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Géologie du massif du Jura

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Pour un article plus général, voirMassif du Jura.

Généralités
Géologie du massif du Jura
Cartestructurale simplifiée du massif du Jura.
Type	Ceinture de chevauchement
Pays	France etSuisse
Longueur	360 km
Largeur	65 km
Origine	Décollement et plissement descouvertures sédimentaires
Formation	13,82 Ma
Subdivisions	Faisceaux, plateaux et Haute-Chaîne
Roches
Roches sédimentaires	Calcaire,grès,gypse,marne,moraine
Roches magmatiques	Granite
Roches métamorphiques	Gneiss,schistes
Tectonique
Structures tectoniques	Chevauchements
Failles	Décrochantes,normales,inverses
Plis	Anticlinaux etsynclinaux
Sismicité	Faible à modérée : 0,06 – 0,2 %g
Volcanisme	Aucun
Relief
Relief jurassien	Cluse,combe,crêt,reculée,val
Érosion
Altération	Chimique et physique
Karst	Diaclase,doline,gouffre,grotte,lapiaz
Glaciaire	Bloc erratique,butte-témoin,lac glaciaire,moraine
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Lemassif du Jura est uneceinture de chevauchement formée à partir duMiocène dans le cadre de l'orogenèse alpine à la suite duchevauchement desmassifs cristallins externes sur lesocle jurassien. Le massif s'est construit par le décollement puis le plissement descouvertures sédimentaires du domaine paléogéographique du Jura. Ces couverturesmésozoïques correspondent à des dépôts essentiellementcalcaires d'unemer épicontinentale peu profonde séparant l'avant-pays européen de lamarge passive nord européenne de laTéthys alpine. Ils sont couverts, notamment au sud, par lamolasse cénozoïque dubassin d'avant-pays nord alpin oubassin molassique suisse.

Étudié depuis leXVIII^e siècle, le massif du Jura est rapidement devenu un modèle d'étude des massifs calcaires. Mais c'est grâce aux nombreuses prospections sismiques menées durant les années 1970 et 1980 par des compagnies pétrolières que fut compris la structure interne du massif du Jura. La description du plissement des séries calcaires ainsi que leur forteérosion a abouti au modèle derelief jurassien. Son importante série sédimentairejurassique est à l'origine du nom de cettepériode et plusieursétages duCrétacé inférieur ont été définis dans le Jura. Paractualisme, on considère que le massif du Jura est un équivalent géologique desplateformes carbonatées desBahamas ou de laBarbade.

Cadre géographique et géologique

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Historique de l'étude géologique du massif jurassien

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Carte géologique du massif du Jura de la fin duXIX^e siècle - début XX^e siècle.

Premières études

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Les premières études géologiques du massif du Jura débutèrent au cours desXVIII^e et XIX^e siècles [a 2]. C'est cependant au début duXIX^e siècle que la géologie des montagnes jurassiennes intéresse réellement les géologues structuralistes et les paléontologues^{[b 2]}. Mais, comme l'explique Jules Thurmann dans l'introduction de sonEssai sur les soulèvemens jurassiques du Porrentruy (1832), ces travaux n'introduisirent que de vagues notions qui n'expliquèrent pas encore la géologie du massif^{[c 1]}. Durant la période incluant leXVIII^e siècle et le premier quart du XIX^e siècle, les terrains jurassiques du massif étaient peu connus et peu étudiés, contrairement aux terrains jurassiques anglais qui servaient de référence pour l'étude des terrains de cette période [8].

L'étude par Jules Thurmann

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La première grande étude de la géologie du massif du Jura fut effectuée par le géologue suisseJules Thurmann, considéré comme étant le père de la géologie jurassienne^[8], durant le deuxième quart duXIX^e siècle. Ses quatre publications majeures sur le sujet sont :Essai sur les soulèvements jurassiques publié en plusieurs cahiers entre 1832 et 1836,Esquisses orographiques de la chaîne du Jura publié en 1852,Résumé des lois orographiques générales du système des Monts-Jura publié en 1853 etNouveaux principes d'orographie jurassique publié à titre posthume en 1857 [note 4]. Contrairement aux géologues de l'époque, qui tentent de retranscrire les caractéristiques des terrains jurassiques anglais sur le continent, Thurmann s'appuie sur la paléontologie afin d'identifier les différents niveaux des roches du massif^[8].

Les premières explications tectoniques

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À la suite de Thurmann, de nombreux géologues tentent d'expliquer la tectonique jurassienne. Le massif est notamment l'objet des premières études deMarcel Alexandre Bertrand durant les années 1880 où il dresse les cartes géologiques des régions deBesançon, deLons-le-Saunier et dePontarlier^[9]. Le géologue français conclut ses études en affirmant que le Jura est la région de référence des plis droits et réguliers^[10]. À la suite des études de Bertrand, le modèle tectonique de référence du Jura entre la fin duXIX^e siècle et le milieu du XX^e siècle est celui d'une chaîne de plis simples autochtones qui se serait formée en une ou deux phases, selon les auteurs ; selon ce modèle, la formation du Jura serait due à une poussée tangentielle créée par la « masse poussante » du front alpin, provenant du sud-est [11].

Au début duXX^e siècle, Louis Rollier, professeur de l'Université de Zurich, associe la formation du massif du Jura à la présence de géosynclinaux formés au début duCénozoïque. Il explique la régularité et la forme arrondie des plis^{[note 5]} par la présence des bassins tertiaires marginaux qui auraient forcé le massif à se plisser selon le « mouvement général de contraction de l'écorce terrestre », conservant les contours des bassins tertiaires. Il réfute par ailleurs une éventuelle action de résistance de la part des massifs cristallins environnants (Vosges,Forêt-Noire,massif de la Serre…) qui aurait pu influencer la direction et la forme des plis jurassiens. Il ajoute qu'une telle action de blocage serait plus due aux bassins tertiaires, constitués de sédiments lourds, dont l'effondrement et la surcharge sédimentaire auraient enserré le Jura, le forçant à se plisser, ce dernier étant pris en sandwich entre le bassin suisse à l'est et les bassins de la Bresse et du Rhin, respectivement à l'ouest et au nord. L'accentuation en profondeur de certains plis seraient, selon Rollier, liée à un plissement plus prononcé du socle cristallin par rapport à celui de la couverture sédimentaire. En conclusion, Rollier réfute l'hypothèse de formation du Jura liée à une poussée provenant des Alpes qui serait plutôt liée à l'action des bassins tertiaires environnants^[12].

Le tournant du milieu duXX^e siècle

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Le modèle d'une chaîne de plis simples et droits est cependant remis en cause par les études effectuées durant le second quart duXX^e siècle qui démontrent que la plupart des plis jurassiens présentent une structure complexe que le modèle de formation du massif alors admis à l'époque ne peut expliquer. De plus, il apparaît que les plis droits et réguliers, qui étaient la référence du relief jurassien, sont en réalité minoritaires et principalement concentrés dans le Jura externe septentrional et occidental (régions de Delémont, deClerval, leRevermont…). Les plis de la haute chaîne jurassienne sont quant à eux de type « coffrés », point sur lequel les géologues suisses insistaient depuis plusieurs années^[13].

En 1941,Maurice Lugeon émet une nouvelle hypothèse à propos de la formation du massif du Jura^[14] à la suite de plusieurs travaux dans les Alpes où il fait intervenir la pesanteur pour expliquer la mise en place des nappes et leur déformation^[15]^,^[16]^,^[17]. Pour l'auteur, les couvertures sédimentaires du Jura se sont décollées du socle hercynien au niveau du Trias moyen comme le rappelait déjàAugust Buxtorf (de)^[18]. Ce plan decisaillement (en) serait par ailleurs commun avec la molasse et les nappes helvétiques et implique qu'ils aient connu la même histoire de déformation. Néanmoins, Maurice Lugeon exclut le principe selon lequel le Jura se serait déformé comme s'il était comprimé dans unétau et invoque la pesanteur comme seule explication. Le déplacement gravitaire implique la présence d'une pente sur laquelle se déplaceraient les couvertures du Jura. Ces pentes correspondraient à des dépressions situées le long des Alpes (i.e. l'actuel bassin molassique suisse) et entre leMassif central et celui desVosges (i.e. les fossés bressan et rhénan) et qu'il définit comme des« plis de fond ». Selon son hypothèse, le Jura serait ainsi situé sur une contre-pente de la pénéplaine hercynienne sur laquelle il aurait glissé au niveau des couches triasiques plastiques^[11]. Cependant, les conséquences d'un tel mouvement étant paradoxales, Maurice Lugeon abandonna cette première hypothèse pour en formuler une nouvelle qui se fonda sur une transmission des poussées. D'après cette seconde hypothèse, les couches mésozoïques auraient été plissées au nord-ouest du bassin molassique suisse, là où lamolasse devenait plus mince, fragilisant ainsi le système. La poussée permettant ce processus serait due au poids des nappes préalpines, situées à la bordure sud-est du bassin molassique, qui aurait repoussé la molasse et les couches mésozoïques vers le nord-ouest, provoquant un décollement basal au niveau des couches du Trias^[13].

Dans les années 1940, le doyen de la Faculté des Sciences de Besançon,Louis Glangeaud, appuie son analyse de la structure jurassienne sur lesfailles. Il introduit notamment les nouvelles notions de « faille-plis » et de « pincées »^{[note 6]}, dont la formation serait due à une phase de dislocation suivie d'une phase de plissement. Extrapolant ses analyses au massif, Glaugeaud montre que la plupart des grands accidents jurassiens sont d'âgeoligocène et sont donc antérieurs au plissement jurassien principal qui est daté duMiocène. De plus, une vue d'ensemble de la carte géologique montre que le réseau faillé jurassien se prolonge vers le nord à travers les plateaux deHaute-Saône. D'après cette analyse, la formation du massif du Jura serait donc subdivisée en deux phases : une première phase de dislocation à l'Oligocène, dominée par des mouvements verticaux qui formèrent un réseau de failles qui concernent aussi bien le massif que le socle cristallin, et une seconde phase de plissement au Miocène et auPliocène inférieur où la formation des plis a été guidée par le réseau de failles oligocène. Glaugeaud note par ailleurs que l'hypothèse de Lugeon ne peut s'appliquer au Jura externe, mais l'estime applicable, avec quelques réserves, à la Haute-Chaîne^[11].

Le débat sur la formation du massif est dominé autour de deux hypothèses très différentes :

le plissement s'est fait à partir d'un décollement basal au niveau des roches duTrias de la couverture sédimentaire, excluant un plissement du soclepaléozoïque ;
les roches du socle paléozoïque ont été plissées par la compression venue des Alpes.

Prospections sismiques

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Plusieurs campagnes d'exploration pétrolière parprospection sismique ont été menées entre 1970 et 1988 par plusieurs compagnies entre la France et la Suisse : laBP (secteur A,canton de Neuchâtel),Shell (secteurs B,canton de Vaud et C, nord-est du canton de Vaud à cheval sur la frontière avec la France), la Société anonyme des Hydrocarbures (secteur B) et Shellrex (secteur D,département du Jura)^[5].

Les données sismiques (profils sismiques et données de puits) ont été pour la plupart conservées par les entreprises puis rendues publiques durant les années 1990^[19]^,^[20]. Elles ont ensuite été traitées dans deux projets distincts durant la seconde moitié des années 1990. Le premier, mené par l'Université de Neuchâtel^[21]^,^[22], a traité environ 1 500 km de lignes sismiques concernant le Jura central et la partie occidentale du bassin molassique suisse. Le second projet a été supervisé par l'Université de Lausanne (Urs Eichenberger) et la commission suisse de géophysique (François Marillier). Près de 4 500 km de lignes sismiques et trente données de puits ont permis de reconstruire le bassin molassique suisse depuis le Léman jusqu'aulac de Constance^[23]. Les structures profondes ont été contraintes grâce à l'identification de huit horizons sismiques : près de la base duCénozoïque, à proximité du contact entre leJurassique supérieur et leCrétacé inférieur, dans leJurassique inférieur, près du toit duJurassique moyen, duJurassique inférieur, duTrias supérieur, duTrias moyen et près de la base de la séquencemésozoïque^[5]. Un horizon supplémentaire au toit de l'Aalénien a aussi été identifié dans le Jura. En revanche, les réflecteurs sismiques dans les couches cénozoïques sont généralement absents ou discontinus en raison d'une homogénéité des couches.

Ces résultats ont notamment permis de mettre en évidence le dédoublement de la couverture sédimentaire mésozoïque dans le Jura plissée^{[note 7]} et des épaississements des couches évaporitiques triasiques (coussins de sel, tectonique salifère) à l'origine des anticlinaux dans la molasse du plateau^[5]^,^[22]^,^[24]. L'orientation nord-est – sud-ouest de ces coussins de sel, parallèle aux traces axiales des plis du Jura plissé a par ailleurs démontré l'implication des couches évaporitiques dans la déformation du Jura. Globalement, les données sismiques ont corroboré le modèle de « poussée lointaine » pour la formation du Jura^[24]. Ces données ont ensuite été synthétisées dans le projet GeoMol^[25] destiné à construire unmodèle 3D du bassin molassique suisse.

Subdivisions structurales

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La différence de style tectonique de déformation que l'on observe à travers le Jura permet de distinguer un « Jura externe », faiblement déformé, et un « Jura interne » concentrant l'essentiel de la déformation et donc du raccourcissement affectant le domaine du Jura^[4]^,^[26]. La déformation affecte uniquement les couvertures sédimentaires qui se sont décollées du socle, ce dernier étant très peu affecté. Cette différence s'explique par la présence d'une épaisse coucheévaporitique du Trias moyen à supérieur qui agit comme un niveau de décollement. Son épaisseur est estimée entre 200 m en périphérie nord-ouest et 1 000 m d'épaisseur dans la partie centrale grâce à l'imbrication des unités [5]. La diminution du rapport entre les couches malléables (évaporites, marnes) et compétentes (calcaires) et une augmentation de l'épaisseur des couches mésozoïques du nord-est vers le sud-ouest favorise le développement de plis de décollement au nord-est et l'imbrication de chevauchements au sud-ouest. L'épaisseur des couches évaporitiques varie par ailleurs au sein même de chaque unité et notamment entre synclinaux (moins épais) et anticlinaux (plus épais). Cette variation d'épaisseur est notamment importante lorsqu'il s'agit de construire des profils géologiques équilibrés où elle n'a pas toujours été considérée^[27]^,^[28]. Parallèlement, le socle plonge de 1 à 3° du vers le sud-est^[5] en raison de la charge lithostatique exercée par le prisme orogénique sur la plaque européenne.

Le Jura est aussi traversé par un ensemble de failles décrochantes qui traversent indifféremment les unités structurales du Jura. Elles présentent une orientation nord-sud dans la partie orientale qui graduellement change pour une orientation ONO-ESE dans le Jura occidental. Ces failles ne s'enracinent pas dans le socle anté-triasique et affectent uniquement la couverture sédimentaire. Elles résulte d'étirement parallèle à la chaîne et de sa morphologie arquée^[26]. Parmi, les failles majeures, on distingue les failles de Pontarlier et du Vuache.

Jura externe

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La bordure externe du Jura se caractérise par une faible déformation des couvertures sédimentaires qui conservent unestratification sub-horizontale. Cette faible déformation s'explique en partie par la plus faible épaisseur de Trias par rapport aux Jura interne^[26]. Elle comprend des plateaux, séparés entre eux par des zones plissées et faillées nommées faisceaux.

Plateaux

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Les plateaux constituent une structure globalement horizontale, avec des plis de décollement de très faibleamplitude et de grandelongueur d'onde. Leur faible déformation résulterait d'une faible épaisseur de la couverture sédimentaire à la suite d'une longue phase d'érosion entre leCrétacé tardif et leMiocène^[26]. Ils forment ainsi des ondulations locales qui ne dépassent pas les 100 m [a 3] et enregistrent un très faible raccourcissement, inférieur à 5 kilomètres^[26]. Ces plateaux sont incisés à certains endroits par desreculées creusées par les rivières^{[a 4]}. Les plateaux jurassiens sont des reliefs peu contrastés à paysages monotones. La disposition quasi-tabulaire des couches sédimentaires favorise une érosion préférentielle des couches les plus jeunes si bien que leCrétacé est absent laissant leJurassique à l'affleurement. On distingue deux unités de plateaux, les plateaux deLons-le-Saunier et deSaône-Bouclans avec une altitude moyenne de 500 à 550 m tandis que les plateaux de Champagnole, deLevier-Nozeroy, d'Ornans et d'Amancey atteignent une altitude moyenne de 650 à 750 m.

Le « Jura tabulaire » correspond aux plateaux marginaux à terrains jurassiques situés entre les Vosges et laForêt-Noire au nord et la partie septentrional du massif jurassien au sud (régions dePorrentruy et deBelfort). Il se distingue du Jura des plateaux par l'absence de décollement des couvertures sédimentaires et de déformations notables. Les couches présentent unestratification sub-horizontale et sont découpées par un réseau de failles d'orientation nord-sud ou nord-est/sud-ouest formées durant l'Oligocène. Le Jura tabulaire représente la transition vers leBassin parisien. Les plateauxhaut-saônois à l'ouest et de l'Isle-Crémieu, en bordure occidentale du faisceau d'Ambérieu, peuvent être considérés comme faisant partie du Jura tabulaire^{[b 3]}.

Faisceaux

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Les faisceaux sont des zones de déformation étroites et allongées (jusqu'à 100 km de long pour une largeur maximale de 10 km) séparant les plateaux entre eux et constituant aussi la bordure occidentale du massif du Jura [4]. Ils se distinguent des plateaux, de morphologie tabulaire, par une importante déformation liée auxchevauchements et plissements de la couverture sédimentaire^{[d 1]}. Les faisceaux externes sont chevauchants sur les bassins périphériques comme legraben de la Bresse^[26]. Ils sont marqués dans le paysage par des reliefs élevés qui contrastent avec les plateaux. Leur relief est contrasté en raison de l'érosion différentielle des unités à l'affleurement, de la présence de faille et du redressement des couches^{[a 5]}. Trois groupes de faisceaux sont distingués : les faisceaux du rebord occidental (cinq faisceaux) qui se relaient pour former une chaîne continue, les faisceaux internes (trois faisceaux) qui séparent les plateaux entre eux, et le faisceau des Avant-Monts externe à la chaîne et situé au nord-ouest du faisceau bisontin^{[a 1]}.

Jura interne ou Haute-Chaîne

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Le Jura interne, appelé aussi « Haute-Chaîne », « Jura plissé » ou « Faisceau helvétique », est l'épine dorsale du massif et représente l'actuelle limite nord du bassin molassique suisse. Le développement de plis de propagation de faille de forte amplitude et orientés nord-ouest^[4]^,^[5] permet une importante imbrication de la couverture sédimentaire. Ces plis associés à des plans de chevauchement de vergence nord-ouest ou sud-est (rétro-chevauchement) présentent un rejet de plus d'un kilomètre. Il en résulte des duplications de la couverture sédimentaire ce qui favorise un épaississement important de la chaîne et accommode ainsi une grande partie du raccourcissement (jusqu'à 20 km)[26]. L'amplitude des plis est par ailleurs fonction de l'épaisseur de la couverture sédimentaire déformée (entre 800 et 2 000 m) et du taux de raccourcissement [24]. Elle est maximale dans le Jura central et décroît latéralement soit par le plongement de la trace axiale des plis, soit par leur interruption par des plans de faille décrochante. Les structures amincies de la Haute-Chaîne se prolongent jusqu'à l'extrémité septentrionale dumassif du Vercors (dent de Moirans) via les reliefs de l'ouest dumassif de la Chartreuse (chaîne de l'Épine etplateau du Grand-Ratz) et au sud duJura souabe.

Les couches situées en position plus interne, c'est-à-dire sous le bassin molassique suisse, se distinguent par une très faible déformation (quelques plis de décollement, d'amplitude inférieure à 500 m et de longueur d'onde pluri-kilométrique) à l'exception notable des chaînons du Salève, de lamontagne de la Mandallaz et de lamontagne d'Âge qui accommodent un raccourcissement de 5 à 6 km. La charge lithostatique qu'exercent les couches cénozoïques du bassin molassique suisse, et dont l'épaisseur est estimée à jusqu'à 5 km dans sa portion sud, empêche toute déformation des couches mésozoïques sous-jacentes et selon le mécanisme de « poussée lointaine »[29] transmet la contrainte vers les unités plus externes, dépourvues d'une épaisseur excessive demolasse (i.e. le Jura).

Série stratigraphique

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La série stratigraphique des terrains du massif du Jura inclut un socleprotérozoïque àpaléozoïque sur lequel repose endiscordance angulaire une couverturemésozoïque àcénozoïque^{[a 6]}. L'épaisseur de la couverture sédimentaire atteint entre 3 et 4 km d'épaisseur dans la partie sud-ouest et décroît jusqu'à 800 m vers le nord-est [5]^,^[24]. La couverture mésozoïque correspond à uneplateforme carbonatée qui débute par des dépôtstriasiques continentaux à littoraux dominés par desévaporites et desdolomies. LeJurassique se caractérise par le développement de calcaires peu profonds incluant desrécifs coralliens. LeCrétacé est plus contrasté avec une émersion entre la fin duJurassique supérieur et le début duCrétacé inférieur marquée par des dépôts de plages et de marécages puis latransgression marine aboutit au développement de dépôts marins peu profonds incluant desdunes hydrauliques et des dépôts de tempête (tempestites) dans un contexte de rampe carbonatée qui s'approfondira jusqu'au début duCrétacé supérieur avec le développement de calcairespélagiques. Le Crétacé supérieur est par ailleurs relativement absent au Jura en raison d'une longue phase d'érosion qui se poursuivra jusqu'à l'Éocène et le dépôt des grès sidérolithiques. Enfin la série stratigraphique se termine par lesséries sédimentaires détritiques marines peu profondes à continentales de la molasse entre l'Oligocène et leMiocène.

Socle paléozoïque

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Trias

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En raison de leur nature peu compétente, les couchestriasiques ont une faible qualité d'exposition. Par ailleurs, les importantes complications tectoniques de cette série qui sert de plan de décollement à la couverture sédimentaire du Jura complique l'élaboration d'une stratigraphie complète et détaillée du Trias. De même, la corrélation entre la région du Jura et le bassin d'avant-pays nord alpin reste également très difficile avec des données limitées. La série stratigraphique du Trias représente une épaisseur totale allant de 500 m dans les régions externes jusqu'à plus de 1 000 m dans le centre de la chaîne. Le Trias affleure principalement au niveau des faisceaux lédonien et bisontin, ainsi que sur les bordures des massifs de la Serre et des Vosges, côté français, et dans les cantons de Bâle-Campagne,Bâle-Ville et d'Argovie côté suisse, mais est surtout connu au travers des différents forages et tunnels construits à travers le Jura^[33]. La stratigraphie du Trias jurassien dérive en grande partie duTrias germanique mais se distingue de son équivalent allemand qui est généralement plus épais et subdivisé en une vingtaine de formations^[34]. Initialement subdivisée classiquement selon la trilogieBuntsandstein,Muschelkalk etKeuper, elle a fait l'objet d'une refonte complète pour la partie suisse^[33]^,^[35]^,^[36].

Trias moyen

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Le Buntsandstein est représenté par la formation de Dinkelberg^[33] (Olénékien supérieur àAnisien inférieur). Elle est constituée degrès bigarrés (gris, vert et rouge) d'origine fluviatile à marine peu profonde comme le démontrent lesstratifications entrecroisées. Ils alternent avec des intervalles argilo-marneux rougeâtres. Des conglomérats intraformationnelles sont aussi rapportés localement tout comme deshorizons pédogéniques associés. Enfin le toit de la formation est dominée par des argilites rouges.

La partie inférieure du Muschelkalk correspond à la formation de Kaiseraugst^[33]. Elle marque l'apparition d'une sédimentation marine incluantdolomie, calcaire àentroques etmarnes souvent riches en fossiles d'ammonites,nautiles,bivalves,gastéropodes,brachiopodes etéchinodermes. Certains niveaux incorporent aussi dessulfures comme lagalène,chalcopyrite etsphalérite. Des dolocrêtes,fentes de dessiccation et des traces de racine documentent des phases d'émersion. Des marnes bitumineuses marquent le sommet de la formation. La formation de Zeglingen^[33], équivalent du Muschelkalk moyen, se caractérise par des bancs d'anhydrite et degypse alternant avec des bancs de marne et de dolomie contenant fréquemment de lamagnésite. La partie supérieure du Muschelkalk correspond à la formation de Schinznach^[35] qui constitue la transition entre l'Anisien et leLadinien. Elle consiste en une accumulation d'une grande variété de calcaires dolomitiques et dolomies et comportant de bas en haut : des calcaires pauvres en macrofossiles, des calcaires bioclastiques, des calcaires alternant avec des marnes et localement des dolomies riches en macrofossiles. Des intervalles riches en oolites et d'autres en anhydrite ont aussi été identifiées. Le sommet de la formation est marqué par une forte proportion d'argilite et de marne.

Trias supérieur

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Articles connexes :Bassin salifère de Franche-Comté etBassin houiller keupérien de Haute-Saône.

Squelette complet dePlateosaurus engelhardti provenant du gisement deFrick.

LeKeuper est subdivisé en deux formations. La formation de Bänkerjoch^[36] s'est déposée entre le Ladinien et leCarnien. Il s'agit d'une séquence évaporitique de type sabkha organisé en plusieurs régressifs où gypse et anhydrite alternent avec des marnes. Elles sont particulièrement exploitées dans lebassin salifère de Franche-Comté enHaute-Saône, dans ledépartement du Jura ainsi que dans le Doubs. Des bancs de dolomie fossilifères et des grès à roseaux documentent des apports respectivement marins et continentaux. Au-dessus, la formation de Klettgau^[36] s'étend entre le Carnien et leRhétien et marque le retour à une sédimentation plus détritique. Des marnes silteuses, des quartzites d'origine fluviatile, des grès riches en grains carbonatés montrent une grande diversité de paléoenvironnements depuis des zones d'estuaire jusqu'à des milieux marins peu profonds où dominent calcaires et dolomies fossilifères. Ungisement houiller a aussi été exploité dans le Keuper en Haute-Saône^{[a 9]}^,^{[b 5]}. Des restes ainsi que des squelettes complets dePlateosaurus engelhardti ont été identifiées dans le membre de Gruhalde autour deNiederschöntal^[37]^,^[38] mais aussi dans le tunnel ferroviaire deHauenstein^[3]. Un niveau fossilifère a aussi été trouvé dans une briquerie deFrick^[3]. Des restes dePlateosaurus engelhardti ont aussi été extraits^[39] et notamment l'un des squelettes les plus complets^[40]. Les fouilles successives menées entre 1976 et 1988 ont aussi permis d'identifier des dents deLiliensternus et de requins ainsi que des restes de poissons (Hybodus,Ceratodus,Lepidotes), d'aétosaures, deSphenodontidae et decynodontes^[3]^,^[40].

Schémas montrant comment l’évaporation d'une lagune a permis des dépôts de bancs de sels et de débris végétaux avant que ceux-ci ne soient recouverts par les sédiments. — La formation dugisement de sel et decharbon du Keuper en Franche-Comté.

Jurassique

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Jurassique inférieur (Lias)

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LeJurassique inférieur (Lias) est difficilement visible à l'affleurement, on ne le trouve que dans les dépressions de la Haute-Saône, dans l'anticlinal des Avants-Monts ou dans la zone de chevauchement Jura-Bresse. L'épaisseur de la strate est d'environ 200 m et à peu près constante d'ouest en est. On trouve au niveau des étages une différence d'épaisseur. La roche prédominante est la marne grise avec un peu de marnes bleues, de schistes et decalcaires. La richesse en fossiles maritimes (ammonites,bivalves,gastéropodes, etc.) de ces couches indique que ces roches se sont déposées dans une mer riche en organismes. Ce sont les petites modifications du milieu marin qui ont entraîné un dépôt avec un faciès varié. Les dépôts du Lias sont également les terrains de prédilection du cépageSavagnin^{[a 10]}.

Jurassique moyen (Dogger)

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LeJurassique moyen (Dogger) est présent sur les plateaux occidentaux de la chaîne : plateaux de la Haute-Saône, plateaux entreDoubs etOgnon, plateaux deBaume-les-Dames et deVercel, plateaux d'Amancey et d'Ornans etplateau de Lons-le-Saunier. Quelques affleurements sont visibles dans laPetite Montagne, la zone des Avants-Monts, au sud de la Haute-Chaîne et sur le faisceau salinois. Les principales roches sont les calcaires avec de l'oolithe, dumarno-calcaire, et un peu de minerai defer. La strate a une épaisseur de 250 m environ sur quatre étages :Callovien,Bathonien,Bajocien etAalénien. Les roches sont très visibles sur les falaises des reculées des plateaux externes du Jura^{[a 11]}.

Jurassique supérieur (Malm)

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LeJurassique supérieur (Malm) est prédominant dans le massif, l'épaisseur de sa couche est de plus de 500 m. On le trouve dans les plis de la Haute-Chaîne, dans la Petite Montagne, sur les plateaux internes du Jura, les faisceaux internes, dans les plateaux de la Haute-Saône et les plateaux entre Doubs et Ognon. Ces roches sont visibles dans les cluses et toute la série est visible dans le cirque des Foules àSaint-Claude. Les roches sont presque entièrement du calcaire parfois dolomitique, parfois marneux, parfois compact. AuPurbeckien, depetits amas de lignite se sont formés dans leHaut-Doubs et laBresse^[41]^,^[42].

Empreintes de dinosaures

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Empreintes de sauropodes sur une dalle inclinée àLommiswil (canton de Soleure).

Plusieurs pistes d'empreintes de dinosaures ont été découvertes dans leJurassique supérieur du Jura. La plupart des pistes ont été identifiées dans le nord-est de la Suisse, dans laformation de Reuchenette (Kimméridgien) qui correspond à un environnement d'estran soumis à des émersions ponctuelles durant lesquelles les dinosaures ont laissé leurs empreintes^[3]^,^[43]. Un premier ensemble de traces est concentré dans le Kimméridgien inférieur et forme un immense site d'empreintes s'étalant sur environ 250 km² de Soleure jusqu'àPorrentruy^[3]. Il inclut des affleurements découverts en 1996 près deMoutier et deCorcelles (canton de Berne) puis dans lecanton du Jura versFrinvillier en 2000^[44], àGlovelier et dernièrement le long de l'autroroute A16 Transjurane lors d'une prospection archéologique versCourtedoux en 2002^[45]^,^[46]^,^[47]. Toutes les empreintes sont attribuées à l'ichnogenreBrontopodus à l'exception de celles de Courtedoux. Ces dernières incluent des empreintes de sauropode appartenant à l'ichnogenreParabrontopodus, généralement attribué auxdiplodocidés ainsi que des empreintes théropodes décrivant un nouvel ichnogenreJurabrontes curtedulensis^[48]. Une seconde série d'empreintes, parmi les premières identifiées, est datée du Kimméridgien supérieur. Les sites deLommiswil et de la localité voisine deGrenchen, dans lecanton de Soleure, ont été découverts entre 1987 et 1989^[43]^,^[49]. Une des pistes de Lommiswil est par ailleurs l'une des plus longues d'Europe avec une distance de 90 mètres. Les empreintes sont attribuées à l'ichnogenreBrontopodus. Des empreintes initialement attribuées à desIguanodon trouvés à laPlagne près deBienne s'avèrent être finalement celles de sauropodes de petite taille^[3]. Trois niveaux d'empreintes ont aussi été décrits dans leTithonien de la formation de Twannbach àPierre Pertuis et àTwann dans lecanton de Berne.

Empreintes de sauropodes sur le site de la Plagne (Dinoplagne) près deSaint-Germain-de-Joux (département de l'Ain).

Du côté du Jura français, trois sites ont été identifiés^{[a 12]}. Les plus anciennes ont été découvertes en 2006 dans la carrière du Bois aux salpêtriers àLoulle^[50]. Les empreintes sont situées dans les calcaires àoncolithes etpéloïdes de la formation des Couches du Morillon et correspondant à un environnement d’estran^[51]. Les empreintes sont datées entre l'Oxfordien supérieur et leKimméridgien inférieur et sont les plus anciennes duJurassique supérieur du Jura. Trois surfaces ont été décrites rassemblant près de 1 500 empreintes et constituant 23 pistes àsauropodes (ichnogenresBrontopodus etParabrontopodus) et 3 pistes àthéropodes (ichnogenresCarmelopodus etMegalosauripus). Chaque surface correspond à différentes phases d'émersion. Une piste de 27 à 32 mètres et comprenant environ 170 empreintes a été décrite dans la formation des Couches du Chailley^{[note 8]} (Kimméridgien supérieur à Tithonien) àCoisia, sur une dalle subverticale le long de la route départementale D 60E1^[52]^,^[53]. Cette formation est aussi interprétée comme un environnementsubtidal tel qu'unlagon protégé par un récif corallien et soumis à des phases d'émersion (environnement supratidal) pendant lesquelles les empreintes ont été imprimées dans le sédiment. Ces empreintes correspondent à l'ichnogenreParabrontopodus. Leurs dimensions les relient à desDiplodocus de 24 mètres de long. Un autre affleurement situé à 1 kilomètre^[54], suggère que le site serait bien plus étendu. Enfin un dernier site a été identifié à la Plagne près deSaint-Germain-de-Joux et dans la même formation que celle de Coisia, la formation des Couches du Chailley mais daté du Tithonien inférieur^[55]. Elles sont attribuées à l'ichnogenreBrontopodus dont certaines appartiennent à une nouvelle espèceBrontopodus plagnensis. Le site héberge par ailleurs la piste d'empreintes de sauropodes la plus longue (155 mètres) connue à ce jour dans le monde.

Crétacé

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Les terrains duCrétacé, à dominante calcaire, sont préférentiellement préservés dans les synclinaux^{[a 13]} de la Haute-Chaîne, le Salève et le Vuache où ils peuvent atteindre jusqu'à 200 m d'épaisseur. Globalement, le Crétacé est concentré dans le sud-ouest du Jura et disparaît à l'est de Bienne^[56]. La majeure partie de la série duCrétacé inférieur (Berriasien-Barrémien) est relativement bien préservée à travers le domaine jurassien. Plusieurs étages du Crétacé inférieur ont ainsi été définis dans lecanton de Neuchâtel : leNéocomien (Neuchâtel), leValanginien (Valangin) et l'Hauterivien^[57] (Hauterive). En revanche, les séries de l'Aptien auTuronien affleurent de manière plus restreinte, tandis que la majeure partie duCrétacé supérieur (Coniacien-Maastrichtien) est manquante^[56].

Crétacé inférieur

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La série débute au Berriasien par les alternances calcaires-marnes de la formation de Goldberg^[56] qui équivaut à la partie supérieure du faciès« purbeckien ». Elle correspond à des cycles d'émersion successifs, contrôlés par lesparamètres de Milanković. Les dépôts oscillent entre une grande diversité d'environnements dont des milieuxlacustres, de plage, d'estran, devasière,lagunaire et enfin debanc de sable bioclastique etoolitique. Il en résulte une grande diversité de lithologie : calcairesoolithiques, bioclastiques, àoncoïdes,pelletoïdes, marnes vertes, brèches à galets noirs,évaporites, etc.^[58] Localement desfentes de dessiccation^[2], des traces de racines (rhizolithes), descalcrêtes et des galets noirs marquent des phases d'émersion et la formation d'un paléosol dans un climat chaud alternant des périodes sèches et humides^[59]. Ces résultats sont corroborés par l'identification d'un assemblage d'illite et desmectite alumino-ferrifère dans les marnes vertes au sommet des séquences émersives décrivant l'érosion de sols formés en climat chaud et à fort contraste saisonnier^[60]. Les galets noirs, caractéristiques de la formation de Goldberg, sont des fragments calcaires de typemudstones etpackstones péritidaux dont la couleur noire est héritée de la dissolution dematière organique enmilieu réducteur^[61]. Le percement dutunnel du Vuache de l'A40 a permis d'observer l'ensemble de ces faciès de manière optimale^[58]. Encadrée à sa base par les Tidalites de Vouglans, et à son toit par celle de la formation de Pierre-Châtel, la formation de Goldberg définit un rentrant ou une combe (la« combe purbeckienne ») caractéristique dans la morphologie en raison de sa forte teneur en marnes^[58].

Affleurement du Crétacé inférieur le long du sentier de la Corraterie au Salève. La barre calcaire située tout à gauche, en bas, correspond à la formation de Pierre-Châtel. Elle est surmontée par une série de bancs calcaires formant un rentrant, la formation de Vions, dans laquelle transite le sentier de la Corraterie. L'épaisse barre calcaire surplombant le sentier correspond à la formation de la Chambotte. Enfin le sommet couvert par une prairie définit la formation du Vuache.

La base de la formation de Pierre-Châtel^[56] débute par une grande surface transgressive^[58]^,^[62]. Elle consiste en une accumulation de bancs d'épaisseur métrique de calcaire bioclastique et oolitique de typegrainstone et packstone, de couleur jaune à rougeâtre, qui évolue ensuite vers des calcaires de typepackstone et wackestone de même teinte et correspondant à des dépôts de lagon. La présence de fragments de coraux,rudistes et de nérinées corroborent un environnement de plate-forme péri-récifal^[58]. La présence decharophyte décrit des épisodes lacustres notamment dans la partie inférieure de la formation, tandis que les sols karstifiés et lessurfaces durcies au sommet de la formation^[62] indiquent une phase d'émersion et de condensation. Desbrèches issues de l’effondrement de certainespoches de dissolution ont aussi été observées. Enfin les empreintes dedinosaure sauropode (ichnogenreParabrontopodus) identifiées près d'Échenevex dans l'Ain^[63] confirme les épisodes d'émersion.

Au-dessus, la formation de Vions^[56] forme généralement des renfoncements entre les barres calcaires de la formation de Pierre-Châtel et celle de la Chambotte. Elle tend par ailleurs à s'amincir vers le nord-est puis disparait dans la région deBienne. Elle comporte une succession de bancs d'épaisseurdécimétrique dont les lithologies varient depuis desargilites, grès aux calcaires oolitiques et bioclastiques. La couleur noire liée à la présence de matériel détritique (quartz,oxyde ethydroxyde de fer etmatière organique), lesbioturbations de typeThalassinoides apparentés à des terriers de crevettes^[2], les traces de racines et les niveaux charbonneux démontrent des conditions peu profondes à lacustres (charophytes etostracodes). Des lacunes stratigraphiques sont aussi mise en évidence à travers la présence de surfaces durcies, d'encroutements ferrugineux et de perforations de lithofages^[63].

La formation de la Chambotte^[56] consiste en des bancs calcaires massifs dont la partie supérieure est absente au nord deSeyssel et dans le Jura suisse^{[note 9]}. Le contenu riche en oolites et bioclastes décrit un milieu de dépôt peu profond de haute énergie (tempestites) le long de barres de sable ou de lagons. La moitié inférieure présente localement des remplissages de karst, unemalacofaune et des dents de crocodiles nains (genresBernissartia,Goniopholis etTheriosuchus)^[64] suggérant des périodes d'émersion à la suite de chutes brutales du niveau marin.

La formation du Vuache^[56], autrefois appelée« calcaire roux »^{[note 10]}, définit leValanginien. Il se caractérise par des bancs décimétriques de calcaire rougeâtre présentant de nombreusesstratifications entrecroisées et des stratifications de typehummocky (en) liées à des épisodes de tempête. Ces calcaires bioclastiques et oolitique de type packstones à grainstones contiennent de nombreux débris d'échinodermes et debryozoaires et parfois un peu deglauconie ou desilex. Ils constituaient desdunes oolitiques sous-marines. Un niveau deconglomérat àgalets aplatis de 3 mètres d'épaisseur décrit un dépôt cimenté à la suite d'une émersion puis démantelé lors d'une transgression marine^[2]. Le sommet de la formation présente dans le sud du Jura des niveaux condensés riches enbivalves (huîtres),brachiopodes,crinoïdes,serpules etéponges. Ils se sont déposés dans un environnement de mer ouverte.

La formation du Grand Essert^[56] marque l'entrée dans l'Hauterivien^[65]. Elle comprend les faciès des marnes d'Hauterive et de la pierre jaune de Neuchâtel (autrefois décrit comme le« Néocomien calcaire »^[66]^,^[67]) désormais décrits comme des membres stratigraphiques. Les alternances de calcaires marneux fossilifères du membre des marnes d'Hauterive décrivent un environnement de mer ouverte sous les influences de la houle et des courants de marée. Au-dessus, le membre de la pierre jaune de Neuchâtel forme des falaises de bancs calcaires oolitiques et bioclastiques. Ils incorporent des quartz et parfois de la glauconie et se sont déposés dans des environnements sous l'influence de forts courants de marée.

L'urgonien du Jura fait l'objet de nombreux débats sur sa nomenclature stratigraphique et ses délimitations. Il est historiquement subdivisé entre un« Urgonien inférieur » et un« Urgonien supérieur »^[67]. La base de l'Urgonien inférieure est par ailleurs composée d'un niveau fossilifère dénommé« marnes de Russile » ou« Russillien »^[68]. Mais la révision du Hauterivien à la fin des années 1980^[69] a entraîné des erreurs d'interprétation sur la position des marnes de Russile (alors placées plus haut stratigraphiquement) qui se sont répercutées sur les révisions stratigraphiques ultérieures^[56]. Une nouvelle révision^[70] est reconnue par le Comité suisse de stratigraphie mais n'est actuellement pas appliquée dans la partie méridionale du Jura (Salève^[71] etVuache^[58]) en raison du manque de données biostratigraphiques et de corrélations pertinentes. Par ailleurs, les débats portent aussi sur l'âge du dépôt et particulièrement sur l'urgonien blanc^[70]. Si certains auteurs lui attribuent un âge Hauterivien tardif^[2]^,^[56]^,^[58]^,^[72]^,^[73]^,^[74], d'autres défendent un âge Barrémien tardif^[75]^,^[76]^,^[77]^,^[78]. Ces différences s'expliquent entre autres par l'absence de marqueurs biostratigraphiques pélagiques, le recours auxorbitolines qui ont abouti à deux échelles biostratigraphiques différentes, en raison notamment d'une influence paléoenvironnementale prédominante sur la morphologie dutest, et des interprétations divergentes sur les assemblages denannofossiles^[70].

La formation des gorges de l’Orbe^[56]^,^[70] reprend la description de l'« Urgonien jaune »^[69] tout en y englobant les marnes de Russile erronées. Elle correspond historiquement à la partie supérieure de la pierre jaune de Neuchâtel (telle que décrite auXIX^e siècle) et à l'Urgonien inférieur. Les âges biostratigraphiques fluctuent entre le Hauterivien tardif et le Barrémien tardif. Le passage depuis la formation du Grand Essert est marqué par une série de discordances à travers l'arc jurassien. La formation des gorges de l’Orbe consiste en une alternance de bancs métriques de calcaire argileux jaunâtre alternant avec des intervalles marneux centimétriques. Les bancs calcaires présentent une grande diversité de stratifications planaires et entrecroisées. Ils sont régulièrement bioturbés avec des surfaces tronquées. Ils présentent aussi parfois un aspect nodulaire ou chenalisé. Ce sont des calcaires bioclastiques de texture grainstone à packstone accompagnés d'oolites. Les bioclastes, très diversifiés, sont tous transportés : brachiopodes, bivalves,oursins, crinoïdes, coraux, bryozoaires, éponges, foraminifères, alguesdasycladales. Ils témoignent du remaniement d'une plateforme peu profonde vers des environnements de mer ouverte. Du quartz et de la glauconie sont parfois identifiés en faible proportion. Les bancs calcaires se distinguent de ceux du membre de la pierre jaune de Neuchâtel par leur teinte moins jaune, la formation d'escarpements moins prononcés et déprimés. Enfin la base de la formation est caractérisée par la présence de niveaux glauconieux, d'intervalles marneux ou d'accumulations importantes d'éponges.

La formation du rocher des Hirondelles^[70] (précédemment dénommée formation de Vallorbe^[56]^,^{[note 11]}) reprend la partie supérieure de l'Urgonien, autrefois décrit comme l'« Urgonien supérieur » ou« Urgonien blanc ». Sa datation biostratigraphique est controversée en raison de débats sur sa calibration et le recours exclusif aux microfossiles benthiques^[70]. Initialement considérée comme isochrone, la base de la formation serait en réalité diachrone. Elle débuterait au Hauterivien tardif pour s'arrêter au Barrémien tardif dans le Jura méridional tandis qu'elle serait restreinte au Barrémien tardif dans le Jura central. Il s'agit d'une accumulation de calcaires métriques blancs à légèrement jaunâtres et séparés par desjoints stylolithiques. On peut parfois observer des stratifications entrecroisées liées à des périodes de marées ou de tempêtes ainsi que localement des brèches à la suite de phases d'émersions dans des environnementsintertidaux ou supratidaux. Ce sont des calcaires grainstones, packstones voire wackestones riches enrudistes (calcaires bioclastiques) et accompagnés de grands foraminifères benthiques (orbitolines etmilioles), d'alguesdasycladales etcharophytes et secondairement de bivalves et échinodermes. Ils décrivent un environnement de plates-formes internes peu profondes voire lacustres.

Crétacé supérieur

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La formation de la Perte-du-Rhône^[56] s'étend de l'Aptien auCénomanien^[79]. Elle est subdivisée en trois membres. La partie inférieure (membre de Fulie) à dominante marneuse, riche engastéropodes et échinodermes décrit un environnement de plate-forme peu profonde qui évolue vers un intervalle marneux de mer ouverte incorporant une grande diversité d'ammonites et denautiles. Le membre de Mussel correspond à des intervalles gréso-glauconieux. Il décrit un environnement de plate-forme peu profonde évoluant vers un environnement de mer ouverte riche en ammonites parfois pyritisées. Enfin le membre de Poncin (Cénomanien) est de nouveau marneux et restreint à la partie sud du Jura français. Vers le nord-est, il disparaît permettant le contact de la formation de Narlay sur la formation de Vallorbe. Au Salève, l'unique affleurement de cette formation décrit uneencrinite, aussi dénommé« Lumachelle du Gault »^[80] qui serait daté entre l'Aptien inférieur et l'Albien inférieur^[81]. Le contact avec la formation du rocher des Hirondelles semble être unediscontinuité qui est souligné par la présence de perforations par des mollusques lithophages dans les calcaires urgoniens et de fissures remplit par l'encrinite sus-jacente.

Enfin le toit de la succession crétacée (Cénomanien-Turonien) est défini par la formation de Narlay^[56] qui est uniquement préservé sous forme d'affleurement d'extension locale et discontinus. Elle consiste en des bancs calcaires siliceux bien stratifiés blancs à jaunâtres. Outre des couches siliceuses, ils comportent des foraminifères planctoniques, des pithonelles, des coquilles d'inoceramus et desspicules d'éponges. Il s'agit de calcaires pélagiques qui furent autrefois appelés calcaires crayeux blancs ou calcaires crayeux à silex.

Paléogène et Néogène

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Éocène

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Un exemple d'affleurement des grès sidérolithiques : les rochers de Faverges au Salève.

Le hiatus sédimentaire, apparu au Crétacé supérieur, se poursuit durant la majeure partie duPaléogène jusqu'à l'apparition des grès sidérolithiques^[82]^,^[83]^,^[84]^,^[85]^,^[80] à l'Éocène moyen à tardif. Ces grès recouvrent les calcairesurgoniens^[62] mais remplissent aussi despaléokarsts comme despoches de dissolution ou lesdolines creusés jusque dans leJurassique supérieur^[86]^,^[87]^,^[88]. Il s'agit de grès très quartzeux (quartzite) parfois associés à des grès fins argileux et des argilessilteuses. Ces dernières, autrefois dénomméesbolus par les anciens auteurs^[80]^,^[87]^,^[89], présentent une couleur ocre, rougeâtre ou violacées lorsqu'elles contiennent des concrétions oupisolithes d'hydroxyde de fer (bohnerz) et sont décrites comme deslatérites, voire prennent une teinte gris verdâtre ou bleutée en présence depyrite notamment. On trouve aussi sur la bordure occidentale du Jura, et jusque dans laBresse, des argiles àsilex^[87]. Les grès contiennent en très faible proportion (moins de 0.01 %) destourmalines,staurolites etzircons mais sont dépourvus demicas^[80]. Ce sont des grès moyens avec des couches microconglomératiques à galets de quartzite à la base de la série. Les grès sont massifs et l'on peut parfois distinguer de légères stratifications horizontales ou obliques résultant du transport fluviatile et confirmée par l'exoscopie des quartz^[89]. Ils présentent généralement une teinte blanche qui évolue vers les tons rouges en présence d'hydroxyde ou d'oxyde de fer. Localement, ils peuvent incorporer de laglauconie, préférentiellement à la base de la série, qui leur confère une teinte verdâtre. Leur cimentation est imparfaite, la roche est parfois même friable au point qu'ils peuvent être décrits comme des sables^[80]. La série des grès sidérolithiques peut atteindre localement jusqu'à 100 m d'épaisseur dans les cantons de Soleure et deBerne^[87], 40 m au Salève [80] mais elle présente une extension latérale limitée car elle est préservée préférentiellement dans les karsts, favorisant le dépôt des molasses oligocènes sur le calcaire urgonien. Ils présentent néanmoins une épaisseur croissante depuis le Jura jusqu'auSalève selon un axe NO-SE, associé à une augmentation de la proportion en grès au détriment des intervalles argileux^[86]. Cette distribution est par ailleurs corrélée avec la stratigraphie résiduelle. Ainsi les argiles se sont déposées dans des karsts creusés dans le Jurassique supérieur sur le versant occidental, là où les séries calcaires ont été particulièrement érodées, tandis que les grès sont préférentiellement recouverts des séries urgoniennes sur le flanc oriental. Leur extension dépasse cependant le domaine du Jura et se rencontre aussi dans ledomaine helvétique^[90]. Par analogie avec leur équivalent de l'Helvétique, les grès sidérolithiques sont contraints entre leLutétien et leBartonien d'après les datations demicromammifères et de mollusques^[87]^,^[90].

Oligocène - Miocène

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Pliocène

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Bien que considéré comme absent, certains auteurs ont attribué un âgepliocène à des séries détritiques originaires des Vosges et situées dans les parties externes du massif du Jura mais sans apporter de confirmation paléontologique. Un karst a été découvert lors du creusement dutunnel de la Vue-des-Alpes. Le lessivage du matériel détritique remplissant le karst a permis d'identifier plusieurs dents demicromammifères restreintes à la zone MN15^{[note 12]} soit le Pliocène inférieur^[97].

Unetourbière est une zone humide caractérisée par l'accumulation progressive de latourbe, un sol caractérisé par sa très forte teneur en matière organique, peu ou pas décomposée, d'origine végétale. Le massif du Jura en compte pas moins de 150, toutes réparties dans la Haute-Chaîne. Ces tourbières se sont mises en place quelques milliers d'années après le retrait du glacier. Elles occupent les dépressions mal drainées qui furent abandonnées par le retrait glacier. Dans ces dépressions, des lacs se sont installés et ont formé des tourbières en se comblant. Parmi la végétation de ces tourbes, on trouve dessphaignes, des mousses capables de se développer en milieu acide^{[a 16]}. Les tourbes et les dépôts lacustres sont des éléments très conservateurs, qui ont permis la conservation de nombreux vestiges au bord des lacs deClairvaux et deChalain et qui ont enregistré l'évolution du climat depuis la dernière ère glaciaire, car lors de leur développement, ils capturent les pollens des plantes de la région, permettant de déterminer le climat^{[a 17]}.

Alluvions

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Lesalluvions furent mises en place durant le quaternaire. Les alluvions fluviatiles sont composées de graviers, de sable et de limons déposés par les cours d'eau au fil des ans et des crues. Ce sont les accumulations de fragments divers de toutes tailles, issus des versants des vallées par érosion (gel, ruissellement, coulées, éboulements, etc.) Les plaines alluviales sont le milieu où évolue le tracé des rivières. Les alluvions se situent principalement dans les plaines et au pied des massifs, dans les vallées ils sont discontinus le long des rivières et en vallée encaissée, les cours d'eau sont très pauvres en alluvions. En Bresse, on trouve d'autres alluvions fluviatiles qui auraient été étalées par des fleuves divaguant lors du remplissage du fossé de la Bresse^{[a 18]}.

Certaines alluvions fluviatiles ne sont pas situées en fond de vallée, mais sur les versants de la vallée, la dominant à une altitude pouvant aller jusqu'à 60 m. Elles se présentent sous forme de terrasses qui se forment par une alternance cyclique de processus sédimentaire, appelé alluvionnement, et de processus érosif, appelé creusement. Ce rythme est dû à l'alternance entre période froide et période chaude qui marque le climat du quaternaire. En période froide, on assiste à un fort alluvionnement ; à la fin de la période froide et en période tempérée, on assiste à un creusement de la vallée [a 19].

Éboulis

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Le massif jurassien présente un grand nombre de pentes, dues aux séismes, à la nature des roches et à leur érosion. Elles laissent parfois apparaître les roches du sous-sol qui ne sont pas toujours visibles, masquées par un dépôt de formations meubles, nommées dépôts de versant. Ceux-ci résultent de l'effritement et de l'altération des roches du sous-sol, soumises aux forces de gravitation et aux changements climatiques. On distingue trois types de dépôts de versant dans le Jura : les dépôts de base de corniche (éboulis), les dépôts de versant marneux (glissements et coulées) et les dépôts de pente faible (colluvions). Les éboulis forment un tablier au pied des falaises et des corniches rocheuses, ils sont formés par la fragmentation du calcaire par le gel. Ce sont les roches fracturées et les calcaires marneux gélifs qui produisent le plus d'éboulis. Les éboulis actifs actuellement se reconnaissent par l'absence de couverture végétale. Les éboulis actifs sont rares dans le Jura et sont présents au pied de falaises actives et exposées au nord (Creux du Van,mont d'Or, etc.) La grande majorité des éboulis furent formés à la fin de la dernière glaciation, lors du retrait du glacier^{[a 20]}.

Les marnes ont pour propriété de se gorger d'eau et de se déstabiliser. Leur couche superficielle (1 à 3 mètres) glisse dans le versant sous forme de petits glissements ou de coulées boueuses, dont le résultat est un voile de marnes déplacées, souvent altérées : ce sont les dépôts de versant marneux. La formation de ces dépôts furent abondant lors de la dernière glaciation et lors du retrait glaciaire quand les sols se déstabilisaient à cause de l'alternance gel-dégel. Les dépôts de pente faible, d'une épaisseur maximale d'un mètre, sont constitués de limons et d'argiles mis en place récemment par le ruissellement lors des fortes pluies^{[a 20]}.

Histoire géologique du Jura

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De la chaîne hercynienne à la mer épicontinentale

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La chaîne hercynienne

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Article détaillé :Chaîne varisque.

L'ensemble des terrains attribués stratigraphiquement au socle du Jura sont hérités de l'orogenèse varisque qui s'est déroulée entre leDévonien et lePermien. Elle résulte de la fermeture de l'océan Rhéique par la convergence des plaques duGondwana et du microcontinent d'Avalonia. Lachaîne de collision qui en résulte, dont on estime qu'elle fut longue de 5 000 km et large de 1 000 km, avec une hauteur comparable à celle de l'Himalaya, affecte une grande partie de l'Europe (Massif ardennais,Massif armoricain,massif de Bohême, etc). Lemassif de la Serre, près deDole, tout comme lemassif des Vosges ou laForêt-Noire sont également les témoins de la chaîne hercynienne^{[a 21]} à proximité immédiate du Jura. Outre des roches métamorphiques relatives à l'orogène, le futur socle du Jura incorpore aussi des roches polymétamorphiques d'âgeProtérozoïque, des roches volcaniques non métamorphisées liées à des phases magmatiques tardi-orogéniques (Permien) ainsi que des roches sédimentaires notamment déposées dans desbassins houillers. Ces bassins, d'orientation NE-SO, se sont formés lors de phases de relaxation post-orogéniques et présentent une sédimentation à dominante fluviatile riche en débris végétaux et matière organique^{[a 22]}.

Le futur domaine paléogéographique du Jura, à l'instar du reste du système alpin, se situe alors entre la chaîne hercynienne au nord et lamarge passive gondwanienne de laPaléotéthys au sud-est^[98]. Au tout début duTrias, la fermeture de la Paléotéthys s'accompagne de l'ouverture de la Néotéthys à l'est et de plusieurs bassins océaniques au niveau de l'Europe dont le Meliata qui devient la nouvelle façade océanique du futur système alpin.

Fleuves et lagunes du Trias

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Grand Lac Salé, paysage comparable au Jura au Trias supérieur.

Le supercontinentPangée commence à se fragmenter dès leTrias^[98]. L'actuel système alpin est alors un vaste domaine continental où les socles hercyniens sont mis à nu par l'érosion lors d'une phase depénéplanation. Il est traversé par un système fluviatile originaire deschaînes hercyniennes qui se déversent dans le Meliata. Ces rivières drainent d'importantes quantités de sédiments détritiques issus de l'érosion de ces chaînes, situées au nord et à l'ouest du Jura. Elles se déposent pour partie sur le domaine du Jura, qui est alors soumis à des phases transgressives^[34], formant leBuntsandstein et dont les conditions climatiquesarides sont à l'origine des couleurs bariolées de ces sédiments par oxydation du fer. Ces dépôts forment une discordance majeure qui sépare les soclespaléozoïques de la couverture sédimentairemésozoïque àcénozoïque et qui est observable en plusieurs points enHaute-Saône^{[a 23]}.

Les premières incursions marines majeures apparaissent entre l'Anisien et leLadinien met et en connexion les bassins septentrionaux d'Europe centrale avec laTéthys^[33]. Une plateforme carbonatée s'installe correspondant au Muschelkalk. Les effets de lacrise permo-triasique se font encore sentir, elles sont dépourvues de systèmes récifaux coralliens et des communautés d'organismes de typeheterozoan prédominent. Les oscillationseustatiques favorisent des périodes de bas niveau marin voire des émersions avec le développement de dépôts littoraux (schistes bitumineux) et des séquencesévaporitiques^[33].

Puis au cours du Ladinien, une succession de cycles régressifs favorise le retour à des conditions plus continentales^[36]. Elles se caractérisent par le développement desebkhas et demarais salants. Des dépressions de la topographie le long du littoral sont périodiquement inondées formant des sabkhas, puis sous l'effet des conditions arides, ces sebkhas s'assèchent et des couches d'évaporites (halite,anhydrite, etc.) s'accumulent formant leKeuper. La région est aussi composée d'un ensemble de lagunes peu profondes (200 m maximum) alimentées par des fleuves provenant des massifs environnants. Les apports fluviatiles grossiers construisent des plages aux embouchures, tandis que des argiles décantent dans les lagunes. Le climat semi-aride alterne des saisons arides et humides. Les argiles sont amenées lors des saisons humides, alors que lors des saisons arides, la saturation des eaux en sel provoque la précipitation d'évaporites et transforme les lagunes en marais salants. Enfin plus au nord, les dépôts fluviatiles dominent le domaine paléogéographique du Jura^[36]. Les paysages duGrand Lac Salé auxÉtats-Unis ou lamer Morte enIsraël constituent des analogues contemporains du Jura au Trias^{[a 24]}.

La plate-forme carbonatée du Jurassique

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De la plate-forme à la rampe au Crétacé

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Durant leCrétacé, les alternances de climats aride et humide, associés aux changementseustatiques et aux apports détritiques provenant des massifs hercyniens en périphérie, contrôlent la sédimentation carbonatée et les faunes associées^[56]. Le Crétacé se caractérise ainsi par la succession de deux épisodes de plates-formes carbonatées.

La brève émersion initiée à la fin duJurassique se poursuit au début duBerriasien avec des facièspéritidaux évaporitiques (formation de Goldberg) déposés en milieu aride. Desfentes de dessiccation développées dans unestran boueux alternent avec desgrès de plage oolitiques surmontés par descaliches contenant des traces de conduits racinaires^[2]. Une transgression majeure marque le retour d'une sédimentation carbonatée peu profonde (formation de Pierre-Châtel). Mais le retour à des conditions plus humides à la fin du Berriasien favorise le développement d'une sédimentation détritique (formation de Vions) et par la même l'instauration d'une faunehétérotrophe. Les apports en charbons soulignent par ailleurs le développement de marécages côtiers^[2]. La transition vers leValanginien se caractérise par un épisode de plus en plus aride etoligotrophique (formation de la Chambotte). Entamé au cours du dépôt de la formation de Vions, la plate-forme carbonatée s'incline progressivement vers le sud-est, la transformant en rampe. Les conditions redeviennent humides au Valanginien avec des conditions hétérotrophiques. Des épisodes de tempêtes associés à des plages de galets^[2] sont enregistrés dans les zones peu profondes tandis que les faciès distaux et plus profonds présentent des niveaux decondensation (formation du Vuache). La transition du Valanginien à l'Hauterivien se caractérise par un approfondissement de la rampe défini par les marnes d'Hauterive riches enammonites (formation du Grand Essert) tandis que la pierre jaune de Neuchâtel (Hauterivien) marque une diminution de la profondeur et l'influence des marées. Une seconde plate-forme carbonatée enzone subtropicale, de type urgonienne et à faune mixte hétérotrophe -phototrophe, se met ensuite en place entre l'Hauterivien et leBarrémien^[70]. Elle est constituée d'une plateforme interne àrudistes (formation du rocher des Hirondelles), protégée par des bancs de sablesoolitiques (membre de Neuchâtelp.p.) puis une plateforme externe dominée par des éponges et des bivalves (formation des gorges de l’Orbe). Elle se développe depuis la région du Bugey et prograde en direction du nord-est (Jura central) et du sud (domaine delphino-helvétique). Elle se retrouve ensuite ennoyée dès l'Aptien (formation de la perte du Rhône) par la combinaison d'une rapide hausse du niveau marin et de la tectonique. Il s'installe alors une sédimentation pélagique avec une forte condensation des dépôts, caractérisée par la précipitation deglauconie et l'accumulation d'ammonites. Par ailleurs, l'augmentation de l'effet de serre durant l'Aptien et l'Albien favorise des conditions humides et donc le retour à des apports détritiques dans le bassin. Enfin les conditions profondes persistent entre le Cénomanien et le Coniacien avec la mise en place de calcaires pélagiques (formation de Narlay) avant une émersion générale du Jura au cours du Crétacé supérieur.

Formation du massif jurassien

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Durant le Crétacé supérieur, l'ouverture de l'océan Atlantique nord, et notamment la branche dugolfe de Gascogne, déclenche une rotation anti-horaire de laplaque ibérique^[98]. Parallèlement, la plaque africaine remonte vers le nord à la suite du démantèlement duGondwana et à l'ouverture de l'océan Indien. Ces deux processus entrainent la fermeture de l'océan piémontais et le début de la convergence alpine^[99].

Émersion paléogène

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Au cours duPaléocène, l'océan piémontais est complètement subducté sous le prisme orogénique dudomaine austro-alpin^[99] mais de par sa nature plus légère que lemanteau asthénosphérique, lemicrocontinent briançonnais, toujours rattaché à laplaque ibérique, oppose une résistance à son plongement sous laplaque adriatique. Ce ralentissement de la convergence génère des contraintes intraplaques qui sont transmises jusque sur l'avant-pays européen et induisent un soulèvement de la lithosphère européenne^[100].

Un exemple de paysage latéritique avec sa végétation éparse.

L'émersion du domaine du Jura favorise une longue période d'érosion de la plateforme carbonatée qui se poursuit jusqu'à l'Éocène^[4]. Elle se manifeste par le développement d'un important système karstique qui décape tout ou partie du Crétacé et atteint le Jurassique supérieur sur le versant occidental du Jura. Ce dernier piège en partie une sédimentation détritique résultant de l'altération et de la dissolution des calcaires^[101] dans fissures et autres cavités karstiques. Il se développe alors un réseau hydrographique qui draine les produits d'altération du substratum calcaire vers l'est^[86]. La nature du matériel détritique, notamment argileux, dépend des unités démantelées : argile à silex sur le Crétacé supérieur de la Bresse, épaisse série argilo-ferrugineuse sur le Jurassique supérieur dans le Jura septentrional, et quartzite et grès glauconieux sur les calcaires urgoniens du Salève^[87]. Le matériel détritique de ces derniers est considéré comme provenant du démantèlement des séries glauconieuses de la formation de la Perte-du-Rhône (Aptien inférieur -Cénomanien inférieur)^[89]. Mais certains auteurs privilégient des apports duMassif central^[80]^,^[102].

Le Jura forme alors un relief tabulaire peu élevé, entre laTéthys alpine résiduelle et lesmassifs hercyniens^{[a 27]} et soumis à unclimat tropical^[103]^,^[104] ouméditerranéen^[80]. Les premiers décrivent le système karstique comme un karst àpitons ou àtourelles tandis que Conrad et Ducloz le rapprochent deshums des karsts méditerranéens. L'absence d'accumulation d'oxyde d'aluminium oubauxite démontre par ailleurs la récurrence de phases de remaniement alternant avec des périodes d'altération des carbonates^[87], bloquant ainsi le processus delatérisation des sols.

L'Oligocène marque le début collision alpine. Laplaque eurasiatique passe en subduction sous le prisme orogénique^[98]^,^[99]. La déformation flexurale de la plaque eurasiatique génère le bassin d'avant-pays nord alpin dans lequel s'accumule lamolasse^[4]. En raison de la progression vers le nord du front orogénique, la molasse prograde progressivement depuis le domaine helvétique vers le domaine du Jura qu'elle atteint à l'Aquitanien (Miocène) avec le dépôt de lamolasse d'eau douce inférieure. Parallèlement, le déplacement du bombement lithosphérique sous le Jura provoque par distension la fracturation du socle hercynien et de la couverture sédimentaire, tandis que les escarpements rocheux générés par les failles sont démantelés par l'érosion. Entre-temps la dépression périalpine se comble des débris de l'érosion et laBresse s'affaisse à l'ouest^{[a 28]}. AuBurdigalien, une transgression marine favorise le retour à des conditions marines et le dépôt de lamolasse marine supérieure qui se terminera par une régression générale de la mer alpine et la restauration d'un milieu continental avec le dépôt de lamolasse d'eau douce supérieure auLanghien. Le climat qui se met en place sur le Jura continental est un climat subtropical, dans un environnement de savane arborée humide, tel que celui de l'actuelleAfrique de l'Est et duSud, où évoluaientBrachypotherium (rhinocéros primitifs),Deinotherium etHipparion^{[a 29]}.

Plissement néogène

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Les premiers signes de déformations du domaine jurassien apparaissent auSerravallien (Miocène) avec l'absence de dépôt plus récent de la molasse et s'étendent jusqu'auPliocène précoce. Cet âge coïncide avec celui de l'exhumation desmassifs cristallins externes qui est à l'origine du raccourcissement du Jura^[105]^,^[6]^,^[7]. L'imbrication des différents massifs cristallins externes puis leur chevauchement sur le socle du domaine jurassien a entraîné le décollement des couvertures sédimentaires et leur déformation. Le plan de décollement, situé dans l'épaisse série triasique, s'enracine sous le chevauchement des massifs cristallins externes et est par conséquent indépendant de celui affectant lemassif des Bornes. Cependant le poids et l'épaisseur de la sériemolassique du bassin d'avant-pays nord alpin (environ 4 km d'épaisseur) ont propagé la contrainte mécanique jusqu'à sa bordure externe, à l'emplacement actuel du Jura [4]^,^{[a 30]}^,^{[b 6]}. De même et bien que situés au cœur du bassin d'avant-pays, les chaînons duSalève, de lamontagne de la Mandallaz et de la montagne d'Âge seraient aussi associés à une diminution de l'épaisseur de molasse vers l'ouest.

Le raccourcissement du Jura est tout d'abord très irrégulier d'est en ouest^[26]. Les couvertures situées sous le bassin d'avant-pays nord alpin n'absorbent pas de raccourcissement à l'exception du Salève et de ses prolongements occidentaux (environ 5 à 6 km). Dans le massif jurassien, l'essentiel du raccourcissement est concentré dans la haute chaîne et explique notamment son élévation très importante. Au-delà, le raccourcissement s’amortit vers le Jura externe. La zone des plateaux présente un comportement rigide et les chevauchements ont une faible portée. Enfin la déformation de la zone des faisceaux est réduite à des plis de faible amplitude en raison de la faible épaisseur de la couverture sédimentaire [26]. Ces derniers sont par ailleurs chevauchants sur les couvertures sédimentaires de l'avant-pays européen, non décollées et déformées par l'orogenèse alpine, et notamment sur legraben de la Bresse. Ainsi les assises sédimentaires ont conservé une disposition tabulaire vers le nord-ouest. Le sens de la compression est représenté par celui des failles, auxquels les plis sont associés, qui sont orientées dans un sens SE-NO^{[a 31]}. Par ailleurs, les profils sismiques ont démontré que les plans de chevauchement ne s'enracinent pas dans le socle qui ne participe donc pas au raccourcissement^{[b 7]}.

La déformation des couvertures sédimentaires est contrôlée par l'épaisseur de Trias et sa distribution spatiale^[26]. Cette dernière présente une extension limitée à ses extrémités qui influence la géométrie de la déformation. Ainsi, un raccourcissement de 7 à 9 km est estimé aux extrémités de l'arc jurassien tandis que la partie centrale est raccourcie de 30 km environ. En conséquence, le différentiel de raccourcissement entre les extrémités et la partie centrale du Jura favorise des mécanismes de rotation du front de déplacement [26]^,^{[a 32]} : une rotation horaire jusqu'à 26° est évaluée d'après le paléomagnétisme dans la partie est du Jura tandis que l'extrémité ouest est affectée par une rotation anti-horaire jusqu'à 17°. Cette déformation est par ailleurs facilitée par la formation ou la réactivation defailles décrochantes senestres^[26] qui traversent le Jura selon un axe ONO-ESE ou NON-SES telles que lafaille du Vuache, de Pontarlier ou de Saint-Cergues. Ces failles dont l'activation est contemporaine du plissement ont aussi pour effet d'interrompre la continuité des plis. C'est en somme la combinaison de ces mécanismes qui favorise la morphologie arquée du Jura. Au-delà de l'actuel Jura, l'enfouissement des couches triasiques (graben de la Bresse) ne permet pas la poursuite du raccourcissement.

Dans la stratigraphie jurassienne, s'alternent roches dures (socle rigide, calcaires) et roches tendres (argiles, marnes). Deux unités principales sont distinguées dans la couverture sédimentaire : le Trias évaporitique et le Jurassique-Crétacé au comportement rigide dominé par des calcaires. C'est cette structure géologique comprenant des unités aux comportements mécaniques différents qui est à l'origine de la déformation du Jura. Par la suite, l'inertie du décollement et la résistance à la déformation au front du Jura ont entraîné le plissement de l'unité solide pour absorber le raccourcissement induit. Ce sont l'épaisseur de la série, la présence de niveaux marneux intercalés et la structure en bancs des calcaires qui ont permis le plissement. La couverture du Trias est la plus épaisse sous la Haute-Chaîne (plus de 1 000 m), or c'est ici que la déformation a été la plus importante, car elle a été favorisée par la présence de nombreuses couches de sel qui ont facilité le décollement.

Glaciations quaternaires

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Article connexe :Glaciations quaternaires.

Durant leQuaternaire (-1,8 Ma à aujourd'hui), le Jura fut recouvert à plusieurs reprises par des glaciers lors de périodes glaciaires. On estime qu'une dizaine de glaciations se sont produites dans le dernier million d'années, mais on ignore si le Jura fut englacé à chaque glaciation, car chaque nouveau glacier efface une grande partie des traces du précédent. On est cependant sûr que le Jura fut englacé durant les deux dernières glaciations du quaternaire : laglaciation de Riss (-120 000 ans) et laglaciation de Würm (-20 000 ans). La dernière glaciation fut plus réduite dans le massif que l'avant-dernière, expliquant la présence de dépôts de ces deux dernières. Ces glaciers demeurent néanmoins indépendants de ceux ayant couvert les Alpes^{[a 33]}.

Les paysages actuels du massif du Jura, et particulièrement dans la Haute-Chaîne, dérivent en grande partie de l'érosion glaciaire au Quaternaire. On estime que l'érosion causée par la glaciation de Würm a été de près de 4 500 t/km²/an, soit une amplitude moyenne d'érosion de l'ordre de 6 mètres. En considérant que le Jura a été englacé dix fois pendant le dernier million d'années, on peut estimer qu'une soixantaine de mètres de dépôts sédimentaires furent érodés durant cette période. Cependant, l'érosion a été hétérogène, car elle prend en compte le relief et la nature des roches qui rendent l'érosion différentielle selon les endroits. Il est de plus probable que la vidange des combes marneuses des anticlinaux de la Haute-Chaîne a été fortement favorisée par l'érosion glaciaire^{[a 34]}.

Le Jura aujourd'hui

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Actuellement, l'orogenèse alpine continue d'exercer un raccourcissement sur l'ensemble du massif jurassien. Il s'effectue essentiellement au travers desfailles décrochantes voire par certainschevauchements^[26]. Une activité tectonique contemporaine (néotectonique) et des indices géomorphologiques montrent une propagation vers le nord de la déformation par tectoniquethin-skin avec un soulèvement moyen à long terme de 0,7 mm/an dans la partie interne du Jura sud [106] et de 0,3 mm/an pour le front de chevauchement nord [107]. Enfin des évidences géomorphologiques sur le tracé de plusieurs rivières suggèrent une élévation moyenne à long terme de 0,05 mm/an dans le Jura externe et impliquant une déformation du socle (tectoniquethick-skin)[108]. De même, certaines structures tectoniques seraient liées à des failles du socles, notamment héritées desgrabens permo-carbonifères^[109]. Le débat demeure sur le style de déformation tectonique (tectoniquethick-skin ou tectoniquethin-skin) et sur les mesures de déformation^[108]. Un réseau permanentGPS (REGAL) a par ailleurs été installé dans les Alpes occidentales ainsi que le Jura pour obtenir un suivi de la déformation de la croûte continentale eurasiatique^[110]. Associé à des capteurs semi-permanents installés dans le sud du Jura, il a mis en évidence que la vitesse de déplacement horizontale est inférieure à 1 mm/an ou 1 km/Ma [111].

Ces déformations provoquent une sismicité dans le Jura qui est beaucoup plus modeste que celle des Alpes en raison de sa position externe dans le système alpin. Pas moins de 300séismes d'une magnitude comprise entre 0 et 5 furent enregistrés dans le massif jurassien entrejanvier 2000 etdécembre 2007^{[a 35]}. L'étude de propagation desondes sismiques a démontré que les séismes de l'arc jurassien sont surtout localisés dans le socle cristallin : entre 5 et 15 km de profondeur, voire 30 km dans certains cas [112]. Une majorité se situerait entre 15 et 20 km [113]. Ils sont généralement de faiblemagnitude ( $M_{L}$ < 3,5)^[112] et leurfoyer se concentrent le long des failles décrochantes^[112]^,^[114]. Les faibles vitesses de déplacement implique que la fréquence d'occurrence d'un séisme de magnitude 5 à 5,5 serait de 15 à 75 ans ce qui est très proche des données actuelles (séismes de magnitude 5 et récurrence de 50 ans)^[111]. Les plus forts ressentis durant cette période furent ceux deSaint-Dié-des-Vosges, le22 février 2003 et deBaume-les-Dames, le23 février 2004, d'une magnitude respective de 5,3 et 5,1. Mais ils peuvent aussi se produire dans la couverture sédimentaire à l'image duséisme d'Épagny (15 juillet 1996) d'une magnitude de 5,3 et situé à 3 km de profondeur [115]. Parmi les séismes les plus violents de l'arc jurassien, on compte le séisme deThise du26 octobre 1828 qui eut les mêmes effets que celui de Baume-les-Dames et leséisme du 18 octobre 1356 à Bâle (intensité maximale de VIII) qui détruisit entièrement la ville^[116]^,^[117].

Sous l'effet de la compression alpine, la couverture sédimentaire se soulève. Ce phénomène est observé dans la région deDole où les cours de laLoue et duDoubs sont en migration, le premier vers le sud, le second vers le nord. Cette migration est due à la présence d'un plan de faille dans laforêt de Chaux qui sépare les deux cours et leur est parallèle. Le soulèvement actif des sédiments provoque le long de cette ligne la migration des deux cours d'eau de part et d'autre de la faille^{[a 36]}.

Structures géomorphologiques

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Relief jurassien

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Karsts

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Plateaux

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Les affleurements des plateaux sont exclusivement des calcaires du Jurassique (ceux du Crétacé ayant été complètement érodés lors du plissement du Jura). L'intense fissuration de ces calcaires les rend perméables à l'eau de pluie, de ce fait, les cours d'eau sont très rares sur ces plateaux, car la totalité de l'eau s'infiltre dans la roche et alimente les sources situées en contrebas des plateaux. Cette eau érode le sommet du calcaire et élargit les fissures, ce qui donne naissance à des micro-reliefs typique desreliefs karstiques : leslapiaz ou lapiès. En profondeur, l'eau donne naissance à un véritable réseau de galeries, de gouffres et de grottes ; on estime cependant que les réseaux reconnus ne constituent qu'une infime partie des cavités creusées dans la masse calcaire des plateaux^{[a 38]}. L'infiltration de l'eau entraîne avec elle les argiles de décalcification qui s'enfoncent dans les poches karstiques et rendent l'épaisseur du sol et sa qualité pour l'agriculture très irrégulières^{[a 39]}.

L'assèchement des plateaux jurassiens fut un problème constant pour l'homme depuis son installation. Autrefois divers moyens étaient utilisés pour retenir l'eau : citernes de stockage, réservoirs remplis par des camions-citernes, etc. La moindre source retenue par un niveau marneux était aménagée pour le bétail. L'irrégularité des sols du plateau rend certains endroits fertiles tandis que d'autres sont laissés en friche pour la forêt ou utilisés en pâturages. Dans les endroits sans argile de décalcification, les labours arrachent directement des plaques de calcaire situées près de la surface du sol, utilisées par la suite pour construire des murs entre les parcelles^{[a 40]}.

Reculées

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Lesreculées sont l'un des paysages les plus typiques du massif jurassien. La reculée est une vallée qui pénètre à l'intérieur d'un plateau calcaire à couches horizontales et qui se termine brutalement au fond d'un cirque calcaire au pied duquel jaillit une résurgence^{[a 41]}. Trois ensembles de reculées sont dégagés : les reculées du plateau lédonien (7 reculées) qui sont les plus typiques et les plus connues, les reculées duplateau d'Ornans/Amancey (4 reculées) les plus longues que l'on puisse trouver dans le Jura et les reculées duplateau de Champagnole (6 reculées). On trouve aussi deux autres reculées qui incisent légèrement leplateau de Levier/Nozeroy dans le cours supérieur de l'Ain et de laLoue^{[a 4]}.

Origine des reculées

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Les reculées ne sont pas situées à un endroit précis par le pur hasard. Elles sont situées dans des zones sensibles à l'érosion qui correspondent souvent à l'emplacement de failles. Au niveau local, elles correspondent à l'effondrement progressif des roches situées au-dessus des rivières. Les reculées internes furent formées lors du soulèvement progressif du Jura grâce aux failles formées qui sont les « guides » des reculées. Avant l'arrivée de la faille, nous sommes en présence d'une couverture calcaire du Jurassique avec un soubassement marneux. Survient une fracture par faille séparant un compartiment abaissé d'un compartiment surélevé. L'érosion du plateau remet à niveau les compartiments, les flux hydriques de surface et souterrains convergent vers la faille qui sert de drain. Au contact des marnes tendres du compartiment surélevé, l'érosion s'accélère et incise une petite vallée, prémisse de la reculée. Enfin, l'érosion régressive par le recul des versants et la convergence continue des flux hydriques vers le drain entraînent un creusement accéléré à l'emplacement même de la faille. Au niveau des calcaires, la pente est abrupte en falaises ; tandis qu'au niveau des marnes elle est en pente forte. La reculée est formée^{[a 42]}.

L'origine des reculées externes est liée à l'effondrement de la Bresse durant l'Oligocène. Cet effondrement engendre un abrupt de faille à la bordure du plateau jurassien. L'imperméabilité des terrains du Jurassique supérieur, à l'affleurement sur le plateau, entraîne la formation d'un réseau hydrique de surface. L'érosion régressive depuis la Bresse forme des entailles à la bordure du plateau qui sont les futures reculées. À la fin de l'Oligocène, alors que la Bresse continue de s'effondrer, celle-ci se remplit de dépôts détritiques hérités de l'érosion du plateau où la couche du Jurassique supérieur s'amincit. Les pré-reculées continuent de se creuser lentement et le réseau hydrique de surface du plateau continue d'exister. Au début du Miocène, l'effondrement de la Bresse se poursuit et son remplissage s'épaissit. L'érosion du plateau met au jour les couches du Jurassique moyen, le réseau hydrique s'enfonce dans le substrat karstifié et les reculées s'organisent selon les directions des failles du plateau. À la fin du Miocène et au début du Pliocène, le Jura est poussé sur la Bresse, formant le faisceau de Lons-le-Saunier. Les reculées poursuivent leur développement. Aussi bien pour les reculées internes que les reculées externes, les langues glaciaires des glaciers du Quaternaire empruntent les reculées et les élargissent. Aujourd'hui encore, les reculées continuent leur développement avec l'eau comme principal agent d'érosion^{[a 43]}.

Les reculées du plateau lédonien

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Ce sont ces reculées qui ont servi de modèles à la définition du terme « reculée ». Elles entaillent les séries stratigraphiques du Jurassique moyen et du Lias qui composent le plateau. Au sein de ces reculées circulent des rivières modestes qui drainent les eaux souterraines du plateau vers la Bresse, telles laVallière et laSeille. Toutes les reculées du plateau ne correspondent pas à la définition exacte de la reculée ; cela s'explique par le fait que l'organisation géologique varie selon les endroits ainsi que les reliefs dérivés. Quatre reculées correspondent à la définition : lareculée d'Arbois, lareculée de Poligny, lareculée de Baume-les-Messieurs et lareculée de Revigny. Les trois autres n'y correspondent que partiellement : lareculée de Salins-les-Bains, la reculée deMiéry et la reculée deVernantois^{[a 44]}.

Les reculées du plateau d'Ornans/Valdahon

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Quatre reculées circulent au sein de ces plateaux. Elles sont caractérisées par leur longueur et, pour lareculée de la Loue et lareculée du Lison, par leur complexité. En revanche, lareculée de Norvaux et lareculée de Valbois présentent des morphologies typiques des reculées jurassiennes.

Les reculées du plateau de Champagnole

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Les reculées duplateau de Champagnole débouchent sur lacombe d'Ain en incisant les calcaires du Jurassique supérieur du plateau. Les dimensions de ces reculées sont très variables, selon leur type d'érosion liée au glacier de la dernière glaciation. Alors que les reculées duHérisson et deLa Frasnée sont longues de plus de 10 km jusqu'aux premiers reliefs de la Haute-Chaîne, les reculées de Chalain ou deClairvaux ne sont que de simples cirques de quelques kilomètres qui accentuent la sinuosité et l'escarpement de la bordure occidentale du plateau sur la combe d'Ain. Six reculées sont répertoriées : lareculée de Ney, lareculée de Balerne, la reculée de Chalain, la reculée du Hérisson, lareculée de La Frasnée et la reculée de Clairvaux. Les terrains laissés par le glacier ont permis la formation de nombreux lacs de cette région nomméePays des Lacs. L'origine de ces reculées est majoritairement glaciaire^{[a 45]}.

Faisceaux

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Faisceaux externes

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Avant-Monts

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Le faisceau des Avant-Monts est une structure fortement fracturée de 4 à 6 km de large, d'une trentaine de long et d'une orientation générale NE-SO. Son point culminant (605 m) se situe au fort de Chailluz dans laforêt éponyme. Le faisceau chevauche la dépression synclinale de l'Ognon au nord-ouest et sa complexité s'atténue au sud-est du côté du plateau de Besançon. Vers le sud, le caractère chevauchant du faisceau s'atténue nettement, alors qu'au nord, il présente un fort relief constitué d'un anticlinal déversé, dont le flanc inverse domine la vallée de l'Ognon. Au sud, les affleurements du Lias sont dominants, les reliefs ont été arasés et des petits anticlinaux à cœur de Trias percent la couverture^{[a 46]}.

Jura alsacien

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Article détaillé :Jura alsacien.

Le Jura alsacien est unerégion naturelle située à l'extrémité septentrionale dumassif du Jura, au Sud de l'Alsace, en bordure de lafrontière avec la Suisse.

Faisceaux du bord occidental

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Lomont

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Article détaillé :Chaîne du Lomont.

La chaîne du Lomont est orientée est-ouest. Elle est située dans la partie nord duDoubs, dans une zone vallonnée et forestière, et marque la limite septentrionale du Jura plissé.

Faisceau bisontin

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Le faisceau bisontin s'étend deBaume-les-Dames àAveney, prolongé au nord-est par le faisceau duLomont, il constitue les premiers reliefs du massif à la bordure du plateau de Saône-Bouclans. Les structures géologiques les plus caractéristiques se situent dans la région deBesançon, d'où le faisceau tire son nom. Étroit (moins de 4 km de largeur), d'orientation NE-SO, il culmine à des altitudes de l'ordre de 600 m. Il est constitué de deux synclinaux et de deuxanticlinaux. L'axe anticlinal des Mercureaux est le pli majeur où sont situés les points culminants ; étant très érodé dans sa partie sud, il façonne une longue combe axiale ; vers le nord-ouest, il chevauche le synclinal de la Chapelle-des-Buis. Le faisceau est limité à l'ouest par l'anticlinal de laCitadelle, découpé plusieurs fois par leDoubs qui s'est encaissé au fur et à mesure de la formation du relief. Les falaises du promontoire de la Citadelle sont composées de calcaires du Bathonien et du Bajocien supérieur à la base. À l'est de la Citadelle, le promontoire forme une dépression provoquée par l'érosion des marnes de l'Oxfordien. Cet anticlinal disparaît vers le nord du faisceau. Les failles inverses et chevauchantes du faisceau sont de direction ouest, indiquant celle de la compression qui l'a formé^{[a 47]}.

Faisceau de Quingey

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D'une orientation nord-sud, le faisceau deQuingey est situé entre le faisceau lédonien et le faisceau bisontin. Il est caractérisé par de larges cuvettes synclinales creusées dans les calcaires marneux du Jurassique supérieur, alternées par des anticlinaux étroits constitués de calcaires du Jurassique moyen. Il est limité par le plateau deSaône-Bouclans à l'est et le remplissage quaternaire de laforêt de Chaux à l'ouest. La Loue traverse le faisceau en suivant les synclinaux jusqu'àRennes-sur-Loue, au-delà, la Loue bifurque vers l'ouest et coupe les anticlinaux externes du faisceau, formant ainsi descluses. Les anticlinaux du faisceau sont constitués d'uncrêt occidental constitué de calcaires du Jurassique supérieur, d'un crêt oriental constitué de calcaires marneux du Jurassique moyen et d'une combe latérale de l'Argovien séparant les deux crêts^{[a 48]}.

Faisceau lédonien

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Vue depuisChâteau-Chalon, la Bresse est visible au fond.

Le faisceau lédonien est une zone de transition topographique, d'une largeur variant de 5 à 7 km, entre la plaine de la Bresse à l'ouest et le plateau lédonien à l'est, d'orientation nord-sud. Le relief peu élevé du faisceau est caractérisé par une série de collines allongées à l'armature calcaire, séparées par des dépressions marneuses. Cette structure est due à un chevauchement du Jura sur la Bresse qui a entraîné le plateau lédonien sur la plaine sur plusieurs kilomètres. À l'est du faisceau, se trouvent les corniches calcaires boisées du plateau (vers 550 m d'altitude) et ses reculées. À l'ouest, le relief plat et monotone de la Bresse (vers 210/240 m d'altitude). Le faisceau apparaît entre ces structures comme un domaine de collines allongées parallèlement à la bordure du plateau à des altitudes entre 300 et 400 m et qui dominent d'une centaine de mètres les dépressions qui les entourent. L'altitude du faisceau s'abaisse dans les plaines alluviales des rivières qui sortent des reculées en direction de la Bresse. Le faisceau est le domaine du vignoble jurassien avec une forte densité de population. Lors de la compression alpine, le bord externe du plateau a glissé sur le fossé bressan par l'intermédiaire d'une surface de décollement. Lors du chevauchement, la masse déplacée s'est fracturée en une multitude de compartiments séparés par des failles. Les collines sont constituées de calcaires du plateau qui ont mieux résisté à l'érosion que les marnes sous-jacentes qui forment les dépressions du faisceau^{[a 49]}.

Petite Montagne

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Article détaillé :Petite Montagne du Jura.

La Petite Montagne, vue du Molard de la Justice, Jura, France.

La Petite Montagne est en réalité un ensemble de trois faisceaux associés à deux étroites bandes de plateaux vallonnés. D'une orientation nord-sud, il est situé entre la plaine de la Bresse à l'ouest et le cours de la rivièreAin à l'est, au pied de la Haute-Chaîne. Les secteurs des faisceaux sont constitués d'ondulations topographiques d'une orientation nord-sud : les plis anticlinaux culminent à des altitudes comprises entre 600 et 800 m et les gouttières synclinales évoluent à des altitudes comprises entre 300 et 400 m. La couverture sédimentaire de la Petite Montagne a subi une forte contrainte horizontale venant de l'est, lors de la poussée des Alpes, qui a provoqué un décollement, puis un déplacement et une déformation de cette couverture qui diffère selon les zones. À l'est, la forte épaisseur des calcaires du Jurassique (plus de 800 m) du plateau de l'Ain (terminal du plateau de Champagnole) encore présente a transmis la poussée sans se transformer (tel le bassin molassique entre Alpes et Jura). Dans le nord du faisceau les terrains se sont plissés de manière irrégulière et dans le Revermont il y a un « bourrage » des roches en structures faillées très complexes. Les calcaires rigides du Jurassique moyen du faisceau se sont cassés par failles et se sont plissés, alors que les marnes situées dans la partie inférieure de la série stratigraphique se sont comportées comme une masse visqueuse, formant des dômes sous les anticlinaux et s'étirant sous les synclinaux. Ce sont les marnes qui se sont décollées du socle ancien, favorisant le déplacement des sédiments et le chevauchement sur la Bresse. Plus au sud (région d'Arinthod), les affleurements du Jurassique supérieur et du Crétacé sont mieux conservés dans les synclinaux. La série calcaire est plus épaisse qu'au nord et est moins déformée avec des failles moins nombreuses. Le Revermont apparaît sous la forme d'un anticlinal déversé sur la Bresse^{[a 50]}.

Les anticlinaux de la Petite Montagne sont organisés comme ceux du faisceau de Quingey (crêts à l'est et à l'ouest séparés par une combe axiale). La combe est formée dans les marnes du Lias, tandis que les crêts sont formés par des calcaires du Jurassique moyen plus résistants. Dans les synclinaux, se trouvent des marnes de l'Oxfordien qui retiennent des argiles d'altération^{[a 51]}.

Faisceau d'Ambérieu

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Le faisceau d'Ambérieu est constitué d'un relief montagneux plissé, partiellementkarstifié, qui est le prolongement méridional dumassif du Jura. La datation des rochescalcaires du Bugey se situe entre leJurassique pour lesanticlinaux et leCrétacé pour lessynclinaux. Les plissements sont bien visibles selon les affleurements et les falaises.

Faisceaux internes

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Faisceau salinois

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Faisceau de l'Heute

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Article détaillé :Côte de l'Heute.

Le faisceau de l'Heute est une structure faillée longue d'une quarantaine de kilomètres, large de quelques kilomètres, d'une orientation SO-NE, pour une altitude variant entre 650 et 780 m. Il constitue une rupture géologique et topographique entre le plateau lédonien (ouest) et le plateau de Champagnole (est). La structure du faisceau est très variée et on distingue trois zones : la zone nord (fossé d'effondrement marqué par une dépression), la zone centrale (fossé d'effondrement comprimé marqué par une dépression ou un relief) et la zone sud (structure déformée créant un fort relief). Le faisceau est situé entre le plateau lédonien et le plateau de Champagnole érodé (combe d'Ain). Le nom de « côte de l'Heute » s'applique à la zone sud et à une partie de la zone centrale, c'est de ce relief que le faisceau tire son nom. L'affleurement de l'épine dorsale du faisceau est l'affleurement de calcaires du Jurassique supérieur, tandis qu'en bordure, sur les plateaux, ce sont les calcaires du Jurassique moyen qui affleurent. En zone sud, le relief est créé par une ou deux failles chevauchantes. Le réseau de failles du faisceau est très complexe ; deux failles couplées forment l'épine dorsale du faisceau et définissent son orientation. Les failles transversales au faisceau ont permis son érosion et son abaissement local^{[a 53]}.

Faisceau de Syam

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Le faisceau deSyam sépare leplateau de Champagnole (ouest) duplateau de Levier-Nozeroy (est). Long d'une quinzaine de kilomètres, large d'environ 3 km, d'orientation N-S, il est caractérisé par un relief marqué d'une dépression située entre deux plateaux. Le faisceau disparaît dans la vallée des Nans, entre la forêt de la Fraisse et la forêt de la Joux. À l'origine, il s'agissait d'un anticlinal complexe formé par le bourrage de marnes salifères du Trias au niveau du faisceau ; cet anticlinal est aujourd'hui complètement érodé. Cette extrusion marneuse intervient sous la faille chevauchante du faisceau. Ce chevauchement a fait glisser la couverture calcaire du Jurassique supérieur vers l'ouest sur ce bombement marneux, donnant un dénivelé de 200 m entre le plateau de Nozeroy et le faisceau. L'érosion a ensuite entièrement dispersé les marnes du faisceau, faisant apparaître la dépression [a 54].

Pli-faille de Mamirolle

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L'accident ou pli-faille deMamirolle est une bande faillée montrant d'abord, entreAlaise etCléron au sud-ouest, les caractéristiques d'unfossé tectonique, puis d'une rampe sur laquelle le Jurassique moyen deL'Hôpital-du-Grosbois chevauche vers le nord-ouest le Jurassique supérieur de Mamirolle et finalement d'une zone de décrochements en échelon entre lesVerrières-du-Grosbois etBaume-les-Dames.

Le pli-faille sépare en deux leplateau d'Ornans : au nord-est le sous-plateau deSaône-Champlive et au sud-ouest le sous-plateau d'Ornans-Vercel-Sancey^[122].

Structures et paysages de la Haute-Chaîne

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Paysage de la Haute-Chaîne (vue duChasseron).

Plis

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Morphologie

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Zone plissée, la Haute Chaîne se caractérise par la présence deplis particuliers dits « coffrés », caractéristiques du plissement jurassien. Ils se caractérisent par des flancs quasi-verticaux et un sommet (dans le cas desanticlinaux) ou un fond (dans le cas dessynclinaux) sub-horizontal^{[d 2]}. Deux sortes de plis sont identifiées dans le massif : des plis à évaporites connexes situés dans le bassin molassique et dans les plateaux du Jura externe (faisceaux et plis-failles) et des plis liés à la poussée situés dans la Haute-Chaîne. Ces deux types de plis prouvent que les couches supérieures du Trias sont impliquées dans le développement des structures chevauchantes de la couverture sédimentaire et le contrôle de leur formation^{[b 6]}.

Anticlinaux

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Synclinaux

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Cluses

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Cluse de Moutier dans le canton de Berne en Suisse.

Les cluses sont des vallées très encaissées perpendiculaires aux plis qu'elles traversent. En général, les cluses découpent un anticlinal, tandis que d'autres plus complexes découpent plusieurs plis, telles les cluses du sud du massif (cluse de Nantua,cluse des Hôpitaux, etc.) L'origine des cluses est encore discutée, mais beaucoup de géologues s'accordent sur le fait qu'elles résultent d'un enfoncement sur place du cours d'eau déjà présent avant la formation du massif jurassien. Au fur et à mesure du plissement et du bombement des anticlinaux, les rivières ont progressivement entaillé les plis. Les cluses sont présentes dans l'ensemble du Jura plissé (Haute-Chaîne et faisceaux), soit isolées, soit en réseau de cluses alignées. Dans le dernier cas, elles jalonnent les failles d'orientation nord-sud qui recoupent les plis de manière oblique. Elles sont généralement parcourues par un cours d'eau, mais en sont parfois dépourvues, on parle alors de cluses sèches. Les cluses sont donc des passages privilégiés pour les axes de communication traversant le massif jurassien^{[a 55]}.

Combes

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Une combe est formée au sommet du bombement d'un anticlinal. À cet endroit, le plissement favorise l'érosion par l'étirement puis la fracturation des couches calcaires. Au départ, l'érosion créée un défoncement localisé des sols du sommet de l'anticlinal en formant des dépressions karstiques (par exemple des dolines) et le plissement entraîne l'étirement des couches et forme des fissures qui s'élargissent grâce à l'érosion due notamment à l'eau de pluie et au gel. En un second temps, ces dépressions s'élargissent et se rejoignent formant une dépression plus longue à relief chaotique, la combe s'affirme au sommet de l'anticlinal. À terme, elle est dominée de part et d'autre par des crêts en atteignant les couches marneuses de l'anticlinal. L'érosion par dissolution des roches est relayée par l'érosion physique (désagrégation, glissements, etc.) exercée sur les marnes, surtout pendant les temps glaciaires du quaternaire^{[a 56]}.

Accidents tectoniques

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Décrochements

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À une dizaine d'endroits dans le massif, entre les deux extrémités de la Haute-Chaîne, les plis sont découpés par de grandes failles qui ont provoqué des décrochements. Ces décrochements sont orientés NO-SE dans la partie méridionale du massif, NNO-SSE à N-S dans le Jura central et NNE-SSW dans le Jura oriental. Les principaux décrochements qui furent observés affectent la couverturemésozoïque, sans affecter le toit du socle aussi d'un côté que de l'autre de la faille. Actuellement, aucun élément valable ne permet d'étendre ces failles au socle^{[b 8]}.

L'un des décrochements les plus spectaculaires est le décrochement dePontarlier qui recoupe toute la Haute-Chaîne depuis le nord deLausanne jusqu'auplateau d'Ornans-Valdahon. Ce décrochement se traduit dans le paysage par une longue dépression linéaire due à l'érosion des terrains fracturés. Le décalage n'est pas le même selon les endroits, il atteint cependant une longueur de près de 9 km au sud de Pontarlier. Ce décrochement permet le drainage des eaux ; le cours du Doubs passe par le décrochement qui permet le captage des eaux de la rivière en profondeur vers la Loue, car la faille interrompt la continuité des marnes imperméables du Lias. Le face à face de plis anticlinaux et synclinaux oblige le Doubs à suivre le décrochement sur plusieurs kilomètres dans la zone de Pontarlier, avant de reprendre son cours vers le NE. Une nette dissymétrie est visible sur la carte géologique de la région et le nombre des plis diffère de part et d'autre de la faille, ce qui permet d'affirmer qu'elle est antérieure au plissement du Jura^{[a 57]}. Cette faille décrochante permet la formation de la falaise dumont d'Or, situé à 1,2 km plus à l'ouest. On peut donc estimer que le front vertical a reculé d'autant depuis 5 à 6 Ma, ce qui donne un retrait de 2 à 3 cm par siècle [a 58].

Chevauchements

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Ressources naturelles

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Asphalte

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Plusieurs gisements d'asphalte ont été identifiés dans le membre de lapierre jaune de Neuchâtel et les formations desgorges de l'Orbe et de Vallorbe (Crétacé inférieur) qui se comportent comme desroches réservoirs^[123].

Le plus important est celui découvert en 1711 par Eirini d'Eyrinis, savant grec, dans lesynclinal duVal-de-Travers (Jura plissé). Les imprégnations sont cependant connues depuis au moins 1626 où elles sont mentionnées comme « terre de poix » (Hartz-Erde)^[124]. Le gisement principal se concentre dans la partie supérieure des calcairesurgoniens (formation de Vallorbe) sur le flanc sud du synclinal^[125]. Il se répartit entre plusieurs niveaux imprégnés dont les horizons « Bon Blanc » et « Petite Couche » sont économiquement les plus intéressants. Leur extension vers le sud-est est cependant interrompue par le chevauchement principal de l'anticlinal du Soliat - Creux-du-Van qui met en contact les calcaireskimméridgiens de l'anticlinal avec lamolasse du synclinal du Val-de-Travers.

L'exploitation de l'asphalte débute à l'été 1713 après que la concession du site ait été accordée par le roiFrédéric I^er de Prusse en 1712 et dont dépendait alors laprincipauté de Neuchâtel^[125]. Elle s'effectue d'abord à ciel ouvert sur la rive gauche de l'Areuse vers Bois de Croix jusqu'en 1840, puis en rive droit à l'épuisement du gisement. L'exploitation de lamine de la Presta débute vers 1869 avec plus de 100 km de galeries percées. Elle produit plus de 53 000 t d'asphalte brut à son apogée en 1913 ce qui en faisait le plus important gisement d'asphalte d'Europe occidentale. Sa production décline avec le déclenchement de la Première Guerre mondiale et ne reprendra qu'après laSeconde Guerre mondiale. L'extraction cesse enoctobre 1986 et la mine de La Presta ferme administrativement le31 décembre 1987. Elle est depuis ouverte au public.

Niveaux imprégnés d'asphalte dans le Val-de-Travers^[125]
Âge	Lithologie	Termes miniers	Épaisseur moyenne	Imprégnation	Teneur
Aptien moyen	Marnes et calcaires marneux	Marnes	nd	nd	nd
Hauterivien - Barrémien	Calcaire asphaltifère	Petit Banc ou Petite couche	0,6 - 0,8 m	régulière	4 - 5 %
	Calcaire crayeux "Banc à Caprotines"	Crappe ou toit	1,5 - 2,5 m	irrégulière ou stérile	0 - 3 %
	Calcaire gréseux asphaltifère	Faux toit	0,5 m	régulière	5 - 7 %
	Calcaire asphaltifère	Bon Banc	4 - 5 m	régulière	8 - 12 %
	Calcaire gréseux asphaltifère	Crappe du bas	0,3 m	régulière	5 - 7 %
	Calcaire oolithique et spathique	Rocher	nd	nd	nd

D'autres gisements, de moindres ampleurs, ont aussi été exploités le long de la rive ouest dulac de Neuchâtel àSaint-Aubin et Sauges^[124]. Le gisement de Saint-Aubin concernait trois bancs imprégnés qui furent exploités durant une dizaine d'années auXIX^e siècle pour la fabrication de tuyaux en carton bitumé et de mastic d'asphalte. L'urgonien imprégné prend une teinte grise qui est exploité à la carrière Gigy à Bevaix commepierre de taille. Des imprégnations ont aussi été rapportées entreAuvernier etSerrières. Plus au sud, des gisements ont été identifiés dans un secteur réparti entre l'extrémité sud du Jura (Chézery), les rives duRhône au nord deSeyssel (Pyrimont etChallonges) et lesgorges du Fier (Lovagny etChavanod)^[124].

Outre les calcaires urgoniens, de l'asphalte a aussi été retrouvé dans la molasse rouge (molasse d'eau douce inférieure) des environs deGenève (Dardagny) et au sud dulac de Neuchâtel (Chavornay etOrbe).

Fer

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En raison de leur richesse en fer, les grès sidérolithiques ont fait l'objet de nombreuses exploitations. AuSalève, les grès furent localement exploités entre leV^e et le XIII^e siècle aux rochers de Faverges pour la production de fer et d'acier^[126]. Plus tard, auxXIX^e et XX^e siècles, des mines ont été creusées dans le bassin de Delémont^[121] mais sans obtenir un rendement suffisant. Des paléocavités ont aussi été exploitées sur leplateau du Grand-Ratz^[127].

Notes et références

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Notes

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↑Le système alpin inclut l'ensemble des unités géologiques impliquées dans l'orogenèse alpine. Elles se caractérisent notamment par un décollement des couvertures sédimentaires et pour les unités internes par un métamorphisme d'âgeCrétacé àPaléogène.
↑En géologie, lesPréalpes incluent uniquement les reliefs composés de couvertures sédimentaires appartenant aux unités structurales penniques (équivalent des domaines paléogéographiques valaisan, briançonnais et piémontais) tandis que les reliefs constitués par les couvertures sédimentaires delphino-helvétiques sont rassemblés dans les massifs subalpins.
↑Le bassin d'avant pays nord alpin correspond en réalité à un bassin de typepiggy-back, c'est-à-dire transporté passivement sur les couvertures sédimentaires jurassiennes.
↑Jules Thurmann est mort le 25 juillet 1855.
↑D'après l'auteur, la surcharge sédimentaire jurassique et crétacé du Jura aurait dû former des plis puissants en arêtes morphologiquement comparables à ceux des Alpes.
↑La plupart des lieux correspondant à l'un ou l'autre de ces deux types structuraux analysés par Glaugeaud sont aujourd'hui incorporés dans la famille structurale des faisceaux.
↑Bien que cette hypothèse était auparavant évoquée, l'absence de données de forage ou construction de tunnel dans la Haute-Chaîne ne permettait pas de la confirmer, ni de la contraindre dans les coupes géologiques.
↑La formation des Couches du Chailley est décrite dans le lexique stratigraphique suisse comme le membre de Chailley appartenant à la formation de Twannbach.
↑Elle fut autrefois subdivisée en 2 parties (les formations de la Chambotte inférieure et celle de la Chambotte supérieure) séparées par le membre du Guiers et les marnes d'Arzier. Les marnes d'Arzier et la formation de la Chambotte supérieure sont depuis incluses dans la formation du Vuache^[56].
↑Outre les calcaires roux (auquel est rattachée l'ancienne formation de la Chambotte supérieure) et les marnes d'Arzier, la formation du Vuache comprend aussi les calcaires àAlectryonia rectangularis.
↑La formation de Vallorbe est devenue dans le cadre de la révision stratigraphique le membre de Vallorbe au sein de la formation du rocher des Hirondelles.
↑Biozone située entre 4,1 et 3,2 Ma et équivalent à l'unité faunistique du Ruscinien. Elle correspond au Zancléen et auPlaisancien inférieur.

Références

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Bibliographie

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Voir aussi

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Articles connexes

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Liens externes

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Claire König, « Jura en route pour la randonnée », surfutura-sciences.com,28 novembre 2007.

Film documentaire deJean-Philippe Macchioni pour leParc naturel régional du Haut-Jura, « Jura, le temps d'une montagne », surgeologie.parc-haut-jura.fr

v ·m Géologie du massif du Jura
Histoire géologique	Glaciation de Riss Glaciation de Würm
Géologues célèbres	Jules Thurmann
Plateaux	Plateau de Champagnole Plateau de Chamoise Plateau du Grand-Ratz Plateau de Levier Plateau de Lons-le-Saunier Plateau d'Ornans
Reculées	Reculée d'Arbois Reculée de Balerne Reculée de Baume-les-Messieurs Reculée de Chalain Cirque de Consolation Reculée du Dessoubre Reculée du Hérisson Reculée de La Frasnée Reculée du Lison Reculée de la Loue Reculée de Norvaux Reculée de Poligny Reculée de Revigny Reculée de Salins-les-Bains Ravin de Valbois Reculée de Vernantois Reculée de vers Cul
Gisements	Bassin salifère Bassin houiller stéphanien Bassin houiller keupérien Lignite du Purbeckien
Massif Relief

v ·m Géologie des Alpes
Plaques tectoniques	Plaque eurasiatique Plaque ibérique etmicrocontinent briançonnais Plaque africaine etmicroplaque apulienne
Domaines paléogéographiques	Jura Dauphinois - Helvétique Domaine structural Pennique Valaisan Briançonnais Piemontais Austro-alpin Sud Alpin
Océans	Téthys alpine Océan Valaisan Océan Piemontais
Couvertures sédimentaires	Jura Bassin d'avant-pays nord alpin Bassin d'avant-pays sud alpin Nappes helvétiques Nappes ultrahelvétiques Nappe du Niesen Flysch rhénodanubien Complexe Voirons-Wägital Nappe des Préalpes médianes Nappe de la Brèche Nappes supérieures des Préalpes
Socles (et téguments sédimentaires)	Massif externes Zone de Sion-Courmayeur Zone Houillère Nappe du Grand Saint-Bernard Massifs internes Nappes de Tsaté et de Zermatt-Saas Fee Nappe de la Dent Blanche Zone de Sesia-Lanzo Zone du Canavese Nappes austroalpines
Structures géologiques	Front pennique Ligne insubrienne Faille du Simplon Dôme lépontine Fenêtre des Tauern Fenêtre d'Engadine Zone d'Ivrée
Concepts	Géosynclinal Nappe de charriage Flysch Wildflysch Molasse Bassin d'avant-pays
Géologues majeurs	Émile Argand Héli Badoux Léon Bertrand Henri Douxami Élie Gagnebin Émile Haug Albert Heim Maurice Lugeon Gabriel de Mortillet Eugène Renevier Charles Sarasin Horace Bénédict de Saussure Hans Schardt Michel Septfontaine Bernhard Studer

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Historique de l'étude géologique du massif jurassien

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L'étude par Jules Thurmann

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Le tournant du milieu duXXe siècle

Prospections sismiques

Subdivisions structurales

Jura externe

Plateaux

Faisceaux

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Série stratigraphique

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Trias moyen

Trias supérieur

Jurassique

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Jurassique moyen (Dogger)

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Crétacé

Crétacé inférieur

Crétacé supérieur

Paléogène et Néogène

Éocène

Oligocène - Miocène

Pliocène

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Terrains glaciaires

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De la chaîne hercynienne à la mer épicontinentale

La chaîne hercynienne

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De la plate-forme à la rampe au Crétacé

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Les reculées du plateau de Champagnole

Faisceaux

Faisceaux externes

Avant-Monts

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Faisceaux du bord occidental

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Faisceau lédonien

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