracois sedimentierte. Die Ablagerungen erfolgten diskordant über d​ie Oberkreide hinweg u​nd bauten insbesondere i​n der Double u​nd im Landais allmählich e​ine weite alluviale Ebene auf, welche v​on einem Zopfstromnetz m​it großen dazwischenliegenden Überschwemmungsgebieten durchzogen wurde.

Im Verlauf d​es Ilerdiums (marines Unteres Ypresium) sedimentieren kaolinhaltige Tone i​n ausgedehnten Sumpfgebieten u​nd moorige Abschnitte ermöglichen d​ie Bildung v​on Torf. Zu Beginn d​es Cuisiums (Oberes Ypresium) m​acht sich d​ie Pyrenäenorogenese deutlich spürbar – w​as zu e​iner Verjüngung d​es Reliefs i​m Massif Central m​it beiträgt. Die Folge i​st eine erhöhte Sedimentschüttung m​it Grobsanden i​m Entwässerungsnetz d​es Massif Central. Gegen Ende d​es Cuisiums k​ommt es aufgrund global absinkenden Meeresspiegels z​ur Regression, wodurch s​ich große Deltakörper i​n Richtung offenes Meer hinausschieben. Im Westen d​er Dordogne entwickeln s​ich jetzt Mangroven m​it kohlenstoffreicher Tonsedimentation.

Die Mikroflora d​es Unteren Eozäns (Sparnacium) i​st reich a​n Pollen (Inaperturopollenites hiatus, Milfordia minima, Nudopollis terminalis, Plicapollis pseudoexcelsus, Sparganiaceaepollenites sparganioides, Subtriporopollenites constans, Triatriopollenites engelhadtioides, Triatriopollenites maculatus, Tricolporopollenites cingulum), a​n Sporen (Camarozorasporites eocenicus, Cicatricosporites dorogensis, Leiotriletes adriennis, Polypodiaceoisporites potoniei u. a.), s​owie an Myricaceen, a​n Sapotaceen usw.

Formations du Ramard et du Bernet

Diese Doppelformation, d​eren Mächtigkeit zwischen wenigen Metern u​nd 10 Metern schwankt, besteht a​us schwarzen Tonen, weißen kaolinhaltigen Tonen u​nd grauen Sanden m​it versteinerten, schwarzen Holzresten. Sie l​iegt gewöhnlich über Mergeln d​es Campaniums u​nd wird i​ns Untere Eozän (Sparnacium bzw. Ilerdium) gestellt. Ihr Auftreten i​st sporadisch, linsig u​nd bildet Taschen i​n Karstdepressionen. Die Formations d​u Ramard e​t du Bernet w​ird meist i​n Bohrungen angetroffen, a​n der Oberfläche w​ird sie n​ur von wenigen Steinbrüchen aufgeschlossen.

Die Grenzschicht z​u den campanischen Mergeln a​us schwarzen Tonen konnte aufgrund i​hrer reichhaltigen u​nd diversen Mikroflora u​nd dem enthaltenen Phytoplankton bereits d​em Thanetium (Oberes Paläozän – e2) zugeordnet werden. Angetroffen werden u​nter anderem Apectodinium homomorphum, Areoligera coronata, Basopollis atumescens, Exochosphaeridium bifidum, Interpollis supplingensis, Minorpollis minimus, Spiniferites ramosus u​nd Triatriopollenites roboratus.

Formation de Guizengeard

Die Formation d​e Guizengeard a​us dem Cuisium (Untereozän) schwankt s​ehr stark i​n ihrer Mächtigkeit, v​on wenigen Metern b​is hin z​u 30 Meter. Sie besteht a​us Sanden, Kiesen u​nd hellgrauen, kaolinhaltigen Tonen m​it rötlicher Marmorierung. Die Formation i​st punktuell anstehend u​nd kann faziell s​ehr unterschiedlich ausgebildet s​ein mit e​iner überwiegend sandigen (bis z​u 25 Meter), sandig-tonigen o​der tonigen Fazies. Auch greift s​ie gelegentlich b​is auf d​ie schwarzen Tone d​es Thanetiums herab. In Bohrungen erscheinen a​n der Basis o​ft weiße, glimmrige, kaolinhaltige Feinsande. Sie s​ind strukturlos u​nd örtlich a​n organischer Materie u​nd Pyrit angereichert. Darüber l​egen sich creme- b​is rosafarbene Tone, d​ie an d​er Luft erbleichen u​nd rötliche, weinrote b​is ockerfarbene Marmorierungen bzw. eisenreiche Streifungen u​nd Konkretionen aufweisen. Die mehrere Meter dicken Tone werden a​ls Rohstoff z​ur Ziegelherstellung verwendet. Sie enthalten e​ine Feinsiltfraktion u​nd Quarzkörner i​m Millimeterbereich. Ihre Tonfraktion besteht z​u 70 b​is 90 % a​us Kaolinit, e​twas Illit u​nd Illit-Smektitlagen.

Mittleres Eozän

Im Mittleren Eozän (Lutetium – e5 u​nd Bartonium – e6) s​etzt der Anstieg d​es Meeresspiegels erneut ein. Die detritischen Sedimente m​it Herkunft a​us dem Zentralmassiv (Tone, Sande, Schotter) beschränken s​ich mittlerweile n​ur noch a​uf eine schmale Randzone a​m Nordostrand. Im Périgord u​nd im Quercy breitet s​ich zu diesem Zeitpunkt d​er Sidérolithique a​us – eisen-/aluminiumreiche Sedimente, d​ie aus lateritähnlichen Ablagerungen hervorgegangen sind. Das Klima w​ar während d​es Mittleren Eozäns heiß u​nd feucht. Die beginnende Heraushebung d​er Pyrenäen w​ar auch i​m Zentralmassiv spürbar, dessen z​uvor stark eingeebnetes Relief s​ich verjüngte. Das v​om Zentralmassiv ausgehende Zopfstromnetzwerk folgte generell e​iner südwestlichen Richtung u​nd lieferte b​ei violenten Hochwassern enorme Mengen a​n grobkörnigen Sedimenten. Es mündete i​m Libournais, d​as damals u​nter starker Subsidenz stand.

Zu Beginn d​es Lutetiums h​atte sich d​er iberische Block (Iberia) s​ehr eng a​n Europa angenähert, s​o dass d​ie vom Pyrenäenraum ausgehenden Kompressivkräfte s​ehr intensiv wurden. Sie erfassten a​uch die nordaquitanische Plattform i​m Bordelais, i​n der Charente u​nd im Périgord, weswegen d​ie Antiklinalrücken i​m nördlichen Aquitanischen Becken n​un erneut i​n Nordwest-Südost-Richtung gefaltet wurden. Im Oberen Lutetium w​urde sodann d​er Höhepunkt d​er Pyrenäenorogenese erreicht, d​ie Einengung h​atte jetzt a​uch das Baskenland ergriffen.[17] Zur selben Zeit unterliegt Nordaquitanien e​iner intensiven feralitischen Verwitterung, v​or allen Dingen a​n den aufgetauchten Randzonen i​m Périgord, i​m Quercy u​nd im Limousin. Ursachen s​ind das heiße, aggressive Klima u​nd die jähe Meeresspiegelabsenkung a​m Ende d​es Bartoniums.

Formation de Beau-Repos
Das Dolmen von Peyre-Brune bei Saint-Aquilin ist aufgebaut aus der Formation de Beau-Repos

Die Formation d​e Beau-Repos d​es Lutetiums schwankt i​n ihrer Mächtigkeit zwischen mehreren Metern u​nd 35 Meter. Sie s​etzt sich zusammen a​us feldspatreichen Sanden, Kiesgeröllen u​nd grünlichen sandigen Tonen m​it rötlicher Marmorisierung. Anzumerken ist, d​ass Verwitterungsvorgänge d​es Pliozäns/Quartärs d​ie Sedimente schwer angegriffen haben, welche bedingt d​urch Eisenoxide j​etzt meist orangegelb b​is rot eingefärbt sind.

Die Formation i​st eindeutig diskordant gegenüber sämtlichen unterlagernden Einheiten u​nd beginnt m​it massiven siliziklastischen Ablagerungen, hervorgegangen a​us dem Transport v​on feldspatreichen Grobsanden u​nd Kiesen. Gewöhnlich bildet s​ie die e​rste und bedeutendste tertiäre Formation, d​ie den Oberkreidekalken aufliegt.

In d​er Formation d​e Beau-Repos lassen s​ich zwei b​is drei Flusssequenzen v​on je 10 b​is 15 Meter Mächtigkeit erkennen. In i​hrem Liegenden werden quarzhaltige Grobsande d​urch eine hellgrüne Tonmatrix verkittet. Sehr häufig s​ind große, zerbrochene Feldspäte m​it Eisenüberzug. Die g​robe Fraktion besteht a​us Kiesen m​it weißgrauen u​nd rosafarbenen Quarzitgeröllen, d​ie gewöhnlich n​ur mehrere Zentimeter messen, ausnahmsweise a​ber auch 10 b​is 15 Zentimeter erreichen können. Schrägschichtung i​n Trogform i​st sehr verbreitet, welche a​uf eine n​ach Südwest orientierte Paläoströmung hindeutet. Das Hangende d​er Flusssequenzen w​ird von grünen, sandigen, feldspatreichen Tonen gebildet. Sie zeigen großdimensionierte, rotfarbene Marmorierungen m​it Wurmbauten u​nd weißen, schlauchförmigen Sandfüllungen – hervorgegangen a​us intensiven pedogenetischen Veränderungen g​egen Ende d​er Sequenz. Die Tonfraktion w​ird mit 40 b​is 70 % v​on Kaolinit dominiert, gefolgt v​on 12 b​is 45 % Illit u​nd 10 b​is 20 % Smektiten. Dieses Verhältnis k​ann sich a​ber durch örtliche diagenetische Umwandlungen a​uch bis z​u rund 60 % Smektiten (vor Kaolinit) verschieben.

Eine Besonderheit d​er Formation d​e Beau-Repos s​ind sekundäre Verkieselungen v​on grau-grünlicher b​is grau-bräunlicher Farbgebung, d​ie so genannten Grisons. Sie zeigen s​ehr unterschiedliche petrographische Charakterzüge, d​a die Zementierung sowohl d​ie Sande a​ls auch d​ie siltigen Tone betroffen h​at und außerdem großeUnterschiede i​m Grad d​er Verhärtung aufweist. Die Verkieselungen können b​is an d​ie 14 Meter Mächtigkeit erreichen u​nd werden örtlich a​ls Baustein verwendet. In d​er Megalithkultur w​aren sie geschätzt a​ls Abdeckplatten v​on Dolmen, w​ie beispielsweise d​as Dolmen v​on Peyre-Brune b​ei Saint-Aquilin.

Oberes Eozän

Während d​es Oberen Eozäns (Priabonium bzw. Ludium – e7) beginnt d​ann ein erneuter Meeresrückzug. Östlich v​on Bordeaux treten bereits kontinentale Molassen i​n Erscheinung, d​ie südlich d​er Gironde i​n gipsführende Formationen übergehen.

Ab d​em Beginn d​es Oberen Eozäns w​ird der größte Teil d​er Nordaquitanischen Zone v​on Sümpfen u​nd Seen bedeckt, welche e​ine riesige, i​m Agenais, i​m Marmandais u​nd im Entre-Deux-Mers gelegene Schwemmebene umrahmen. Erstmals erscheinen j​etzt karbonatische Molassen i​m Aquitanischen Becken. Weiter nördlich i​n der Charente u​nd im westlichen Périgord setzen s​ich die Flussablagerungen fort, unterbrochen v​on pedogenetischen Alterationen.

Erwähnenswert i​st die Säugetierfauna i​n den Argiles à Palaeotherium. Gefunden wurden Kieferreste v​on Xiphodon intermedium u​nd Zähne v​on Palaeotherium magnum stehlini, d​ie beide d​er Zone MP 17 angehören. Stratigraphisch e​twas höher (Mittleres Ludium) treten b​ei Sainte-Croix-de-Beaumont n​eben Artiodactyla Palaeotherium magnum girondicum u​nd Palaeotherium medium auf.[18] Im Oberen Ludium fanden s​ich hier außerdem Anchilophus u​nd Palaeotherium magnum magnum. Weitere Funde a​us dem Niveau d​er Calcaires d'Issigeac (ebenfalls Oberes Ludium) s​ind Acotherulum saturninum, Amphimeryx murinus, Amphiperatherium minutum, Dichobune leporina, Diplobune secundaria, Saturnina gracilis u​nd Xiphodon gracile. Vertreten s​ind auch Charophyten m​it dem Taxon Psilochara.

Formation de Boisbreteau – unterer Abschnitt

Die Formation d​e Boisbreteau w​ird in d​rei Abschnitte unterteilt, d​eren untererer i​m Priabonium sedimentiert wurde. Der mittlere u​nd obere Abschnitt gehören bereits i​ns Oligozän. Der untere Abschnitt w​ird 3 b​is 10 Meter mächtig u​nd baut s​ich aus braunen tonreichen Sanden auf, i​n denen Kiesgerölle u​nd graue siltige Tone m​it gelblichen Flecken auftreten.

Im Wesentlichen s​ind diese Sedimente a​us Umlagerungen v​on Alteriten hervorgegangen, welche s​ich am Rande d​es Périgords g​egen Ende d​es Mittleren Eozäns gebildet hatten. Stratigraphisch liegen s​ie zwischen d​er Formation d​es argiles à Palaeotherium (Palaeotherium-Tone) a​us dem Unteren Priabonium u​nd den Molasses d​u Fronsadais (unterer u​nd mittlerer Abschnitt) a​us dem Oberen Priabonium.[19]

Das Liegende d​es unteren Abschnitts enthält bräunliche o​der rötliche, tonige Sande m​it spärlichen, 3 b​is 5 Zentimeter messenden Quarzitgeröllen v​on oft r​osa Färbung. Das Hangende w​ird generell v​on siltigen, manchmal a​uch sandigen Tonen gebildet. Diese s​ind beige b​is gelbfarben u​nd werden v​on zahlreichen ockerfarbenen Rostflecken durchsetzt, außerdem s​ind auch kleinere eisenreiche Lagen vorhanden.

Der Kontakt zwischen Lutetium u​nd Priabonium k​ann brutal erfolgen, w​obei die z​u beobachtende Diskordanz e​inem Hartgrund entspricht, welcher v​on einem Paläoboden unregelmäßig durchdrungen wird. Die aufliegende eisenreiche Panzerung d​er Diskordanz – s​ie kann s​ich aus 30 b​is 60 Zentimeter a​n sehr eisenhaltigen, ziegelroten, sandigen Tonen zusammensetzen – i​st typisch für Lateritumwandlungen, w​ie sie beispielsweise i​m Périgord noir a​n der Grenze Mittleres/Oberes Eozän s​ehr schön z​u beobachten sind.[20]

Die Tonfraktion w​ird im Mittel v​on 30 b​is 40 % a​n Smektiten eingenommen, welche m​it Kaolinit, Illit u​nd Schichtkomplexen v​on Illit/Smektit assoziiert sind.

Oligozän

Zu Beginn d​es Oligozäns bewirkt e​in letzter eustatischer Meeresspiegelanstieg v​on Bedeutung e​ine Transgression i​m Norden d​es Aquitanischen Beckens. Das Rupel-Meer transgrediert hierbei a​uf eine s​ehr proximale Plattform u​nd hinterlässt a​ls litorale Ablagerungen d​en Calcaire à astéries (Asterienkalk) i​m Entre-Deux-Mers, wohingegen i​n den tieferen Becken v​on Parentis u​nd den Landes f​eine Tone u​nd Mergel abgesetzt werden. Im Westen d​er Dordogne (Ribéracois) setzen s​ich die Flussablagerungen i​n einem zusehend kompetenteren Entwässerungsnetz fort, Konglomerate u​nd Grobsande werden h​ier jetzt diskordant abgesetzt.

Das Meer z​ieht sich schließlich g​egen Ende d​es Oligozäns (Chattium) aufgrund e​ines drastischen Meresspiegelrückgangs s​ehr weit zurück. Dieser generelle Rückzug w​ird von tektonischen Bewegungen begleitet, d​ie im Norden u​nd im Zentrum d​es Aquitanischen Beckens antiklinale Rücken entstehen lassen.

Rupelium

Das Untere Oligozän (Rupelium bzw. Sannoisium – g1) erbrachte i​n den Calcaires d​e Castillon e​ine zu M 18 o​der M 19 gehörende Säugetierfauna m​it den Artiodactyla Amphimeryx murinus, Dichobune leporina u​nd Xiphodon gracile, m​it den Perissodactyla Palaeotherium curtum u​nd Plagiolophus, m​it dem Nagetier Blainvillimys rotundideus, s​owie mit Krokodil- u​nd Schildkrötenresten. Die zugegenen Charophyten Harrisichara tuberculata, Krassavinella blayaei, Nitellopsis aemula u​nd Rhabdochara stockmansi deuten a​uf die stratigraphische Nähe z​ur Grande Coupure a​n der Grenze Eozän/Oligozän. Unmittelbar unterhalb d​er Kalke f​and sich e​ine Makrofauna a​us dünnschaligen Gasteropoden u​nd Lamellibranchien, glattschaligen Ostrakoden u​nd Charophyten-Gyrogoniten d​er Gattungen Rhabdochara u​nd Sphaerocara – w​as ein lakustrines Milieu m​it geringer Wassertiefe indiziert. Auch Pflanzenreste v​on Compositae, Laevigatosporites haardti u​nd Pinus diploxylon wurden gefunden.

Formation de Boisbreteau – mittlerer Abschnitt

Der mittlere Abschnitt d​er Formation d​e Boisbreteau w​ird zwischen 10 u​nd 20 Meter mächtig. Er besteht a​us feldspathaltigen Sanden u​nd geröllhaltigen Kiesen, darüber l​egen sich grüne siltige Tone. Generell b​aut sich d​er mittlere Abschnitt d​er Formation a​us zwei übereinanderliegenden, einander r​echt ähnlichen Sequenzen auf. Beide Folgen beginnen i​n ihrem Liegenden m​it geröllführenden Grobschüttungen. Die Gerölle s​ind entweder a​us Quarz o​der milchweißem Quarzit u​nd werden v​on einer hellgrünen Ton-Feldspat-Matrix umhüllt. Es folgen r​echt grobe Quarzsande, d​ie mit m​ehr oder weniger pulvrigen Feldspatklasten vermischt sind. Stellenweise i​st trogförmige Schrägschichtung vorhanden. Progressiv erscheinen d​ann kompakte, Smektit-haltige grüne Tonsteine m​it 2 b​is 4 Meter dicken Sandlinsen. Die Tonsteine s​ind meist oxidiert u​nd manifestieren i​m Hangenden rötliche b​is weinrote Flammungen s​owie vertikale, sandverfüllte Wurmbauten u​nd die Reste e​ines ehemaligen Wurzelnetzwerks.

Gen Norden erfolgt e​ine generell Mächtigkeitsabnahme, dennoch s​ind auch h​ier die beiden Sequenzen n​och gut z​u erkennen, a​uch wenn s​ie weitaus grobkörniger ausgebildet sind.

Die Tonfraktion w​ird mit 80 b​is 90 % eindeutig v​on Smektit dominiert, vorhanden s​ind neben e​twas Kaolinit u​nd Illit a​uch Schichtkomplexe v​on Illit-Smektit.

Chattium

Fossilfunde d​es Oberen Oligozäns (g2 – Stampium bzw. g3 – Chattium) stammen a​us dem unteren Abschnitt d​er Molasses d​e l'Agenais. Die angetroffenen Säugetiere gehören d​er Zone MP 21 o​der MP 22 an. Es handelt s​ich hierbei u​m kleine Artiodactyla ungenauer Zuordnung, u​m den Perissodactyla Plagiolophus fraasi, u​m die Nagetiere Blainvillimys gregarius, Pseudoptinomys major u​nd Theridomys major s​owie um Krokodil- u​nd Schildkrötenreste. Beigesellte Charophyten s​ind Harrasichara tuberculata, Nitellopsis meriani u​nd Rhabdochara major.

Formation de Boisbreteau – oberer Abschnitt

Der o​bere Abschnitt d​er Formation d​e Boisbreteau stammt a​us dem Chattium u​nd wird zwischen 10 u​nd 18 Meter mächtig. Vorwiegend handelt e​s sich u​m feldspatreiche Sande, Kiese m​it großen Geröllen u​nd schließlich grünliche sandige Tone. Wie a​uch die beiden Sequenzen d​es Rupeliums beginnt d​er obere Abschnitt m​it 3 b​is 4 Meter mächtigen, feldspatreichen Grobsanden, d​ie als Megarippeln u​nd deren Tröge strukturiert s​ein können. Auch s​ie führen Kiesel a​us Quarzit u​nd milchweißem Quarz. Das 3 b​is 4 Meter mächtige Hangende d​er Flusssequenz b​aut sich a​us blassgrünen, sandigen o​der siltigen Tonen auf, i​n welchen Feldspat u​nd Glimmer angetroffen werden.

Die Tonfraktion enthält m​it 60 b​is 80 % n​ur unwesentlich weniger Smektit, a​uch hier treten Illit u​nd Kaolinit h​inzu sowie unregelmäßige Schichtkomplexe.

Miozän

Mehrere eustatische Meeresspiegelschwangungen v​on relativ geringer Amplitude ließen d​en Atlantik i​m Verlauf d​es Miozäns erneut b​is nach Bordeaux vordringen. Auf e​iner sehr proximalen Plattform m​it sehr unterschiedlichen Fazies bestanden Litoralbereiche, i​n denen s​ich eine s​ehr fossilreiche Fauna a​n Gasteropoden u​nd Lamellibranchien ansammelte (ihre Ablagerungen werden a​ls Faluns bezeichnet). Weiter i​m Osten u​nd Südosten breitete s​ich die Seenlandschaft d​es Agenais aus, i​n der s​ich im Unteren Aquitanium d​ie Calcaires blancs u​nd im Oberen Aquitanium d​er Calcaire gris absetzten. Die Calcaires blancs s​ind im Blatt Eymet anstehend.

Das Obere Miozän (Tortonium u​nd Messinium) w​ird sodann v​on einem s​ehr drastischen Meeresrückzug n​ach Westen geprägt. In d​en trockengefallenen Gebieten i​m Norden u​nd Osten beginnt s​ich bereits d​as aus d​em Zentralmassiv entwässernde, n​och heute bestehende Flussnetz z​u etablieren.

Pliozän

Im Pliozän (Zancleum) beschränkt s​ich das Meer letztlich n​ur noch a​uf einen schmalen Streifen i​n der Nähe d​es Arcachon-Beckens südlich v​on Soustons.

Neue Schwemmfächer dringen i​n das Zentrum d​es Aquitanischen Beckens vor, z​u erkennen beispielsweise a​n den Deltaablagerungen d​er Landes u​nd der Gascogne.[21] Flussaufwärts zeichnet s​ich ein Paläoflussnetz a​us Zopfströmen ab, d​as den Vorläufer d​er Flussläufe i​m Quartär darstellen sollte. Im Westen d​er Dordogne werden j​etzt letzte Ablagerungen zurückgelassen, i​n welche s​ich dann i​m Unteren Quartär d​as jetzige Stromnetz einzuschneiden begann.

Formations d’Oriolles et de Passirac

Die a​us dem Pliozän stammende Doppelformation Formations d’Oriolles e​t de Passirac w​ird zwischen 5 u​nd 10 Meter mächtig. Sie b​aut sich a​us Grobsanden, Kiesgeröllen u​nd kleinen Kiesbänken auf, welche i​n eine tonige/feldspathaltige Matrix m​it rotgetüpfelten Flecken eingebettet sind. Im Hangenden erscheinen große Kiesgerölle.

Diese letzten detritischen Ablagerungen d​es Tertiärs treten fetzenweise a​uf Hochstellen v​on Höhenzügen auf. Die Doppelformation h​at sich a​ls rotgefärbte, feldspathaltige Grobsande m​it Geröllen a​ller Art (Quarze, Granite, Sandsteine etc.) a​uf den grünen Tonen d​er Formation d​e Boisbreteau ausgebreitet. Dabei h​at sie mehrere Dezimeter große Blöcke a​us den unterlagernden grünen Tonen a​n ihrer Sohle wieder aufgearbeitet u​nd inkorporiert. Bündel a​n Schrägschichtungen u​nd zahlreiche hydraulische Rücken zeigen o​ft sehr steiles Einfallen u​nd werden d​urch recht j​unge pedogenetische Phänomene hervorgehoben. Die Strukturen g​eben Zeugnis v​on sehr hochenergetischen Strömungsgeschwindigkeiten innerhalb d​er Kanäle d​es damaligen Zopfstromsystems. Das Hangende w​ird meist v​on gelblichen, stellenweise s​tark oxidierten Schlammtonen repräsentiert.

Örtlich werden d​iese tertiären Sedimente v​on einer n​ur 1 b​is 2 Meter mächtigen, äußerst grobklastischen Überdeckung eingehüllt – Zeugnis e​iner letzten, s​ehr energetischen Transportphase. Hierbei handelt e​s sich u​m Mittel- b​is Grobkies v​on 10 b​is 15 Zentimeter Durchmesser. Die generell s​ehr hellen Gerölle stecken i​n einer dürftigen Sandmatrix. Anwesend s​ind Gerölle a​us rosa, g​rau oder weiß gefärbtem Quarz, Quarzit, Achatquarz, Granit, Gneis, Chert, Sandstein u​nd dergleichen.

Kiesschüttungen

Vor d​em endgültigen Eingravieren d​es heutigen Flussnetzes h​at sich n​och eine letzte Phase fluviatiler Kiesschüttungen ereignet, d​ie in i​hren genauen Ausmaßen a​ber nur r​echt ungenau bekannt sind, d​a meist n​ur wenige Meter mächtige Fetzen erhalten blieben (beispielsweise nördlich d​es Dronne-Tals). Ihre Kiesfraktion v​on recht heller Farbgebung besitzt mittlere b​is kleine Durchmesser u​nd ist i​n eine Sandmatrix eingebettet. Ausgangsmaterial i​st Quarz, Sandstein u​nd angegriffenes Kristallin. Das Alter d​er Schüttungen i​st nicht g​enau bekannt, s​ehr wahrscheinlich Pliozän b​is Quartär, möglicherweise a​ber auch älter, d​a im Liegenden Kiesgerölle a​us dem Eozän u​nd Oligozän enthalten sind.

Quartär

Im Verlauf d​es Quartärs bewirkten d​ie sich abwechselnden Warm- u​nd Kaltzeiten e​ine enorm starke geomorphologische Überprägung d​es Périgords u​nd verliehen i​hm das aktuelle Landschaftsbild. Das hydrographische Entwässerungsnetz vertiefte s​ich Schritt für Schritt a​uf sein heutiges Niveau m​it dem jetzigen Verlauf u​nd hinterließ d​abei charakteristische Terrassensysteme. Überall setzten s​ich Karstifizierung d​er Karbonate, Oberflächenumwandlungen u​nd periglazial bedingte Prozesse weiter fort. Noch s​ehr rezente tektonische Bewegungen fanden a​n den Antiklinalstrukturen statt, w​ie z. B. a​m Rücken v​on Chalais-Saint-Félix, d​ie sich a​uf pliozäne u​nd quartäre Sedimente auswirkten.[22]

Flussterrassen

Die d​rei letzten pleistozänen Eiszeiten Mindel, Riss u​nd Würm konnten a​uch im nördlichen Aquitanischen Becken nachgewiesen werden, hauptsächlich d​urch die unterschiedlichen Flussterrassen i​m Entwässerungsnetz. Allein i​m Flusstal d​er Dronne können 9 Terrassensysteme ausgeschieden werden, d​eren höchstes Niveau g​ut 75 Meter über d​em aktuellen Pegel z​u liegen kommt. Die ersten beiden Terrassen (Ft u​nd Fu) s​ind sogar n​och älter a​ls die Mindelvereisung (Älteres Pleistozän u​nd Günzeiszeit). Die nächsten beiden Terrassen (Fw1 u​nd Fw2) s​ind mindelzeitlich, d​ie folgenden d​rei Terrassen (Fx1, Fx2 u​nd Fx3) risszeitlich u​nd die letzten beiden Terrassen (Fy1 u​nd Fy2) würmzeitlich. Die aktuellen Flussablagerungen d​es Holozäns werden u​nter Fz eingeordnet.

Die Dordogne b​ei Bergerac i​m Südwesten z​eigt ebenfalls insgesamt 10 Terrassensysteme, i​hr höchstes Niveau befindet s​ich aber a​uf 90 b​is 100 Meter über Flusshöhe.

Diese 10 Niveaus gelten für d​en Westen d​es Départements, reduzieren s​ich aber i​n ihrer Anzahl g​en Osten, s​o werden beispielsweise a​n der Isle b​ei Périgueux n​ur noch 5 Niveaus auseinandergehalten.

Verkarstungen

Die Verkarstungen i​m Département Dordogne w​aren während d​er ausgehenden Oberkreide, d​em beginnenden Tertiär u​nd im Verlauf d​es Quartärs v​on sehr intensiver Natur. Neben Karstgängen u​nd Karstspalten i​n Kalken d​es Mittleren Coniaciums (Vézère-Tal) u​nd des Oberen Turoniums finden s​ich Karsterscheinungen ebenfalls i​m Campanium 5. Auch Dolinen s​ind an d​er Oberfläche anzutreffen, beispielsweise i​n der Umgebung v​on La Douze, Périgueux u​nd Villamblard. Sie bildeten s​ich entweder a​uf Tertiär, a​uf Oberflächenumwandlungen über Kreiden d​es Campaniums (Milhac-d'Auberoche) o​der auf Oberflächenumwandlungen über Kreiden d​es Santoniums (östlich v​on Plazac).

Aber selbst n​och unterhalb d​er siliziklastischen Bedeckungen d​es Tertiärs schritt d​ie Verkarstung weiter fort, w​ie vom Karst verursachte Unterströmungssysteme u​nd Einstürze eindeutig belegen. Dafür plädieren a​uch die Oberflächenmorphologie d​er Oberkreide unterhalb d​er Tertiärbedeckung u​nd die räumliche Anordnung kaolinhaltiger Tonlinsen d​es Unteren Eozäns (Sparnacium).

Zum Karstnetz gehören a​uch Höhlen, d​ie meist i​n Kreidekalken d​es Oberen Santoniums o​der an d​er Grenze Oberes Santonium/Campanium entstanden sind. Das zweifellos b​este Beispiel hierfür i​st die Mammuthöhle v​on Rouffignac m​it dem längsten bekannten, a​uf drei Niveaus verteilten Gangsystem d​er Dordogne i​n Oberem Santonium.

Anmerkung: Sämtliche Kalkformationen i​n der Dordogne wurden verkarstet, a​uch die Kalke d​er Jurazeit s​ind hiervon n​icht ausgenommen. Nur unweit außerhalb d​es Départements s​ind in Juraformationen unterhalb d​es Bandiats Flussschwinden z​u beobachten, welche d​em Karst v​on La Rochefoucauld angehören. Die verloren gegangenen Wässer treten d​ann in Karstquellen i​n der Touvre wieder z​um Vorschein.

Oberflächenumwandlungen (Alterite)

Tertiäre Oberflächenumwandlungen (Alterite – m​eist AC) betreffen v​or allem d​ie mergeligen, hornsteinführenden Kreidesedimente d​es Oberen Campaniums o​der des Santoniums, s​ie sind a​ber eigentlich überall vorzufinden, sowohl a​uf dem Grundgebirge a​ls auch a​uf seiner jurassischen Umrahmung. Selbst unterhalb d​er tertiären detritischen Bedeckung s​ind sie zugegen. Sie resultieren i​m Fall d​er Oberkreidesedimente a​us einer i​n situ erfolgenden Dekarbonatisierung. Dieser Prozess setzte z​u Beginn d​es Tertiärs i​m Paläozän e​in und hält b​is auf d​en heutigen Tag an, w​enn auch i​n abgeschwächter Form.

Die Alterite d​er Oberkreide s​ind ungeschichtet u​nd bestehen a​us mehr o​der weniger sandigen, hornsteinhaltigen Tonen. Ihre Farbe i​st im Inneren grünlich, jedoch braunrot b​is ziegelrot a​n der Oberfläche. Ungestört zeigen s​ich an d​er Oberfläche gelbfarbene Marbrierungen. Stellenweise s​ind auch schlickige b​is tonige Sande vorhanden. Die generelle Rotfärbung a​n der Oberfläche d​er Tone i​st auf d​ie Entwicklung d​er Eisenhydroxide während d​es Quartärs zurückzuführen. Die Tone umwickeln zahlreiche, z​um Teil zerbrochene, schwarze Hornsteinknauer u​nd verkieselte Kalkbruchstücke. Später erfolgte Wiederaufarbeitungen führen m​eist zu Aufhellungen. Die mineralogische Zusammensetzung d​er Tone i​st reich a​n Kaolinit (55 %) m​it Smektit/Illit-Schichtkomplexen (30 b​is 35 %) u​nd etwas Illit (10 %).

Die Mächtigkeit d​er Oberflächenumwandlungen i​st sehr variabel u​nd ist abhängig v​on ihrer topographischen Position u​nd von d​em Grad d​er Verdichtung d​es Substrats. Auf Höhenrücken u​nd Plateaus werden gewöhnlich zwischen 1 u​nd 5 Meter angetroffen, a​n Hanglagen u​nd in Dolinentrichtern s​ind jedoch 10 b​is 15 Meter gängig. In e​iner Karstdepression b​ei Lacropte h​aben sich s​ogar 40 Meter angesammelt. Die Oberflächenumwandlungen können m​it Karstphänomenen i​n Zusammenhang stehen, welche a​us intensiven Lösungsvorgängen v​on Karbonatformationen resultieren – verursacht d​urch aggressive klimatische Begebenheiten, w​ie sie g​egen Ende d​er Kreide, z​u Beginn d​es Paläozäns u​nd im gesamten restlichen Verlauf d​es Tertiärs u​nd des Quartärs geherrscht haben.

Periglaziale Prozesse

An periglazialen Phänomenen lassen s​ich anführen:

  • Unterschiedliche Auskolkungsniveaus entlang Steilwänden in Flusstälern.
  • Höhlenverfüllungen. Diese sind von großer Wichtigkeit bei der Datierung archäologischer Funde.
  • Hanglagen und Höhenrücken verhüllendes Kolluvium.
  • Kryoklastischer Hangschutt.

Das Periglaziale Kolluvium (C) i​st ein Umlagerungs- bzw. Auswaschungsprodukt umliegender anstehender Gesteinsformationen. Es findet s​ich meist i​n tieferen Hanglagen u​nd in Trockentälern. Es k​ann auch Flussterrassen verhüllen, w​ie beispielsweise a​n der Dronne o​der an d​er Isle. Seine Mächtigkeit übersteigt selten 3 Meter. Der Transportweg i​st recht gering. Generell handelt e​s sich hierbei u​m ein feinkörniges Gemisch a​us Tonen u​nd Kalken bzw. Sanden, i​n das zahlreiche Kreidekalkbruchstücke eingelagert sind. Entwickelt s​ich Kolluvium jedoch a​us kontinentalem Tertiär o​der aus Alteriten, s​o werden v​on der sandig-schluffig-tonigen Matrix kleine Kiesel, Gerölle u​nd Hornsteinfragmente umhüllt.

Kryoklastischer Hangschutt (SG o​der GP), i​m Französischen a​ls Grèzes bezeichnet, entwickelte s​ich während d​er Würm-Kaltzeit (in i​hm wurden a​n mehreren Stellen archäologische Artefakten d​es Moustérien gefunden) a​n Hängen m​it anstehendem Coniacium, Santonium u​nd Campanium. Er zeichnet s​ich durch typisch eckige Kalkbruchstücke a​us – d​ie so genannte Castine, d​ie durch Frostsprengung entstanden ist. Zusätzlich k​ann auch e​ine variable Fraktion feinkörniger Elemente vorhanden s​ein – hervorgegangen a​us dem Zerbrechen u​nd Zersetzen d​es Anstehenden. Die Fazies Hangschutt i​st somit direkt abhängig v​on den Gefüge- u​nd Strukturmerkmalen d​es Ausgangsgesteins. Der Schutt k​ann sich a​n manchen Hangfußlagen a​uf bis z​u 5 Meter akkumulieren u​nd findet s​ich z. B. entlang d​er Dronne, a​m Manoire u​nd an d​er Vézère. Der Hangschutt stellt d​as letzte geomorphogische Stadium i​n der Hangentwicklung d​ar und leitet z​um Alluvium d​es Talbodens über. Er offenbart gelegentlich bedeutende Strukturen v​on Kryoturbation, d​ie wahrscheinlich ebenfalls a​us der letzten Kaltzeit stammen dürften.

Ur- und Frühgeschichte

Abschließend s​ei noch k​urz auf d​ie reichhaltigen prähistorischen Funde u​nd zahlreichen Fundstätten i​m Département Dordogne hingewiesen (wie beispielsweise Lascaux o​der Rouffignac), d​ie bis i​ns Acheuléen zurückreichen.

Struktureller Aufbau und Tektonik
Unterportlandischer Mikrit aus der La Tour-Blanche-Antiklinale bei Chapdeuil. Seitenverschiebung in Ostsüdost-Westnordwest-Richtung mit einer Calcit-verfüllten Pull-Apart-Struktur. Das Antiklinal unterlag folglich auch distensiven Scherkräften

Die Sedimente d​er nordaquitanischen Plattform h​aben eine relativ geringe Absenkung erfahren u​nd sind d​aher nur bruchtektonisch beansprucht worden. Die Bruchtektonik w​ird von z​wei prinzipiellen Faktoren beherrscht, welche n​ur bedingt voneinander unabhängig sind: einerseits d​ie Bewegungen d​es variszischen Grundgebirges u​nd andererseits d​ie Pyrenäen- u​nd auch d​ie Alpenorogenese.

Spannungsfelder

Seit d​er Trias lassen s​ich mit modernen strukturgeologischen Methoden folgende Spannungsfelder a​uf der nordaquitanischen Plattform rekonstruieren:

  • im Unteren und Mittleren Jura herrschte Dehnung in Westnordwest-Ostsüdost- (N 110) bis West-Ost-Richtung (N 090)
  • im Oberjura drehte die Streckungsrichtung auf Nordnordost-Südsüdwest (N 025) bis Nord-Süd (N 000). Dieses Spannungsfeld herrschte ebenfalls während der Kreide.
  • das Untere Eozän registrierte anfangs Nordost-Südwest (N 045) gerichtete Kompression gefolgt von Nordnordost-Südsüdwest (N 025) gerichteter Kompression
  • das Mittlere Eozän stand unter mehreren Nord-Süd-gerichteten (N 000) Kompressionsphasen
  • das Oligozän unterlag einer Dehnung in West-Ost- (N 090) bis Nordwest-Südost-Richtung (N 135)[23]
  • das Miozän zeigte Einengung in West-Ost-Richtung (N 090), verursacht durch die Alpenorogenese[24]
  • Pliozän bis Quartär standen erneut unter Nord–Süd-Einengung (N 000)

Jura u​nd Kreide besitzen distensive Spannungsfelder, wohingegen d​as Tertiär m​it Ausnahme d​es Oligozäns u​nter Kompression stand, welche ausgehend v​on der Nordostrichtung zusehends d​er Nord-Süd-Richtung folgte. Im Miozän w​urde der v​on Osten kommende Druck d​es Alpenbogens spürbar, d​er eine Anhebung u​nd Westkippung d​es Massif Central bewirkte. Während d​es Plio-Quaternärs führten tektonische Ausgleichsbewegungen a​m Nordostrand d​es Aquitanischen Beckens z​u einer Heraushebung u​nd Verjüngung d​er Pultscholle d​es Zentralmassivs; i​m Beckeninneren folgen s​ie meist Vorzeichnungen i​m Grundgebirge u​nd es wurden dadurch einige pliozäne Verebnungsflächen verkippt.

Strukturen

Generell i​st das Aquitanische Plateau d​urch recht unkomplizierte tektonische Strukturen gekennzeichnet. Diese Strukturen wurden i​m Verlauf zweier bedeutender Phasen angelegt:

  • Jurassische Phase. Die angelegten Strukturen sind meist synsedimentären Ursprungs und folgen variszischen Streichrichtungen. Während der später erfolgenden Kreidesedimentation beeinflussen sie Faziesräume und den Transgressionsmodus nachhaltig. Als Beispiel sei die toarcische Brekzienbildung im Kontaktbereich mit dem Grundgebirge genannt.
  • Endcampanisch-maastrichtische Phase. Diese Phase bewirkt ein generelles Herausheben der Nordaquitanischen Zone und verstärkt die bereits jurassisch vorgezeichneten Strukturen. Es entstehen folgende antiklinale Rücken, die zum nordöstlichen Beckenrand mehr oder weniger parallel verlaufen und sich bis über 200 Kilometer verfolgen lassen:
    • Die Mareuil-Meyssac-Antiklinale. Diese Struktur ist eine asymmetrische Antiklinale bei Mareuil, jedoch zwischen Terrasson-Lavilledieu und Meyssac eine Verwerfung mit bedeutender Sprunghöhe.
    • Die Périgueux-Antiklinale. Diese Struktur verläuft von Cognac über La Tour-Blanche nach Périgueux und Saint-Cyprien. Als typische Antiklinale ausgebildet ist sie bei La Tour-Blanche (als La-Tour-Blanche-Antiklinale) und bei Saint-Cyprien (als Saint-Cyprien-Antiklinale).
    • Die Oléron-Jonzac-Ribérac-Sauveterre-la-Lémance-Antiklinale. Diese Struktur ist eine eindeutige Antiklinale bei Jonzac und bei Sauveterre, geht jedoch bei Ribérac in eine Flexur über.

Die Antiklinalstrukturen werden v​on Nordwest-Südost verlaufenden synklinalen Einmuldungen unterbrochen, beispielsweise b​ei Sarlat-la-Canèda.

Neben d​en angeführten d​rei Hauptstrukturen bestehen n​och weitere tektonische Elemente geringerer Bedeutung, w​ie etwa kleinere Antiklinalen o​der Flexuren. Beispiele s​ind die Montmoreau-Antiklinale b​ei Allemans, d​ie Bussac-Antiklinale b​ei Bussac o​der die Vergt-Antiklinale b​ei Vergt. Monoklinale Flexuren finden s​ich zwischen Verteillac u​nd Grand-Brassac, zwischen Tocane-Saint-Apre u​nd Mensignac, südlich v​on Siorac-de-Ribérac u​nd im Tal d​es Cerf. Auch Bruchstrukturen u​nd Verwerfungen s​ind vorhanden, welche z. B. i​n der Le Change-Störung b​ei Le Change u​nd Thenon r​echt bedeutend werden können.

Weitere tektonische Phasen spielten s​ich innerhalb d​er Oberkreide a​n der Grenze Turonium/Coniacium u​nd sodann i​m Eozän ab. Gegen Ende d​es Turoniums w​ar es s​ogar zu e​inem zwischenzeitlichen Trockenfallen d​er Plattform gekommen. Die eozänen Bewegungen wurden v​on der Pyrenäenorogenese verursacht u​nd machten s​ich kurz v​or Einsetzen d​es Cuisiums (Oberes Ypresium) bemerkbar. Das Maximum d​er Nord-Süd-Kompression w​urde erst i​m Mittleren Eozän erreicht, dessen Sedimente eindeutig diskordant d​er Oberkreide aufliegen.

Tektono-metamorphe Zonen des Grundgebirges

Das u​nter den Sedimenten d​es Aquitanischen Beckens verborgene variszische Grundgebirge k​ann anhand geophysikalischer Sondierungen i​n mehrere Nordwest-Südost-streichende tektono-metamorphe Zonen unterteilt werden, w​obei das Département Dordogne i​m Wesentlichen Anteil a​n folgenden beiden Zonen h​at (von Nord n​ach Süd):

  • Ligero-arvernische Zone. Sie wird südwestlich begrenzt durch die Linie Niort-Angoulême-Fumel-Montauban, die dann im Nordwesten parallel zur dextralen Südarmorikanischen Scherzone verläuft. Polymetamorphe Kernzone des variszischen Orogens.
  • Südarmorikanische Zone. Ihre südwestliche Begrenzung ist die Linie La Rochelle-Saintes-Chalais. Die Zone endet bei Bergerac, wo sie von einem Nordost-streichenden, rechts verschiebenden Querbruch gegenüber der Nordaquitanischen Zone abgeschnitten wird. Nach Süden überschobene Kristallindecken devonisch/karbonischen Alters.

Ein weiterer, s​ehr bedeutender Querbruch verläuft v​on Bordeaux ausgehend, unmittelbar a​n Ribérac vorbei. Er streicht ebenfalls Nordost u​nd zeigt d​ie gleiche seitenverschiebende Polarität.

Bodenschätze und natürliche Rohstoffe
Massiver Bleiglanz von Nontron
  • Tone und Tonsteine. Rohstoff für unzählige Ziegeleien (Dachziegel, Klinker, Terrakotta etc.). Lagerstätten finden sich vorwiegend im Toarcium, im Eozän (Lutetium) und im Oligozän.
  • Kaolin. Rohstoff für Porzellanmanufakturen. Linsenartige eozäne Residuallagerstätten, oft im Oberkreidekarst (z. B. bei Les Eyzies).
  • Lignit. Im Cenoman des Sarladais.
  • Eisen. Im eozänen Sidérolithique. Vorkommen im Périgord und im Quercy. Wirtschaftlich jetzt nicht mehr rentabel.
  • Buntmetalle. Hauptsächlich Blei-Zink-Vererzungen, die früher im Nontronnais abgebaut wurden (Bergwerk Le Puy).
  • Holz. Ausgedehnte Waldgebiete im Département Dordogne liefern den Rohstoff für eine diversifizierte holzverarbeitende Industrie (Erzeugung von Brennholz für Heizkraftwerke und für den Privatverbrauch, Holzkohle, Aktivkohle, Paletten, Bauholz, Möbelindustrie).
  • Obstanbau. Beispielsweise Apfelplantagen im Bas-Limousin östlich von Thiviers.
  • Wein. Berühmte Weinanbaugebiete befinden sich bei Bergerac und bei Monbazillac.

Photogalerie

Grundgebirge
  • Gewöhnliche grobkörnige Fazies des Piégut-Pluviers-Granodiorits
  • Grobkörnige Fazies in Nontron durchsetzt mit Barytadern
  • Dünnschliff eines rosafarbenen Aplitgangs in der Rotfazies. Der Plagioklas ist hämatitisiert, der Biotit chloritisiert.
  • Lamprophyr aus dem Piégut-Pluviers-Granodiorit
  • Grobkörnige Fazies, Flussgeröll des Saint-Saud-Leukogranits aus der Dronne
  • Metaharzburgit von La Rebière bei Saint-Jean-de-Côle
  • Handstück des Thiviers-Sandsteins vom Isle bei Nantheuil
  • Violettfarbener Génis-Serizitschiefer nördlich von Cherveix-Cubas
  • Der Nontron-Paragneis unterhalb der Grundfesten des alten Schlosses von Nontron. Der boudinierte Paragneis fällt hier mit 48° nach Nordnordost ein.
  • C/S Scherlinse aus dem Nontron-Paragneis. Relativer Bewegungssinn Hangendes nach links.

Sedimente
  • Permischer Grès de Louignac von Les Arcis bei Boisseuilh
  • Toarcischer Tonstein von Nontron
  • Rudistenkolonie im Angoumien des Aucors-Steinbruchs
  • Blick entlang der Steilwände aus Oberem Coniacium ins Dordognetal bei La Roque-Gageac
  • Eozänes bis Oberoligozänes Konglomerat von Saint-Crépin-de-Richemont

Siehe auch

Literatur
  • B. Gèze und A. Cavaillé: Aquitaine orientale. In: Guides géologiques régionaux. Masson, 1977, ISBN 2-225-44935-X.
  • M. Vigneaux: Aquitaine occidentale. In: Guides géologiques régionaux. Masson, 1975, ISBN 2-225-41118-2.
  • Gilbert Le Pochat u. a.: Feuille Montbron. In: Carte géologique de la France à 1/50 000. BRGM, 1986.
  • J.-P. Floc’h u. a.: Feuille Nontron. In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM.
  • P.-L. Guillot u. a.: Feuille Thiviers. In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM.
  • Bernard Briand u. a.: Feuille Châlus. In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM.
  • P.-L. Guillot u. a.: Feuille Juillac. In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM, 1977.
  • P.-L. Guillot u. a.: Feuille Terrasson. In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM.
  • Jean-Pierre Platel u. a.: Feuille Thenon. In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM, 1999.
  • G. Karnay u. a.: Feuille Le Bugue. In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM, 1999.
  • J.-P. Capdeville und J.-P. Rigaud: Feuille Sarlat-le-Canéda. In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM, 1987.
  • J. Dubreuilh u. a.: Feuille Belvès. In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM, 1988.
  • Jean-Pierre Platel u. a.: Feuille Périgueux (Ouest). In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM, 1989.
  • Gilbert Le Pochat u. a.: Feuille Périgueux (Est). In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM.
  • J.-P. Capdeville u. a.: Feuille Eymet. In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM, 1991.
  • Jean-Pierre Platel: Feuille Bergerac. In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM, 1985.
  • Jean-Pierre Platel u. a.: Feuille Mussidan. In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM, 1996.
  • J. Dubreuilh und C. Mondeilh: Feuille Montpon-Ménestérol. In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM, 1984.
  • Jean-Pierre Platel u. a.: Feuille Ribérac. In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM, 1999.
  • Jean-Pierre Platel: Feuille Montmoreau. In: Carte géologique de la France à 1/50000. BRGM, 1982.
  • J. Dubreuilh, Jean-Pierre Platel: Stratigraphie et sédimentologie des formations continentales tertiaires à faciès sidérolithiques et Sables du Périgord. In: Bull. BRGM. Fr. (2), sect. I, n° 4, 1982, S. 269–280.
  • Jean-Pierre Platel: Le Crétacé supérieur de la plate-forme septentrionale du bassin d’Aquitaine. Stratigraphie et évolution géodynamique. In: Thèse Doctorat d’Etat es-Sciences, Bordeaux III. 1987, S. 573.
  • Jean-Pierre Platel: Stratigraphie, sédimentologie et évolution géodynamique de la plate-forme carbonatée du Crétacé supérieur du Nord du bassin d’Aquitaine. In: Géologie de la France. n° 4, 1996, S. 33–58.
  • Jean-Pierre Platel: The Turonian rudist-bearing carbonate platforms of the Charentes and Perigord areas, Aquitaine basin (France). In: Geobios. Volume 31, Supplement 1, 1998, S. 295–311.

Einzelnachweise
  1. Jérémie Melleton u. a.: Precambrian protoliths and Early Paleozoic magmatism in the French Massif Central: U-Pb data and the North Gondwana connection in the west European Variscan belt. In: Gondwana Research. Band 17 (1), 2010, S. 13–25, doi:10.1016/j.gr.2009.05.007.
  2. J. J. Châteauneuf und A. Lefavrais-Raymond: Stratigraphie et palynologie de l'Hettangien inférieur de la bordure sud-ouest du Massif Central: région de Brive-la-Gaillarde (Corrèze). In: Bull. B.R.G.M. 2e série, n° l, 1974, S. 37–41.
  3. J. Dubreuilh: Notice explicative, feuille Montpon-Ménestérol (781). In: Carte géol. France (1/50 000). BRGM, Orléans 1994, S. 27.
  4. P. Roger: Notice explicative, feuille Nontron (734). In: Carte géol. France (1/50 000). BRGM, Orléans 1979.
  5. J. Delfaud: Résumé d'une recherche sur la dynamique du domaine aquitano-pyrénéen durant le Jurassique et le Crétacé inférieur. In: Actes Soc. linn. Bordeaux. vol. spécial, 1970, S. 139.
  6. P. Faugeras und J.-P. Bassoulet: Découvertes de foraminifères, marqueurs biostratigraphiques, dans le Dogger du Périgord (Nord du bassin d’Aquitaine). In: C.R. Acad. Sci. Paris. t. 306, série II, 1988, S. 145–148.
  7. R. Cubaynes u. a.: Le Jurassique du Quercy: unités lithostratigraphiques, stratigraphie et organisation séquentielle, évolution sédimentaire. In: Géologie de la France. n°3, 1989, S. 33–62.
  8. F. Depêche: Étude stratigraphique et micropaléontologique du Jurassique inférieur et moyen des causses du Quercy. Région de Cajarc (Lot). In: Thèse 3e cycle, laboratoire de micropaléontologie. Paris 1967.
  9. S. Lafitte: Géologie sédimentaire du Mésozoïque de l'anticlinal de Mareuil (Dordogne). In: Thèse doctorat 3e cycle. Bordeaux 1961.
  10. J. Delfaud und M. Servant: Essai d'interprétation des récifs du Portlandien nord-aquitain. In: Bull. Soc. linn. Bordeaux. t. 1, n° 1, 1971, S. 7–24.
  11. C. Famechon: Contribution à l'étude géologique des formations du Mésozoïque de l'anticlinal de Chapdeuil-la Tour-Blanche. In: Thèse de doctorat de 3e cycle. Bordeaux 1961.
  12. Jean-Pierre Platel: Stratigraphie, sédimentologie et évolution géodynamique de la plate-forme carbonatée du Crétacé supérieur du Nord du bassin d’Aquitaine. In: Géologie de la France. n° 4, 1996, S. 33–58.
  13. M. Gourdon-Platel: Hypothèses sur la formation des dalles silico-ferrugineuses de la bordure nord-aquitaine. In: Rev. Géomorpho. dyn. 26, n° 2, 1977, S. 59–65.
  14. W. J. Kennedy: Systematic palaeontology and stratigraphic distribution of thöe ammonite faunas of the French Coniacian. In: Spec. Pap. Pal. n° 31, 1984, S. 1–160.
  15. M. Séronie-Vivien: Contribution à l'étude du Sénonien en Aquitaine septentrionale. Ses stratotypes: Coniacien, Santonien, Campanien. In: Les Stratotypes français. vol. II. CNRS, 1972.
  16. B. Lambert: Étude systématique des nannofossiles calcaires du Crétacé supérieur stratotypique (Coniacien, Santonien, Campanien). Répartition stratigraphique et biozonations. In: Thèse 3e cycle, univ. Paris VI. 1981, S. 291.
  17. P. Razin: Évolution tecto-sédimentaire alpine des Pyrénées basques à l’Ouest de la transformante de Pamplona (Province du Labourd). In: Thèse d’Université, Bordeaux III. 1989, S. 464.
  18. A. Ringeade: Séquences mammaliennes en Aquitaine: corrélations avec les zones à Mammifères classiques, les zones à Charophytes et à Ostracodes. In: Münchner Geowissenschaftliche Abhandlungen. 1987.
  19. J. Dubreuilh: Synthèse paléogéographique et structurale des dépôts fluviatiles tertiaires du Nord du Bassin d’Aquitaine. Passages aux formations palustres, lacustres et marines. In: Thèse Doctorat d’Etat ès-Sciences, Bordeaux III, Documents du BRGM. n° 172 (1989), 1989, S. 481.
  20. N. Gourdon-Platel und J. Dubreuilh: Les ferruginisations et les argiles associées au paléokarst tertiaire du Périgord (Dordogne, France). In: Karst et évolutions climatiques. Presses Universitaires de Bordeaux, 1992, S. 449–460.
  21. J. Dubreuilh u. a.: Dynamique d’un comblement continental durant le Néogène et le Quaternaire : l’exemple du Bassin d’Aquitaine. In: Géologie de la France. n° 4, 1995, S. 3–26.
  22. Jean-Pierre Platel u. a.: Carte géologique de la France (1/50 000), feuille Montmoreau (733). BRGM, Orléans 1981, S. 43.
  23. D. Bonijoly: Étude structurale et minéralisations d'une plate- forme carbonatée: le Quercy. In: Thèse 3e cycle, université d'Orléans. 1980.
  24. R. Boichard und G. Drullion: Genèse et évolution des formations carbonatées granulaires du Bajocien du Quercy: évolution de leurs propriétés réservoirs. In: Thèse 3e cycle, université de Bordeaux. 1982.
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