Géologie du massif du Jura

Géologie du massif du Jura
Carte des unités structurales du Jura
Généralités
Type	Chaîne de décollement plissée
Pays	France et Suisse
Longueur	340 km
Largeur	65 km
Origine	Décollement basal de la couche évaporitique du Trias du fait de la poussée alpine
Formation	35 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 et synclinaux
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, Grotte, Gouffre, Lapiaz
Glaciaire	Bloc erratique, Butte-témoin, Lac glaciaire, Moraine

Le massif du Jura a été formé à partir du Priabonien, il y a près de 35 millions d'années, par la compression exercée par les Alpes vers l'ouest. Le Jura est un massif plissé, dont les roches se sont formées principalement au cours du Mésozoïque, entre 250 et 65 Ma. La forte érosion provoquée par la dissolution des calcaires a mis au jour les affleurements de cette période, expliquant l'absence de roches élaborées au cours du Tertiaire et Quaternaire que l'on trouve principalement dans les bassins bordant le massif. La géologie du massif jurassien est complexe, en raison des nombreuses strates qui le composent. Elle fut longuement étudiée entre le XVIII^e et le XIX^e siècle et devint rapidement un modèle d'étude pour tous les reliefs et géologies y ressemblant. Les terrains du Jura sont constitués à 95 % de deux types de roches : les calcaires et les marnes.

La structure profonde du Jura est connue grâce aux différents forages et données sismiques utilisés pour la recherche de pétrole et de charbon dans le massif et le bassin molassique durant la seconde moitié du XX^e siècle. Les résultats de ces recherches furent transmis par les sociétés pétrolières à la demande des géologues suisses dans les années 1990. Ils ont permis d'apporter la réponse à de nombreuses questions sur le plissement du Jura et la géométrie de la couche sédimentaire et du socle ancien du massif et du bassin molassique.

Cadre géographique et géologique

Vue satellite du massif du Jura

Le massif du Jura est situé principalement sur le long de la frontière franco-suisse, formant un arc d'orientation variant d'un axe ouest-est (partie nord) à un axe nord-sud (partie sud), lui donnant une forme de croissant suivant le front alpin. Le massif au sens strict s'étend du sommet du Lägern en Suisse (canton de Zurich), à l'anticlinal plateau du Grand-Ratz/Dent de Moirans, dans le département de l'Isère, en France ; là, il fusionne avec ce front au niveau de la cluse de l'Isère, au nord du massif du Vercors, pour laisser place au massif alpin seul. Sa longueur est de plus de 340 km pour l'arc interne et de plus de 400 km pour l'arc externe, tandis que sa largeur varie entre 0 et 65 km (maximum entre Besançon et Neuchâtel).

Le massif jurassien est bordé par trois unités géologiques. Tout d'abord des plateaux faillés qui prolongent localement les unités externes du Jura, mais qui ne participent pas à la courbure de la chaîne ; cette prolongation s'opère par celle du réseau de failles. On trouve parmi ces plateaux, ceux de la Haute-Saône et le Jura souabe. Lors de sa formation, le Jura semble avoir buté contre des massifs cristallins : le massif des Vosges, la Forêt-Noire et le massif de la Serre. La dernière unité géologique marginale correspond aux dépressions tertiaires ; à l'est, le massif jurassien est séparé des Alpes par le plateau suisse, vaste bassin molassique formé lors de la dernière intrusion marine oligo-miocène, à l'avant de l’orogenèse alpine. Au nord, il est bordé par le graben du Rhin et à l'ouest par le graben de la Bresse, vestiges du rift ouest-européen oligocène. À la bordure de son extrémité sud, le massif entre en contact direct avec les massifs préalpins de la Chartreuse et du Vercors.

Historique de l'étude géologique du massif jurassien

Premières études

Les premières études géologiques du massif du Jura débutèrent au cours des XVIII^e et XIX^e siècles. C'est cependant au début du XIX^e siècle que la géologie des montagnes jurassiennes intéresse réellement les géologues structuralistes et les paléontologues. Mais, comme l'explique Jules Thurmann dans l'introduction de son Essai sur les soulèvemens jurassiques du Porrentruy (1832), ces travaux n'introduisirent que de vagues notions qui n'expliquèrent pas encore la géologie du massif. Durant la période incluant le XVIII^e 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.

L'étude par Jules Thurmann

La première grande étude de la géologie du massif du Jura fut effectuée par le géologue suisse Jules Thurmann, considéré comme étant le père de la géologie jurassienne, durant le deuxième quart du XIX^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 et Nouveaux principes d'orographie jurassique publié à titre posthume en 1857. 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.

Les premières explications tectoniques

À la suite de Thurmann, de nombreux géologues tentent d'expliquer la tectonique jurassienne. Le massif est notamment l'objet des premières études de Marcel Alexandre Bertrand durant les années 1880 où il dresse les cartes géologiques des régions de Besançon, de Lons-le-Saunier et de Pontarlier. Le géologue français conclut ses études en affirmant que le Jura est la région de référence des plis droits et réguliers. Suite aux études de Bertrand, le modèle tectonique de référence du Jura entre la fin du XIX^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.

Au début du XX^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 du Cénozoïque. Il explique la régularité et la forme arrondie des plis 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.

Le tournant du milieu du XX^e siècle

Le modèle d'une chaîne de plis simples et droits est cependant remis en cause par les études effectuées durant le second quart du XX^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, de Clerval, le Revermont…). Les plis de la haute chaîne jurassienne sont quant à eux de type « coffrés », point sur lequel les géologues suisses insistaient depuis plusieurs années.

Durant les années 1930 et 1940, le suisse Maurice Lugeon émet de nouvelles hypothèses à propos de la formation du massif. En raison du fait que les plis frontaux suisses alpins ne sont dus qu'à un simple glissement par gravité, il réfute l'existence d'une « masse poussante » alpine et tente d'expliquer la formation du Jura en retranscrivant le principe de formation des Préalpes suisses au Jura. Le géologue suisse caractérise le Jura comme une gigantesque nappe de glissement plissée ; en effet, la présence de cisaillements (en) dans les couches du Trias jurassiennes, dont la base repose sur le socle hercynien, relevée par les forages rappelle la structure des nappes helvétiques alpines. Selon l'hypothèse de Lugeon, le Jura est situé sur une contre-pente de la pénéplaine hercynienne sur laquelle il aurait glissé au niveau des couches triasiques plastiques. Cependant, les conséquences d'un tel mouvement étant paradoxales, 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 secondaires auraient été plissées au nord-ouest du bassin molassique suisse, là où la molasse 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 secondaires vers le nord-ouest, provoquant un décollement basal au niveau des couches du Trias.

Dans les années 1940, le doyen de la Faculté des Sciences de Besançon, Louis Glangeaud, appuie son analyse de la structure jurassienne sur les failles. Il introduit notamment les nouvelles notions de « faille-plis » et de « pincées », 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'âge oligocène et sont donc antérieurs au plissement jurassien principal qui est daté du Miocène. 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 de Haute-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 au Pliocène 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.

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 du Trias de la couverture sédimentaire, excluant un plissement du socle paléozoïque ;
• les roches du socle paléozoïque ont été plissées par la compression venue des Alpes.

Unités géologiques

Jura externe

Le Jura externe correspond aux zones de plateaux, séparés entre eux par des zones plissées et faillées nommées les faisceaux.

Plateaux

Les plateaux constituent une structure globalement horizontale, avec des ondulations locales qui ne dépassent pas les 100 m. Ces plateaux sont incisés par des reculées. Les plateaux jurassiens sont des reliefs peu contrastés à paysages monotones. La disposition de la couche sédimentaire est quasi tabulaire, entraînant une érosion dorsale. La structure géologique des plateaux n'est pas horizontale et présente des déformations sous forme d'ondulations ou de failles. On distingue deux unités de plateaux, la première une altitude moyenne de 500 à 550 mètres et la seconde à une altitude moyenne de 650 à 750 mètres. Dans la première unité, on trouve le plateau de Lons-le-Saunier et le plateau de Saône/Bouclans. Dans la seconde, on trouve le plateau de Champagnole, le plateau de Levier/Nozeroy, le plateau d'Ornans et le plateau d'Amancey. Les plateaux sont incisés à certains endroits par des reculées creusées dans le calcaire par les rivières.

Une zone nommée le Jura tabulaire, correspondant aux plateaux marginaux à terrains jurassiques situés entre les Vosges et la Forêt-Noire au nord et le nord du massif jurassien au sud (régions de Porrentruy, Belfort…), est parfois associée au massif au sens strict. Elle représente la transition entre le système de grabens Bresse/Rhin et le bassin parisien. Les couches géologiques présentent une stratification sub-horizontale et sont découpées par un complexe de failles d'orientation nord-sud ou nord-est/sud-ouest formées durant l'Oligocène. Le plateau haut-saônois à l'ouest et le plateau de l'Isle-Crémieu, situé à la bordure occidentale du faisceau d'Ambérieu, peuvent être considérés comme faisant partie du Jura tabulaire.

Faisceaux

Le terme « faisceau » est un terme utilisé dans le Jura pour désigner des zones caractérisées par leur forme étroite et allongée (longueur pouvant aller jusqu'à 100 km pour une largeur maximale de 10 km). Les terrains de ces zones présentent une déformation très importante qui se caractérise par des plissements, des failles et des écailles. Ils séparent les plateaux entre eux et s'allongent le long de la bordure occidentale du massif. Ils correspondent à des zones qui ont été déformées lors de la compression alpine, contrairement aux plateaux environnants. La plupart d'entre eux présentent des failles chevauchantes à leur limite externe, ouest ou nord-ouest selon l'orientation du faisceau. Ils sont marqués dans le paysage par des reliefs élevés qui contrastent avec les plateaux. Trois groupes de faisceaux sont distingués : les faisceaux du rebord occidental (5 faisceaux) qui se relaient pour former une chaîne continue, les faisceaux internes (3 faisceaux) qui séparent les plateaux entre eux et le faisceau des Avant-Monts externe à la chaîne situé au nord-ouest du faisceau bisontin. Le relief d'un faisceau est un relief contrasté engendré par une érosion différentielle qui fut provoquée par l'hétérogénéité des terrains, le redressement des couches, la présence de failles, etc. L'action de l'érosion a donc été différente selon la roche (modérée dans les calcaires, forte dans les marnes) et a créé des reliefs contrastés.

Jura interne ou Haute-Chaîne

Le Jura interne, appelé aussi « Haute-Chaîne » ou « Faisceau helvétique », est l'épine dorsale du massif, elle est constituée d'importants dénivelés causés par sa structure plissée. Les structures amincies de la Haute-Chaîne se prolongent jusqu'au massif de la Chartreuse et au sud du Jura souabe. Les faisceaux sont des structures plissées chevauchantes abondamment présentes à l'ouest du massif. Certains d'entre eux coupent les plateaux dans un sens oblique par rapport à celui de la chaîne. On trouve enfin deux petites structures faillées situées sur le rebord externe N-E de la chaîne. Ce sont les Avants-Monts situés entre le faisceau de Besançon et Dole et le Jura alsacien dans le département du Haut-Rhin entre le nord de la Haute-Chaîne et le fossé du Rhin.

Série stratigraphique

La série stratigraphique des terrains du massif du Jura présente une épaisseur totale de 2 km et s'étend de la fin du Dévonien (- 375 Ma) à nos jours.

Socle paléozoïque

Le socle jurassien rassemble d'un point de vue stratigraphique l'ensemble des roches impliqués dans les précédentes orogènes et donc d'âge Protérozoïque à Paléozoïque. En raison d'une faible déformation du socle, ces roches n'affleurent pas dans le massif jurassien mais constituent plusieurs massifs adjacents tels que le massif de la Serre, les Vosges, la Forêt-Noire et dans une certaine mesure les massifs cristallins externes bien qu'appartenant au domaine helvétique. Quatre grands groupes de lithologie peuvent être identifiés dans le socle :

• des roches polymétamorphiques, aussi décrites comme altkristallin. Ces roches très anciennes, elles remontent jusqu'au Protérozoïque, ont subit plusieurs phases de métamorphismes et de déformations correspondant à autant de cycles orogéniques. Les protolithes incluent autant des roches sédimentaires que des roches magmatiques ;
• des roches métamorphisées durant l'orogenèse varisque. Ces roches se sont formées durant le précédent cycle orogénique et n'ont été affectées que par une seule phase de métamorphisme et de déformation ;
• des roches magmatiques intrusives permiennes et non métamorphisées ;
• des roches sédimentaires permo-carbonifères déposées dans des bassins houillers, des grabens développés lors de la phase de relaxation tardi-orogénique. Ces sédiments d'origine fluviatile et résultant de l'érosion de la chaîne hercynienne, sont très riches en matière organique et en débris de végétaux.

Carrière d'eurite dans le massif de la Serre.

Le seul affleurement de terrains paléozoïques présent dans le système jurassien est celui du massif de la Serre, situé au nord du département du Jura. Lors de la formation du Jura, la compression exercée par les Alpes a obligé le socle à se soulever par endroits et à percer la couche sédimentaire, tel un gigantesque poinçon, au niveau du massif de la Serre. Le massif est situé entre un axe profond et un accident profond qui relient le sud des Vosges au Charollais. Le massif est constitué de roches paléozoïques (granite, eurite, etc.) et de roches mésozoïques, séparées par une faille.

Étendue des gisements houillers dans l'Est français, dont trois bordent le massif du Jura.

Jurassien-stéphanien	Sous-vosgien-stéphanien
Saônois-keupérien	Vosgiens-keupérien
Vallée de Villé	Purbeckien du Haut-Doubs
Moselle (grand bassin voisin)

Au Stéphanien, des dépôts de matière organique ont formé deux bassins houillers côté français : le bassin houiller du Jura, inexploité autour de Lons-le-Saunier, et le bassin houiller stéphanien sous-vosgien, partiellement exploité entre le XVIII^e siècle et le XX^e siècle, situé au nord, entre les deux massifs montagneux des Vosges et du Jura. Il englobe l'Est de la Haute-Saône, le Territoire de Belfort et le Sud du Haut-Rhin.

Le Saxonien (Permien moyen) est composé de siltstones, de grès rouges et de conglomérats qui furent formés lors de l'érosion de la chaîne hercynienne. Il fut reconnu lors de différentes opérations de forages à travers les départements du Jura et du Doubs et lors d'opérations de prospection entre 1970 et 1988. Sa profondeur varie selon les endroits, de 200 m sous le plateau de Lons-le-Saunier à 2 000 m sous la Haute-Chaîne. Sa topographie, caractérisée par une succession de grabens et de horsts, est due au système extensif qui s'était mis en place durant l'Oligocène et qui fut interrompu par la compression alpine, laissant pour vestiges les grabens du Rhin et de la Bresse.

Trias

En raison de leur nature peu compétente, les couches triasiques 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. La stratigraphie du Trias jurassien dérive en grande partie du Trias germanique mais se distingue de son équivalent allemand qui est généralement plus épais et subdivisé en une vingtaine de formations. Initialement subdivisée classiquement selon la trilogie Buntsandstein, Muschelkalk et Keuper, elle a fait l'objet d'une refonte complète pour la partie suisse.

Le Buntsandstein est représenté par la formation de Dinkelberg (Olenekien tardif à Anisien précoce). Elle est constituée de grès bigarrés (gris, vert et rouge) d'origine fluviatile à marine peu profonde comme le démontrent les stratifications entrecroisées (en). Ils alternent avec des intervalles argilo-marneux rougeâtre. Des conglomérats intraformationnelles sont aussi rapportés localement tout comme des horizons 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. Elle marque l'apparition d'une sédimentation marine incluant dolomie, calcaire à entroques et marnes souvent riches en fossiles d'ammonites, nautiles, bivalves, gastéropodes, brachiopodes et échinodermes. Certains niveaux incorporent aussi des sulfures comme la galène, chalcopyrite et sphalérite. 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, équivalent du Muschelkalk moyen, se caractérise par des bancs d'anhydrite et de gypse alternant avec des bancs de marne et de dolomie contenant fréquemment de la magnésite. La partie supérieure du Muschelkalk correspond à la formation de Schinznach qui constitue la transition entre l'Anisien et le Ladinien. 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.

Le Keuper est subdivisé en deux formations. La formation de Bänkerjoch s'est déposée entre le Ladinien et le Carnien. 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 le bassin salifère de Franche-Comté en Haute-Saône, dans le département 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 s'étend entre le Carnien et le Rhétien 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. Un gisement houiller en Haute-Saône a aussi été exploité dans le Keuper.

Jurassique

Le Jurassique 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 de calcaires. 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 cépage Savagnin.

Le Jurassique moyen (Dogger) est présent sur les plateaux occidentaux de la chaîne : plateaux de la Haute-Saône, plateaux entre Doubs et Ognon, plateaux de Baume-les-Dames et de Vercel, plateaux d'Amancey et d'Ornans et plateau de Lons-le-Saunier. Quelques affleurements sont visibles dans la Petite 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, du marno-calcaire, et un peu de minerai de fer. La strate a une épaisseur de 250 m environ sur quatre étages : Callovien, Bathonien, Bajocien et Aalénien. Les roches sont très visibles sur les falaises des reculées des plateaux externes du Jura.

Le Jurassique 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 à Saint-Claude. Les roches sont presque entièrement du calcaire parfois dolomitique, parfois marneux, parfois compact. Elles sont réparties sur trois étages : Oxfordien, Kimméridgien et Tithonien. C'est dans cette strate que furent découvertes les traces de dinosaures à Coisia et à Loulle. Au Purbeckien, de petits amas de lignite se sont formés dans le Haut-Doubs et la Bresse.

Crétacé

Les terrains du Crétacé, à dominante calcaire, sont préférentiellement préservés dans les synclinaux de la Haute-Chaîne, le Salève et le Vuache où ils peuvent atteindre jusqu'à 200 m d'épaisseur. La majeure partie de la série du Crétacé inférieur (Berriasien-Barrémien) est relativement bien préservé à travers le domaine jurassien. En revanche, les séries de l'Aptien au Turonien affleurent de manière plus restreinte, tandis que la majeure partie du Crétacé supérieur (Coniacien-Maastrichtien) est manquante.

La série débute au Berriasien par les alternances calcaires-marnes de la formation de Goldberg qui correspond à des cycles d'émersion successifs, contrôlés par les paramètres de Milanković. Les dépôts oscillent ainsi depuis des dépôts lacustres, de plage, d'estran, de vasière, lagunaire et enfin de banc de sable bioclastique et oolitique. Localement des fentes de dessiccations, des traces de racines, des calcrêtes et des galets noirs marquent des phases d'émersion.

La série est recouverte par une grande surface transgressive qui marque le début de la formation de Pierre-Châtel. Elle consiste en une accumulation de bancs d'épaisseur métrique de calcaire biolcastique et oolitique de type grainstone et packstone, de couleur jaune à rougeâtre, qui évolue ensuite vers des calcaires de type packstone et wackestone de même teinte et correspondant à des dépôts de lagon. La présence de charophyte indique la présence de quelques épisodes lacustres notamment dans la partie inférieure de la formation. La présence de sols karstifiés et de surfaces durcies au sommet de la formation indiquent une phase d'émersion et de condensation. Des brèches issues de l'éffondrement de certaines poches de dissolution ont aussi été identifiées tout comme des empreintes de dinosaure.

Au-dessus, la formation de Vions 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 de Bienne. Elle comporte une succession de bancs d'épaisseur décimétrique dont les lithologies varient depuis des argilites, grès aux calcaires oolitiques et bioclastiques. La couleur noire liée à la présence de matériel détritique (quartz, oxyde et hydroxyde de fer et matière organique), les bioturbations de type Thalassinoides apparentés à des terriers de crevettes, les traces de racines et les niveaux charbonneux démontrent des conditions peu profondes à lacustres (charophytes et ostracodes).

La formation de la Chambotte consiste en des bancs calcaires massifs dont la partie supérieure est absente au nord de Seyssel et dans le Jura suisse. Le contenu riche en oolites et bioclastes décrit un milieu de dépôt peu profond de haute énergie le long de barres de sable ou de lagons. La moitié inférieure présente localement des remplissages de karst, une malacofaune et des dents de crocodiles nains suggérant des périodes d'émersion suite à des chutes brutales du niveau marin.

La formation du Vuache, autrefois appelée calcaire roux, définit le Valanginien. Il se caractérise par des bancs décimétriques de calcaire rougeâtre présentant de nombreuses stratifications entrecroisées (en) et des stratifications de type hummocky (en) lié à des épisodes de tempête. Ces calcaires bioclastiques et oolitique de type packstones à grainstones contiennent de nombreux débris d'échinodermes et de bryozoaires et parfois un peu de glauconie ou de silex. Ils constituaient des dunes oolitiques sous-marines. Un niveau de conglomérat à galets aplatis de 3 mètres d'épaisseur décrit un dépôt cimenté suite à une émersion puis démantelé lors d'une transgression marine. Le sommet de la formation présente dans le sud du Jura des niveaux condensés riches en bivalves (huîtres), brachiopodes, crinoïdes, serpules et éponges. Ils se sont déposés dans un environnement de mer ouverte.

La formation du Grand Essert marque l'entrée dans l'Hauterivien. Elle comprend les faciès des marnes d'Hauterive et de la pierre jaune de Neuchâtel désormais décrits comme des membres stratigraphiques. Les alternances de calcaires marneux fossilifère 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.

La formation des Gorges de l’Orbe correspond à la partie inférieure de l'urgonien du Jura, autrefois décrit comme l'Urgonien jaune, Urgonien inférieur ou Russillien. Elle consiste en une alternance de bancs métriques de calcaires argileux jaunâtre alternant avec des intervalles marneux centimétriques. Les bancs calcaires présentent une grande diversité des stratifications planaires et entre-croisées. 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, algues dasycladales. 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.

La formation de Vallorbe reprend la partie supérieure de l'urgonien, autrefois décrit comme l'Urgonien supérieur ou Urgonien blanc. Il marque le toit de l'Hauterivien et s'étend à travers tout le Barrémien. Il s'agit d'une accumulation de calcaire métriques blancs à légèrement jaunâtres et séparés par des joints stylolithiques. On peut parfois observer des stratifications entrecroisées liés à des périodes de marées ou de tempêtes ainsi que localement des brèches suite à des phases d'émersions dans des environnements intertidales ou supratidales. Ce sont des calcaires grainstones, packstones voire wackestones riches en rudistes et accompagnés d'autres formes de bivalves, de foraminifères, d'échinodermes et d'algues dasycladales. Ils décrivent un environnement de plate-formes internes peu profondes.

La formation de la Perte du Rhône s'étend de l'Aptien au Cénomanien. Elle est subdivisée en trois membres. La partie inférieure (membre de Fulie) à dominante marneuse, riche en gastéropodes 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 de nautiles. 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.

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

Paléogène et Néogène

Le hiatus sédimentaire, apparu au Crétacé tardif, se poursuit durant la majeure partie du Paléogène jusqu'aux grès sidérolithiques de l'Éocène tardif. Ces grès recouvrent les calcaires urgoniens mais remplissent aussi des poches de dissolution ou les dolines creusés jusque dans le Jurassique supérieur. Il s'agit de grès très quartzeux (quartzite) parfois associés à grès fins argileux et des argiles silteuses. Ces dernières, autrefois dénommées bolus par les anciens auteurs, présentent une couleur ocre, rougeâtre ou violacées lorsqu'elles contiennent des concrétions ou pisolithes d'hydroxyde de fer (bohnerz) et sont décrites comme des latérites, voire prennent une teinte gris verdâtre ou bleutée en présence de pyrite notamment. On trouve aussi sur la bordure occidentale du Jura, et jusque dans la Bresse, des argiles à silex. Les grès contiennent en très faible proportion (moins de 0.01 %) des tourmalines, staurolites et zircons. 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. 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 la glauconie, préférentiellement à la base de la série, qui leur confère une teinte verdâtre. La série des grès sidérolithiques peu atteindre localement jusqu'à 100 mètres d'épaisseur dans les cantons de Soleure et de Berne mais elle présente une extension latérale limitée en raison notamment de leur faible cimentation, favorisant le dépôt des molasses oligocène sur le calcaire urgonien. Ils présentent néanmoins une épaisseur croissante depuis le Jura jusqu'au Salève selon un axe NO - SE, associé à une augmentation de la proportion en grès au détriment des intervalles argileux. Leur extension dépasse cependant le domaine du Jura et se rencontre aussi dans le domaine helvétique. Par analogie avec leur équivalent de l'Helvétique, les grès sidérolithiques sont contraints entre le Lutétien et le Bartonien d'après les datations de micromammifères et de mollusques.

En raison de leur richesse en fer, les grès sidérolithiques ont fait l'objet de nombreuses exploitations. Au Salève, les grès furent localement exploités entre le V^e siècle et XIII^e siècle aux rochers de Faverges pour la production de fer et d'acier. Plus tard, au XIX^e siècle et XX^e siècle, des mines ont été creusées dans le bassin de Delémont mais sans obtenir un rendement suffisant.

La molasse atteint le domaine du Jura à l'Aquitanien avec le dépôt de la molasse d'eau douce inférieure puis celui de la molasse marine supérieure au Burdigalien. L'Oligocène est notamment bien préservé dans le bassin de Delémont, constitué de calcaires marins, de dépôts fluviatiles et lacustres.

Quaternaire

Terrains glaciaires

Durant la période du quaternaire, des formations glaciaires se sont mises en place dans la région lors des grandes glaciations. Les dépôts des glaciers du quaternaire, comme les moraines, ont recouvert les matériaux du substrat plus ancien, car le massif du Jura était déjà formé à cette époque. Ces formations sont présentes sur deux fronts principaux : le front externe datant de la glaciation de Riss qui avance jusqu'aux reculées du premier plateau puis se dirige vers le plateau d'Amancey et le front interne datant de la dernière glaciation qui recouvre la Petite Montagne, puis longe la combe d'Ain, avant de remonter vers Frasne et Morteau. On distingue trois types de dépôts : les moraines, les alluvions fluvio-glaciaires et les alluvions glacio-lacustres. Ces dépôts sont très visibles dans la combe d'Ain et au débouché des reculées du Revermont.

Tourbières

Tourbière dans les Vosges.

Une tourbière est une zone humide caractérisée par l'accumulation progressive de la tourbe, 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 des sphaignes, des mousses capables de se développer en milieu acide. Les tourbes et les dépôts lacustres sont des éléments très conservateurs, qui ont permis la conservation de nombreux vestiges au bord des lacs de Clairvaux et de Chalain 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.

Alluvions

Les alluvions 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.

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.

Éboulis

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.

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.

Histoire géologique du Jura

De la chaîne hercynienne à l'émersion du Jura

La chaîne hercynienne

L'ensemble des terrains attribués stratigraphiquement au socle du Jura sont hérités de l’orogenèse varisque qui s'est déroulée entre le Dévonien et le Permien. Elle résulte de la fermeture de l'océan Rhéique par la convergence des plaques du Gondwana et du microcontinent d'Avalonia. La chaîne 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). Le massif de la Serre, près de Dole, tout comme le massif des Vosges ou la Forêt-Noire sont également les témoins de la chaîne hercynienne à proximité immédiate du Jura. Outre des roches métamorphiques relatives à l'orogène, le futur socle du Jura incorpore aussi des roches polymétamorphiques d'âge Protérozoïque, des roches volcaniques non métamorphisées liées à des phases magmatiques tardi-orogéniques (Permien) ainsi que des roches sédimentaires notamment déposées dans des bassins 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.

Le futur domaine paléogéographique du Jura, à l'instar du reste du système alpin, se situe alors entre la chaîne hercynienne au nord et la marge passive gondwanienne de la Paléothétys au sud-est. Au tout début du Trias, la fermeture de la Paléothétys 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

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

Le supercontinent Pangée se fragmente dès le Trias, la mer envahit progressivement la région du Jura par le nord et l'est. Elle devient alors un vaste espace côtier où de grands fleuves alimentent des lagunes soumises à un climat chaud et aride. Des centaines de mètres de dépôts évaporitique de gypse et de dolomie recouvrent les socle hercyniens. Des zones en Haute-Saône montrent qu'une discordance majeure sépare le Paléozoïque du Mésozoïque, les roches du socle sont recouvertes de dépôts fluviatiles, indiquant également qu'à la période qui précède l'arrivée de la mer, la région jurassienne connaît une histoire alluviale où de vastes fleuves provenant des anciens reliefs du nord et de l'ouest du Jura apportent des dépôts de sable, de graviers et de galets que l'on retrouve partout à la base du Trias jurassien.

Au Trias tardif, la région jurassienne est un ensemble de lagunes peu profondes (200 m maximum) isolées par des hauts-fonds et alimentées par des fleuves provenant des massifs environnants (Morvan et Massif central). Les apports fluviatiles grossiers construisent des plages au débouché de ces fleuves, tandis que des argiles décantent dans les lagunes et édifient des bancs marneux. Le climat dans la région est alors subdésertique, alternant des saisons arides et humides. Les particules argileuses sont amenées lors des saisons humides, alors que lors des saisons arides, la saturation des eaux en sel provoque la précipitation d'évaporites (sel gemme, anhydrite, etc.) Les paysages du Grand Lac Salé aux États-Unis ou la Mer Morte en Israël constituent des analogues contemporains du Jura au Trias.

La plate-forme carbonatée du Jurassique

Durant le Jurassique moyen et le Jurassique tardif, la région du Jura est une plate-forme carbonatée peu profonde, parsemée d'îles sous un climat tropical avec un niveau marin variable. Malgré des variations eustatiques, due aux variations des mouvements verticaux des continents, le Jura demeure un milieu peu profond proche de l'émersion. Les variations sont telles qu'elles amènent à deux émersions presque totales de la région au cours du Jurassique : la première entre le Jurassique précoce et le Jurassique moyen et la seconde au Callovien. Ces émersions sont très visibles par la variation des types de dépôts dans la couche du Jurassique, montrant que le Jura était dans un milieu où les dépôts se faisaient en milieu peu profond, sensibles aux variations marines, contrairement au domaine helvétique qui était situé dans un environnement plus profond.

Paysage comparable au Jura du Jurassique.

À partir des dépôts sédimentaires du Jurassique, on a pu établir que la région du Jura au Jurassique était un ensemble d'îlots sous un climat tropical. Les faciès de plages, de lagons et de récifs ont permis d'établir que les conditions et les paysages dans la région à cette époque étaient similaires à celles que l'on connaît aujourd'hui aux Bahamas ou en Micronésie. Ces conditions (faible profondeur, bonne luminosité, eau chaude, courants, etc.) permettent un bon développement biologique menant à une abondance de micro-organismes et de faune benthique (bivalves, coraux, etc.), ce qui entraîne une importante précipitation de sels dissous dans l'eau et la formation de carbonate de calcium. Le climat du Jurassique est l'un des plus chauds qu'ait connu la planète avec une température moyenne de 25 °C. Les empreintes de dinosaures de Coisia et Loulle permettent d'établir que les îlots devaient être suffisamment vastes pour pouvoir abriter des troupeaux de sauropodes herbivores.

De la plate-forme à la rampe au Crétacé

Durant le Crétacé, les alternances de climats aride et humide, associés aux changements eustatiques et aux apports détritiques provenant des massifs hercyniens en périphérie, contrôlent la sédimentation carbonatée et les faunes associées. Le Crétacé se caractérise ainsi par la succession de deux épisodes de plate-formes carbonatés.

La brève émersion initiée à la fin du Jurassique se poursuit au début du Berriasien avec des faciès péritidaux évaporitiques (formation de Goldberg) déposé en milieu aride. Des fentes de dessiccation développées dans un estran boueux alternent avec des grès de plage oolitique surmontés par des caliches contenant des traces de conduits racinaires. Une transgression majeure favorise 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 faune hétérotrophe. Les apports en charbons soulignent par ailleurs le développement de marécages côtiers. La transition vers le Valanginien se caractérise toutefois par un épisode de plus en plus aride et oligotrophique (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 sont enregistrés dans les zones peu profondes tandis que les faciès distaux et plus profonds présentent des niveaux de condensation (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 en ammonites (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 plateforme carbonatée en zone subtropicale se met ensuite en place au cours de l'Hauterivien (formation des Gorges de l'Orbe) et se poursuit avec la formation de Vallorbe (Hauterivien - Barrémien). Mais cette dernière va être 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 de glauconie 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 tardif.

Formation du massif jurassien

Durant le Crétacé tardif, l'ouverture de l'océan Atlantique nord, et notamment la branche du golfe de Gascogne, déclenche une rotation anti-horaire de la plaque ibérique. Parallèlement, la plaque africaine remonte vers le nord suite au démantèlement du Gondwana et à l'ouverture de l'océan Indien. Ces deux processus entrainent le fermeture de l'océan piémontais et le début de la convergence alpine.

Émersion paléogène

Au cours du Paléocène, l'océan piémontais est complètement subducté sous le prisme orogénique du domaine austro-alpin mais de par sa nature plus légère que le manteau asthénosphérique, le microcontinent briançonnais, toujours rattaché à la plaque ibérique, oppose une résistance à son plongement sous la plaque 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.

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. Elle se manifeste par le développement d'un important système karstique affectant préférentiellement toute la série crétacé voire aussi localement le Jurassique supérieur. Ce dernier piège en partie une sédimentation détritique résultant de l'altération et de la dissolution des calcaires dans fissures et autres cavités karstiques. La nature du matériel détritique, notamment argileux, dépend des unités affectées : 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. Le matériel détritique de ces derniers est considéré comme provenant du démantèlement des séries glauconieuses de la formation de la Perte-du-Rhône (Aptien précoce - Cénomanien précoce). Mais certains auteurs suspectent aussi des apports additionnels provenant du Massif central.

Le Jura forme alors un relief tabulaire peu élevé, entre la Téthys alpine résiduelle et les massifs hercyniens et soumis à un climat tropical ou méditerranéen. Les premiers décrivent le système karstique comme un karst à pitons ou à tourelles tandis que Conrad et Ducloz le rapprochent des hums des karst méditerranéens. L'absence d'accumulation d'oxyde d'aluminium ou bauxite démontre par ailleurs la récurrence de phases de remaniement alternant avec des périodes d'altération des carbonates, bloquant ainsi le processus de latérisation des sols.

L'Oligocène marque le début collision alpine. La plaque eurasiatique passe en subduction sous le prisme orogénique. La déformation flexurale de la plaque eurasiatique génère le bassin d'avant-pays nord alpin dans lequel s'accumule la molasse. 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 la molasse 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 la Bresse s'affaisse à l'ouest. Au Burdigalien, une transgression marine favorise le retour à des conditions marines et le dépôt de la molasse marine supérieure qui se terminera par une régression générale de la mer alpine et la restauration d'un milieu continental avec le dépôt de la molasse d'eau douce supérieure au Langhien. 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'actuelle Afrique de l'Est et du Sud, où évoluaient Brachypotherium (rhinocéros primitifs), Deinotherium et Hipparion.

Plissement néogène

Les premiers signes de déformations du domaine jurassien apparaissent au Serravallien avec l'absence de dépôt plus récent de la molasse et s'étendent jusqu'au Pliocène précoce. Cet âge coïncide avec celui de l'exhumation des massifs cristallins externes qui est à l'origine du raccourcissement du Jura. 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 le massif des Bornes. Cependant le poids et l'épaisseur de la série molassique du bassin d'avant-pays nord alpin (environ 4 kilomètres d'épaisseur) ont propagé la contrainte mécanique jusqu'à sa sa bordure externe, à l'emplacement actuel du Jura. De même et bien que situés au cœur du bassin d'avant-pays, les chaînons du Salève, de la montagne 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. 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 kilomètres). 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. Ces derniers sont par ailleurs chevauchant sur les couvertures sédimentaires de l'avant-pays européen, non décollées et déformées par l'orogenèse alpine, et notamment sur le graben 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. 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.

La déformation des couvertures sédimentaires est contrôlée par l'épaisseur de Trias et sa distribution spatiale. Cette dernière présente une extension limitée à ses extrémités qui influence la géométrie de la déformation. Ainsi, un raccourcissement de 7 à 9 kilomètres est estimé aux extrémités de l'arc jurassien tandis que la partie centrale est raccourcit de 30 kilomètres environ. En conséquence, le différentiel de raccourcissement entre les extrémités et le partie centrale du Jura favorise des mécanismes de rotation du front de déplacement : une rotation horaire jusqu'à 26° est évalué 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°. C'est 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.

Période glaciaire

Durant l'ère quaternaire (-1,8 Ma à aujourd'hui), le Jura fut recouvert de glaciers pendant les glaciations qui ont marqué cette époque. 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 le nouveau glacier efface les traces du précédent. Bien que la probabilité soit élevée, la géologie ne permet pas de le prouver. On est cependant sûr que le Jura fut englacé durant les deux dernières glaciations du quaternaire : la glaciation de Riss (-120 000 ans) et la glaciation 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. Lors de ces évènements glaciaires, le Jura a porté une couverture glaciaire indépendante de celle des Alpes.

Les paysages jurassiens furent modelés en grande partie grâce aux glaciers quaternaires, particulièrement dans la Haute-Chaîne. On estime que l'érosion causée par le glacier würmien 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 fortement probable que la vidange des combes marneuses des anticlinaux de la Haute-Chaîne a été fortement favorisée par l'érosion glaciaire.

Le Jura aujourd'hui

Aujourd'hui encore, l'orogenèse alpine se poursuit et exerce toujours un raccourcissement sur l'ensemble du massif jurassien. Ce dernier s'effectue essentiellement au travers des failles décrochantes voire par certains chevauchements. Il induit 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 300 séismes d'une magnitude comprise entre 0 et 5 furent enregistrés dans le massif jurassien entre janvier 2000 et décembre 2007. L'étude de propagation des ondes sismiques a démontré que les séismes de l'arc jurassien sont surtout localisés dans le socle cristallin : entre 5 et 15 kilomètres de profondeur, voire même 30 kilomètres dans certains cas. Ils sont généralement de faible magnitude ($M_{L}$< 3,5). Les plus forts ressentis durant cette période furent ceux de de Saint-Dié-des-Vosges, le 22 février 2003 et de Baume-les-Dames, le 23 février 2004, d'une magnitude de 5,3 et 5,1 respectivement. Mais ils peuvent aussi se produire dans la couverture sédimentaire à l'image du séisme d'Épagny (14 juillet 1996) d'une magnitude de 5,3 et situé à 3 kilomètres de profondeur. Parmi les séismes les plus violents de l'arc jurassien, on compte le séisme de Thise du 26 octobre 1828 qui eut les mêmes effets que celui de Baume-les-Dames et le séisme du 18 octobre 1356 à Bâle (intensité maximale de VIII) qui détruisit entièrement la ville.

Les conséquences de déformation des contraintes tectoniques entre l'Europe et l'Afrique sur le massif du Jura sont détectées par des données GPS qui mesurent avec une grande précision la déformation en temps réel. Le réseau mis en place dans le sud du massif par une équipe de chercheurs de Grenoble, a mis en évidence le fait que le Jura se déplace toujours lentement vers le nord-ouest. La vitesse de déplacement ne dépasse pas 1 mm/an, soit un déplacement d'1 km pour 1 Ma. Le soulèvement de la Haute-Chaîne est plus difficile à évaluer, mais il ne dépasserait pas l'ordre de 0,3 mm/an. Sous l'effet de la compression alpine, la couverture sédimentaire se soulève. Ce phénomène est observé dans la région de Dole où les cours de la Loue et du Doubs 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 la forêt 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.

Structures géomorphologiques

Relief jurassien et paysages karstiques

Bloc-diagramme représentant les caractéristiques morphologiques du relief jurassien

La géomorphologie jurassienne est composée de deux unités de paysages : le paysage plissé présent dans la Haute-Chaîne et les faisceaux et le paysage karstique présent dans les plateaux.

Le relief jurassien plissé est composé de différents éléments dus à l'érosion. On y trouve les « monts » qui correspondent à des anticlinaux non érodés ; les « vals » qui correspondent à l'inverse des monts, se sont des synclinaux non érodés situés entre deux anticlinaux ; la « cluse » qui est une gorge qui coupe perpendiculairement un anticlinal entier, voire plusieurs ; la « ruz », formée comme une cluse, elle n'entaille qu'un flanc de l'anticlinal ; la « combe » qui est une dépression longitudinale formée par l'érosion située dans l'axe du pli et à son sommet, la combe est dite « axiale » si elle creuse uniquement les marno-calcaires et les marnes du Jurassique supérieur et elle est dite « latérale » si elle atteint les calcaires du Jurassique moyen ; si ces calcaires restent en relief, ils sont appelés « monts dérivés » ; les combes sont entourées et surplombées par des « crêts » ; parfois le relief est dit « inversé », lorsqu'il est inversé par érosion.

Le paysage karstique jurassien est formé par la dissolution du calcaire dans l'eau qui s'y infiltre. Dans ce paysage qui affecte principalement les plateaux, l'érosion est très forte. Le passage d'une rivière dans le plateau s'accompagne souvent par son passage dans des « pertes » et sa disparition sur le plateau ; les « reculées » sont des vallées très encaissées qui entaillent les plateaux calcaires en profondeur ; au bout du cirque de la reculée se trouve la « résurgence » de la rivière qui a formé cette reculée ; l'érosion et la dissolution des calcaires de surface du plateau provoquent la formation de « lapiaz » ; l'infiltration de l'eau dans les calcaires provoque la formation d'un « réseau de galeries » dit « actif » si l'eau y circule actuellement et dit « fossile » si l'eau y a circulé dans le passé ; au débouché de ce réseau vers l'extérieur, sur le versant du plateau se situe une « grotte » ; l'érosion du réseau provoque parfois des effondrements de la roche, provoquant la formation de « dolines », de « gouffres » ou d'« avens » ; les « vallées sèches » sont l'une des formes liées à la disparition des cours d'eau, dans les pertes, qui les ont façonnées.

Plateaux

Lapiaz de Loulle

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 des reliefs karstiques : les lapiaz 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. 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.

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 petite 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, utilisés par la suite pour construire des murs entre les parcelles.

Reculées

La reculée de Corveissiat

Les reculées 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. Trois ensembles de reculées sont dégagés : les reculées du plateau lédonien (7 reculées) qui sont les plus typiques et les plus connues, les reculées du plateau d'Ornans/Amancey (4 reculées) les plus longues que l'on puisse trouver dans le Jura et les reculées du plateau de Champagnole (6 reculées). On trouve aussi deux autres reculées qui incisent légèrement le plateau de Levier/Nozeroy dans le cours supérieur de l'Ain et de la Loue.

Origine des reculées

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.

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.

Les reculées du plateau lédonien

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 la Vallière et la Seille. 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 : la reculée d'Arbois, la reculée de Poligny, la reculée de Baume-les-Messieurs et la reculée de Revigny. Les trois autres n'y correspondent que partiellement : la reculée de Salins-les-Bains, la reculée de Miéry et la reculée de Vernantois.

Les reculées du plateau d'Ornans/Valdahon

Reculée de la Loue

Quatre reculées circulent au sein de ces plateaux. Elles sont caractérisées par leur longueur et leur complexité. Les plus complexes sont les vallées de la Loue et du Lison.

Les reculées du plateau de Champagnole

Lac de Chalain dans sa reculée.

Les reculées du plateau de Champagnole débouchent sur la combe 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 du Hérisson et de La Frasnée sont longues de plus de 10 km jusqu'aux premiers reliefs de la Haute-Chaîne, les reculées de Chalain ou de Clairvaux 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 : la reculée de Ney, la reculée de Balerne, la reculée de Chalain, la reculée du Hérisson, la reculée de la Frasnée et la reculée de Clairvaux. Les terrains laissés par le glacier ont permis la formation de nombreux lacs de cette région nommée Pays des Lacs. L'origine de ces reculées est majoritairement glaciaire.

Faisceaux

Avant-Monts

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. 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.

Jura alsacien

Le Jura alsacien est une région naturelle située à l'extrémité septentrionale du massif du Jura, au Sud de l'Alsace, en bordure de la frontière avec la Suisse.

Faisceaux du bord occidental

Lomont

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

Faisceau bisontin

Le faisceau bisontin s'étend de Baume-les-Dames à Aveney, prolongé au nord-est par le faisceau du Lomont, 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 de Besançon, 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 deux anticlinaux. 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 la Citadelle, découpé plusieurs fois par le Doubs 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.

Faisceau de Quingey

D'une orientation nord-sud, le faisceau de Quingey 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 de Saône-Bouclans à l'est et le remplissage quaternaire de la forêt de Chaux à l'ouest. La Loue traverse le faisceau en suivant les synclinaux jusqu'à Rennes-sur-Loue, au-delà, la Loue bifurque vers l'ouest et coupe les anticlinaux externes du faisceau, formant ainsi des cluses. Les anticlinaux du faisceau sont constitués d'un crêt 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.

Faisceau lédonien

Vue depuis Château-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.

Petite Montagne

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 rivière Ain 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.

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.

Faisceau d'Ambérieu

Le faisceau d'Ambérieu est constitué d'un relief montagneux plissé, partiellement karstifié, qui est le prolongement méridional du massif du Jura. La datation des roches calcaires du Bugey se situe entre le Jurassique pour les anticlinaux et le Crétacé pour les synclinaux. Les plissements sont bien visibles selon les affleurements et les falaises.

Faisceaux internes

Faisceau salinois

Le faisceau salinois est le résultat du chevauchement du plateau de Levier-Nozeroy sur le plateau d'Ornans-Valdahon et sur le faisceau de Quingey. D'une altitude variant entre 730 et 970 m, le faisceau est large d'environ 5 km et long d'environ 40 km pour une orientation générale SOO-NEE. Au nord du faisceau, se trouve le front de chevauchement qui marque la limite entre le faisceau et le plateau d'Ornans-Valdahon qu'il domine de plus de 200 m. L'érosion a provoqué au sein du faisceau d'importants dénivelés topographiques, surtout au niveau des passages de rivières (Loue, Lison, Furieuse) qui le traversent par le biais de profonds canyons. Au niveau de la faille chevauchante, l'unité du plateau de Levier chevauche celle du plateau d'Ornans. La masse du plateau de Levier (entre 300 et 400 mètres d'épaisseur) s'est déplacée sur plusieurs kilomètres, lors de la compression alpine, vers le nord-ouest grâce à la plasticité des marnes du Lias. Lors du chevauchement, les terrains furent plissés et cassés ; on trouve donc des marnes du Lias (plateau de Levier) qui chevauchent des calcaires du Jurassique (plateau d'Ornans).

Faisceau 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.

Faisceau de Syam

Le faisceau de Syam sépare le plateau de Champagnole (ouest) du plateau 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.

Pli-faille de Mamirolle

L'accident ou pli-faille de Mamirolle est une bande faillée montrant d'abord, entre Alaise et Cléron au sud-ouest, les caractéristiques d'un fossé tectonique, puis d'une rampe sur laquelle le Jurassique moyen de l'Hôpital-du-Grosbois chevauche vers le nord-ouest le Jurassique supérieur de Mamirolle et finalement d'une zone de décrochements en échelon entre les Verrières-du-Grosbois et Baumes les Dames.

Le pli-faille sépare en deux le plateau d'Ornans : au nord-est le sous-plateau de Saône-Champlive et au sud-ouest le sous-plateau d'Ornans-Vercel-Sancey.

Structures et paysages de la Haute-Chaîne

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  Paysage de la Haute-Chaîne (vue du Chasseron).

Plis

Morphologie

Zone plissée, la Haute Chaîne se caractérise par la présence de plis particuliers dits « coffrés », caractéristiques du plissement jurassien. Ils se caractérisent par des flancs quasi-verticaux et un sommet (dans le cas des anticlinaux) ou un fond (dans le cas des synclinaux) sub-horizontal. 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.

Cluses

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.

Combes

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.

Accidents tectoniques

Décrochements

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 couverture mésozoïque, 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.

L'un des décrochements les plus spectaculaires est le décrochement de Pontarlier qui recoupe toute la Haute-Chaîne depuis le nord de Lausanne jusqu'au plateau 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. Cette faille décrochante permet la formation de la falaise du mont 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.

Chevauchements

Certains anticlinaux de la Haute-Chaîne chevauchent les synclinaux qui leur sont liés, formant un sursaut faillé de relief dans le synclinal. La Dent de Vaulion est un reliquat d'un anticlinal érodé, déversé vers l'ouest, qui chevauche la terminaison du synclinal de Joux. Ce synclinal disparaît en profondeur sous la dent et met à nu les calcaires du Jurassique moyen. Une écaille du Crétacé au front du chevauchement souligne la complexité tectonique de la région.

Au niveau de l'anticlinal des Planches-en-Montagne, à la limite entre celui-ci et le plateau de Levier-Nozeroy, la compression est-ouest a déstructuré l'anticlinal en provoquant des chevauchements internes, intercalant une écaille de calcaires bajociens et bathoniens entre les deux crêts latéraux.

À la bordure occidentale de la Haute-Chaîne, le pic de l'Aigle fut créé par le chevauchement des unités géologique de la Haute-Chaîne sur celle du plateau de Champagnole. On distingue ici 3 chevauchements successifs qui mettent successivement à nu, de l'est vers l'ouest, les calcaires du Bathonien, du Jurassique supérieur sur le pic et du Crétacé dans le synclinal qu'il domine.

Chapeau de Gendarme.

Les chevauchements provoquent parfois la formation de petits plis, dits « disharmoniques », tel le Chapeau de Gendarme près de Septmoncel. Ce pli est une disharmonie de calcaires du Crétacé, situé sur le flanc de l'anticlinal des Grès, à l'ouest. Lors du chevauchement de l'anticlinal des Molunes (est) sur celui des Grès, les roches du Crétacé situées sur l'anticlinal des Grès se sont décollées des calcaires sous-jacents du Jurassique supérieur grâce aux marnes souples du Berriasien intercalées entre les calcaires du Jurassique et du Crétacé. La structure en petits bancs des calcaires et la présence des bancs marneux a permis une intense déformation et le plissement des calcaires crétacé. Non loin du Chapeau de Gendarme, un autre chevauchement apparaît : le chevauchement de Saint-Claude. Ici, l'anticlinal de Tressus, au NE de Saint-Claude, chevauche une structure synclinale. Le front du chevauchement est composé par une écaille crétacée à l'affleurement à la base du mont Bayard.

Notes et références

Bibliographie

• Vincent Bichet et Michel Campy (préf. Jean Dercourt), Montagnes du Jura : Géologie et paysages, Besançon, Néo Éditions, 2009, 2^e éd. (1^re éd. 2008), 304 p., 22 cm × 28 cm (ISBN 978-2-9147-4161-3, BNF 41335537, présentation en ligne)

• (en) Anna Sommaruga, Géologie du Jura central et du bassin molassique : nouveaux aspects d'une chaîne d'avant-pays plissée et décollée sur des couches d'évaporites [« Geology of the central Jura and the molasse basin : new insight into an evaporite-based foreland fold and thrust belt »], Neuchâtel, Société neuchâteloise des Sciences naturelles, 2000, 195 p. (ISBN 2-88347-001-4, présentation en ligne, lire en ligne)

• Jules Thurmann, Essai sur les soulèvemens jurassiques du Porrentruy : description géognostique de la série jurassique et théorie orographique du soulèvement, Paris et Bruxelles, F.G. Levrault & Librairie parisienne, 1832, 85 p. (présentation en ligne, lire en ligne)

• Alain Foucault et Jean-François Raoult, Dictionnaire de géologie, Paris, Dunod, juillet 2010 (réimpr. 1984, 1988, 1995, 2000, 2005), 7^e éd. (1^re éd. 1980), 388 p. (ISBN 978-2-10-054778-4)

• Michel Neyroud, Association française de karstologie, « Un haut plateau jurassien : le plateau des Molunes (Jura). Macroformes karstiques et structures anticlinales », Karstologia : revue de karstologie et de spéléologie physique de la Fédération française de spéléologie et de l'Association française de karstologie, Paris, Fédération française de spéléologie, n^o 1,‎ 1^er semestre 1984, p. 46-51 (ISSN 0751-7688, lire en ligne, consulté le 18 mai 2017).
• François Jouanne, Mesure de la déformation actuelle des Alpes occidentales et du Jura par comparaison de données géodésiques historiques, Grenoble, Laboratoire de géologie de l'Université de Grenoble-I, 1994, 153 p. (ISSN 0993-796X, présentation en ligne, lire en ligne)
• Georges Lienhardt, Géologie du bassin houiller stéphanien du Jura et de ses morts-terrains, Éditions Technip Chambéry, Impr. réunies, coll. « Mémoires du BRGM », 1^er janvier 1962

Voir aussi

Articles connexes

• Massif du Jura
• Relief jurassien
• Jurassique
• Géologie des Alpes
• Bassin houiller du Jura
• Bassin salifère de Franche-Comté

Liens externes

• Académie des Sciences naturelles suisse, « Lexique stratigraphique du Jura », sur https://www.strati.ch.

• Claire König, « Jura en route pour la randonnée », sur http://www.futura-sciences.com/, 28 novembre 2007.