Géologie du massif du Jura

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Géologie du massif du Jura
Carte des unités structurales du Jura
Carte des unités structurales du Jura
Généralités
Type Ceinture de chevauchement
Pays Drapeau de la France France et Drapeau de la Suisse Suisse
Longueur 340 km
Largeur 65 km
Origine Décollement et plissement des couvertures sédimentaires
Formation 13,82 Ma
Subdivisions Faisceaux, plateaux et Haute-Chaîne
Roches
Roches sédimentaires Calcaire, Grès, Gypse, Marne, Moraine
Roches magmatiques Granite
Roches métamorphiques Gneiss, Schistes
Tectonique
Structures tectoniques Chevauchements
Failles décrochantes, normales, inverses
Plis Anticlinaux 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 est une ceinture de chevauchement formée à partir du Miocène dans le cadre de l'orogenèse alpine suite au chevauchement des massifs cristallins externes sur le socle jurassien. Le massif s'est construit par le décollement puis le plissement des couvertures sédimentaires du domaine paléogéographique du Jura. Ces couvertures mésozoïques correspondent à des dépôts essentiellement calcaires d'une mer épicontinentale peu profonde séparant l'avant-pays européen de la marge passive nord européenne de la Téthys alpine. Ils sont couverts, notamment au sud, par la molasse cénozoïque du bassin d'avant-pays nord alpin ou bassin molassique suisse.

Étudié depuis le XVIIIe siècle, le massif du Jura est rapidement devenu un modèle d'étude des massifs calcaires. Mais c'est grâce aux nombreuses prospections sismiques menées durant les années 1970 et 1980 par des compagnies pétrolières que fut compris la structure interne du massif du Jura. La description du plissement des séries calcaires ainsi que leur forte érosion a abouti au modèle de relief jurassien. Son importante série sédimentaire jurassique est à l'origine du nom de cette période et plusieurs étages du Crétacé inférieur ont été définis dans le Jura. Par actualisme, on considère que le massif du Jura est un équivalent géologique des plateformes carbonatées des Bahamas ou de la Barbade.

Sommaire

Cadre géographique et géologique[modifier | modifier le code]

Vue satellite du massif du Jura
Article général Pour un article plus général, voir Massif du Jura.
Article connexe : Géologie des Alpes.

Le massif du Jura est une chaîne arquée périphérique des Alpes située à cheval entre les Alpes occidentales et les Alpes centrales. Elle s'étend principalement 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). Le massif au sens strict s'étend du sommet du Lägern (canton de Zurich) en Suisse, à l'anticlinal plateau du Grand-Ratz/Dent de Moirans, dans le département de l'Isère, en France. Les plissements s'estompent plus au sud et le massif disparaît à hauteur de la cluse de l'Isère, au nord du massif du Vercors, pour laisser place aux massifs subalpins[1],[b 1]. 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 maximale atteint 65 km entre Besançon et Neuchâtel[b 1]. Bien que non inclus d'un point de vue géographique dans le massif du Jura, les chaînons du Salève, de la montagne de la Mandallaz et de la montagne d'Âge appartiennent tous à la même unité géologique que le Jura.

Le massif jurassien définit la bordure externe du système alpin[note 1]. Au-delà, vers le nord-ouest, les couvertures sédimentaires ne sont plus décollées de leur socle et les unités géologiques ne sont guère plus affectées par l'orogenèse alpine. On distingue tout d'abord des plateaux faillés (plateau de la Haute-Saône et Jura souabe) qui prolongent localement les unités externes du Jura, mais qui ne participent pas à la courbure de la chaîne. Le massif est aussi délimité par le rift ouest-européen cénozoïque comprenant le graben du Rhin au nord et le graben de la Bresse à l'ouest. Les épaulements du graben du Rhin (massif des Vosges à l'ouest et Forêt-Noire à l'est) ainsi que le massif de la Serre[a 1] constituent par ailleurs des obstacles contre lesquels butte le massif du Jura. Enfin sa bordure interne est délimitée par le bassin molassique suisse, ou plus largement le bassin d'avant-pays nord alpin, correspondant en grande partie au plateau suisse, qui le sépare des Préalpes (Préalpes du Chablais et Préalpes romandes) et des massifs subalpins (massifs des Bornes, des Bauges, et du Vercors)[note 2].

Le relief du massif du Jura résulte du décollement au Miocène de la couverture sédimentaire du domaine paléogéographique du Jura sous forme de nappes de décollement, puis de leur imbrication pour former une ceinture de chevauchement. Le domaine paléogéographique du Jura correspond à la partie proximale de la marge passive européenne, dominée par une sédimentation marine peu profonde et soumise à des périodes d'émersion. Il est remplacé vers le sud-est par le domaine delphino-helvétique qui correspond à un environnement marin ouvert avec une plus forte proportion d'intervalles pélagiques. Au cours du Jurassique tardif et du Crétacé, le domaine du Jura sera régulièrement émergé permettant l'installation de milieux de dépôts continentaux littoraux incluant marécages et plages[2]. Ce seuil émergé servira de couloir de circulation[3] entre les reliefs hercyniens alors émergés et renforcera la séparation avec l'avant-pays européen, au nord-ouest, dominé par dépôts peu profond de mer épicontinentale. Les couvertures sédimentaires du domaine du Jura s'étendent par ailleurs au-delà du massif du Jura[4],[5]. Leur occurrence sous la forme du Salève, de la montagne de la Mandallaz et de la montagne d'Âge démontrent qu'elles s'étendent sous le bassin d'avant-pays nord alpin[note 3] et se poursuivent jusqu'au plan de chevauchement des massifs cristallins externes, et donc sous les massifs subalpins[6],[7]. L'évolution du Jura et du bassin d'avant-pays nord alpin est par conséquent intimement liée[4],[5].

Historique de l'étude géologique du massif jurassien[modifier | modifier le code]

Premières études[modifier | modifier le code]

Les premières études géologiques du massif du Jura débutèrent au cours des XVIIIe et XIXe siècles[a 2]. C'est cependant au début du XIXe siècle que la géologie des montagnes jurassiennes intéresse réellement les géologues structuralistes et les paléontologues[b 2]. Mais, comme l'explique Jules Thurmann dans l'introduction de 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[c 1]. Durant la période incluant le XVIIIe et le premier quart du XIXe siècle, les terrains jurassiques du massif étaient peu connus et peu étudiés, contrairement aux terrains jurassiques anglais qui servaient de référence pour l'étude des terrains de cette période[8].

L'étude par Jules Thurmann[modifier | modifier le code]

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[8], durant le deuxième quart du XIXe 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[note 4]. Contrairement aux géologues de l'époque, qui tentent de retranscrire les caractéristiques des terrains jurassiques anglais sur le continent, Thurmann s'appuie sur la paléontologie afin d'identifier les différents niveaux des roches du massif[8].

Les premières explications tectoniques[modifier | modifier le code]

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[9]. Le géologue français conclut ses études en affirmant que le Jura est la région de référence des plis droits et réguliers[10]. Suite aux études de Bertrand, le modèle tectonique de référence du Jura entre la fin du XIXe siècle et le milieu du XXe siècle est celui d'une chaîne de plis simples autochtones qui se serait formée en une ou deux phases, selon les auteurs ; selon ce modèle, la formation du Jura serait due à une poussée tangentielle créée par la « masse poussante » du front alpin, provenant du sud-est[11].

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

Le tournant du milieu du XXe siècle[modifier | modifier le code]

Le modèle d'une chaîne de plis simples et droits est cependant remis en cause par les études effectuées durant le second quart du XXe 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[13].

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

Dans les années 1940, le doyen de la Faculté des Sciences de Besançon, Louis Glangeaud, appuie son analyse de la structure jurassienne sur les failles. Il introduit notamment les nouvelles notions de « faille-plis » et de « pincées »[note 6], dont la formation serait due à une phase de dislocation suivie d'une phase de plissement. Extrapolant ses analyses au massif, Glaugeaud montre que la plupart des grands accidents jurassiens sont d'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[11].

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

  • le plissement s'est fait à partir d'un décollement basal au niveau des roches 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.

Prospections sismiques[modifier | modifier le code]

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

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

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

Subdivisions structurales[modifier | modifier le code]

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

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

Jura externe[modifier | modifier le code]

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

Plateaux[modifier | modifier le code]

Les plateaux constituent une structure globalement horizontale, avec des plis de décollement de très faible amplitude et de grande longueur d'onde. Leur faible déformation résulterait d'une faible épaisseur de la couverture sédimentaire à la suite d'une longue phase d'érosion entre le Crétacé tardif et le Miocène[26]. Ils forment ainsi des ondulations locales qui ne dépassent pas les 100 m[a 3] et enregistre un très faible raccourcissement, inférieur à 5 kilomètres[26]. 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 favorise une érosion préférentielle des couches les plus jeunes si bien que le Crétacé est absent laissant le Jurassique à l'affleurement. On distingue deux unités de plateaux, les plateaux de Lons-le-Saunier et de Saône-Bouclans avec une altitude moyenne de 500 à 550 mètres tandis que les plateaux de Champagnole, Levier-Nozeroy, Ornans et d'Amancey atteignent une altitude moyenne de 650 à 750 mètres. Les plateaux sont incisés à certains endroits par des reculées creusées dans le calcaire par les rivières[a 4].

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

Faisceaux[modifier | modifier le code]

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

Jura interne ou Haute-Chaîne[modifier | modifier le code]

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

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

Série stratigraphique[modifier | modifier le code]

La série stratigraphique des terrains du massif du Jura inclut un socle protérozoïque à paléozoïque sur lequel repose en discordance angulaire une couverture mésozoïque à cénozoïque[a 6]. L'épaisseur de la couverture sédimentaire atteint entre 3 et 4 km d'épaisseur dans la partie sud-ouest et décroît jusqu'à 800 m vers le nord-est[5],[24]. La couverture mésozoïque correspond à une plateforme carbonatée qui débute par des dépôts triasiques continentaux à littoraux dominés par des évaporites et des dolomies. Le Jurassique se caractérise par le développement de calcaires peu profonds incluant des récifs coralliens. Le Crétacé est plus contrasté avec une émersion entre la fin du Jurassique tardif et le début du Crétacé précoce marquée par des dépôts de plages et de marécages puis la transgression marine aboutit au développement de dépôts marins peu profonds incluant des dunes hydrauliques et des dépôts de tempête (tempestites) dans un contexte de rampe carbonatée qui s'approfondira jusqu'au début du Crétacé tardif avec le développement de calcaires pélagiques. Le Crétacé supérieur est par ailleurs relativement absent au Jura en raison d'une longue phase d'érosion qui se poursuivra jusqu'à l'Éocène et le dépôt des grès sidérolithiques. Enfin la série stratigraphique se termine par les séries sédimentaires détritiques marines peu profondes à continentales de la molasse entre l'Oligocène et le Miocène.

Socle paléozoïque[modifier | modifier le code]

Article connexe : Massif de la Serre.

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. Enfin le Moho est estimé à une profondeur de 26 km. L'épaisseur de la croûte continentale augmenterait vers le sud-est de Lausanne pour atteindre 35 km en raison de l'imbrication des massifs cristallins externes[30]. 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[a 7].

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

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[31], et le bassin houiller stéphanien sous-vosgien, partiellement exploité entre le XVIIIe siècle et le XXe 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[32].

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[a 6],[a 8],[b 4].

Trias[modifier | modifier le code]

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[33]. 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[34]. Initialement subdivisée classiquement selon la trilogie Buntsandstein, Muschelkalk et Keuper, elle a fait l'objet d'une refonte complète pour la partie suisse[33],[35],[36].

Trias moyen[modifier | modifier le code]

Le Buntsandstein est représenté par la formation de Dinkelberg[33] (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 rougeâtres. 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[33]. 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[33], 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[35] 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.

Trias supérieur[modifier | modifier le code]

Squelette complet de Plateosaurus engelhardti provenant du gisement de Frick.

Le Keuper est subdivisé en deux formations. La formation de Bänkerjoch[36] 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[36] 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 a aussi été exploité dans le Keuper en Haute-Saône[a 9],[b 5]. Des restes ainsi que des squelettes complets de Plateosaurus engelhardti ont été identifiées dans le membre de Gruhalde autour de Niederschöntal[37],[38] mais aussi dans le tunnel ferroviaire de Hauenstein[3]. Un niveau fossilifère a aussi été trouvé dans une briquerie de Frick[3]. Des restes de Plateosaurus engelhardti ont aussi été extraits[39] et notamment l'un des squelettes les plus complets[40]. Les fouilles successives menées entre 1976 et 1988 ont aussi permis d'identifier des dents de Liliensternus et de requins ainsi que des restes de poissons (Hybodus, Ceratodus, Lepidotes), d'aétosaures, de Sphenodontidae et de cynodontes[3],[40].

Jurassique[modifier | modifier le code]

Jurassique inférieur (Lias)[modifier | modifier le code]

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[a 10].

Jurassique moyen (Dogger)[modifier | modifier le code]

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[a 11].

Jurassique supérieur (Malm)[modifier | modifier le code]

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. Au Purbeckien, de petits amas de lignite se sont formés dans le Haut-Doubs et la Bresse[41],[42].

Empreintes de dinosaures[modifier | modifier le code]
Empreintes de sauropodes sur une dalle inclinée à Lommiswil (canton de Soleure).

Plusieurs pistes d'empreintes de dinosaures ont été découvertes dans le Jurassique supérieur du Jura. La plupart des pistes ont été identifiées dans le nord-est de la Suisse, dans la formation de Reuchenette (Kimméridgien) qui correspond à un environnement d'estran soumis à des émersions ponctuelles durant lesquelles les dinosaures ont laissé leurs empreintes[3],[43]. Un premier ensemble de traces est concentré dans le Kimméridgien inférieur et forme un immense site d'empreintes s'étalant sur environ 250 km2 de Soleure jusqu'à Porrentruy[3]. Il inclut des affleurements découverts en 1996 près de Moutier et de Corcelles (canton de Berne) puis dans le canton du Jura vers Frinvillier en 2000[44], à Glovelier et dernièrement le long de l'autroroute A16 Transjurane lors d'une prospection archéologique vers Courtedoux en 2002[45],[46],[47]. Toutes les empreintes sont attribuées à l'ichnogenre Brontopodus à l'exception de celles de Courtedoux. Ces dernières incluent des empreintes de sauropode appartenant à l'ichnogenre Parabrontopodus, généralement attribué aux diplodocidés ainsi que des empreintes théropodes décrivant un nouvel ichnogenre Jurabrontes curtedulensis[48]. Une seconde série d'empreintes, parmi les premières identifiées, est datée du Kimméridgien tardif. Les sites de Lommiswil et de la localité voisine de Grenchen, dans le canton de Soleure, ont été découverts entre 1987 et 1989[43],[49]. Une des pistes de Lommiswil est par ailleurs l'une des plus longues d'Europe avec une distance de 90 mètres. Les empreintes sont attribuées à l'ichnogenre Brontopodus. Des empreintes initialement attribuées à des Iguanodon trouvés à la Plagne près de Bienne s'avèrent être finalement celles de sauropodes de petite taille[3]. Trois niveaux d'empreintes ont aussi été décrits dans le Tithonien de la formation de Twannbach à Pierre Pertuis et à Twann dans le canton de Berne.

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

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

Crétacé[modifier | modifier le code]

Les terrains du Crétacé, à dominante calcaire, sont préférentiellement préservés dans les synclinaux[a 13] de la Haute-Chaîne, le Salève et le Vuache où ils peuvent atteindre jusqu'à 200 m d'épaisseur. Globalement, le Crétacé est concentré dans le sud-ouest du Jura et disparaît à l'est de Bienne[56]. La majeure partie de la série du Crétacé inférieur (Berriasien-Barrémien) est relativement bien préservée à travers le domaine jurassien. Plusieurs étages du Crétacé inférieur ont ainsi été définis dans le canton de Neuchâtel : le Néocomien (Neuchâtel), le Valanginien (Valangin) et l'Hauterivien (Hauterive). 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[56].

Crétacé inférieur[modifier | modifier le code]

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[2], des traces de racines, des calcrêtes et des galets noirs marquent des phases d'émersion.

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

La 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 bioclastique 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’effondrement de certaines poches de dissolution ont aussi été observées. Enfin des empreintes de dinosaure sauropode (ichnogenre Parabrontopodus) ont été identifiées près d'Échenevex dans l’Ain[57].

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[2], 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 (genres Bernissartia, Goniopholis et Theriosuchus)[58] 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) liées 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[2]. 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[59]. 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 fossilifères du membre des marnes d'Hauterive décrivent un environnement de mer ouverte sous les influences de la houle et des courants de marée. Au-dessus, le membre de la pierre jaune de Neuchâtel forme des falaises de bancs calcaires oolitiques et bioclastiques. Ils incorporent des quartz et parfois de la glauconie et se sont déposés dans des environnements sous l'influence de forts courants de marée.

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 calcaire argileux jaunâtre alternant avec des intervalles marneux centimétriques. Les bancs calcaires présentent une grande diversité de stratifications planaires et entrecroisées. Ils sont régulièrement bioturbés avec des surfaces tronquées. Ils présentent aussi parfois un aspect nodulaire ou chenalisé. Ce sont des calcaires bioclastiques de texture grainstone à packstone accompagnés d'oolites. Les bioclastes, très diversifiés, sont tous transportés : brachiopodes, bivalves, oursins, crinoïdes, coraux, bryozoaires, éponges, foraminifères, 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 calcaires métriques blancs à légèrement jaunâtres et séparés par des joints stylolithiques. On peut parfois observer des stratifications entrecroisées liées à des périodes de marées ou de tempêtes ainsi que localement des brèches suite à des phases d'émersions dans des environnements intertidaux ou supratidaux. 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 plates-formes internes peu profondes.

Crétacé supérieur[modifier | modifier le code]

La formation de la perte du Rhône s'étend de l'Aptien au Cénomanien[60]. 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 crétacée (Cénomanien-Turonien) est défini par la formation de Narlay et est uniquement préservé sous forme d'affleurement d'extension locale et discontinus. Elle consiste en des bancs calcaires siliceux bien stratifiés blancs à jaunâtres. Outre des couches siliceuses, ils comportent des foraminifères planctoniques, des pithonelles, des coquilles d'inoceramus et 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[modifier | modifier le code]

Éocène[modifier | modifier le code]

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

Le hiatus sédimentaire, apparu au Crétacé tardif, se poursuit durant la majeure partie du Paléogène jusqu'aux grès sidérolithiques[61],[62],[63],[64],[65] de l'Éocène moyen à tardif. Ces grès recouvrent les calcaires urgoniens[66] mais remplissent aussi des poches de dissolution ou les dolines creusés jusque dans le Jurassique supérieur[67],[68],[69]. 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[65],[68],[70], 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[68]. Les grès contiennent en très faible proportion (moins de 0.01 %) des tourmalines, staurolites et zircons[65]. 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[70]. 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[68] 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[67]. Leur extension dépasse cependant le domaine du Jura et se rencontre aussi dans le domaine helvétique[71]. 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[68],[71].

Oligocène - Miocène[modifier | modifier le code]

Article connexe : Molasse.

La migration depuis le sud du bassin d'avant-pays nord alpin sur la bordure du domaine du Jura et l'ouverture du graben du Rhin au nord entraine des différences de sédimentation entre les deux versants du bombement jurassien.

La sédimentation dans le bassin d'avant-pays nord alpin suit la migration du front orogénique vers le nord : on constate ainsi une progradation des dépôts de plus en plus jeune vers le nord[4],[72]. Les couvertures sédimentaires les plus méridionales du domaine du Jura, c'est-à-dire à l'emplacement actuel du bassin molassique suisse, sont les premières recouvertes dès le Rupélien (Oligocène précoce) par la molasse marine inférieure. Par contre, les dépôts molassiques que l'on retrouve dans le Jura, et donc plus au nord, ne débutent qu'à l'Aquitanien (Miocène précoce) avec le dépôt de la molasse d'eau douce inférieure voire au sommet du Chattien (Oligocène tardif) vers Yverdon-les-Bains[73]. Ce dépôt ne se fait pas uniquement sur les couches d'âge éocène, d'extension limitée, mais plus généralement sur un substratum mésozoïque avec lequel la molasse présente une discordance angulaire suite à la déformation flexurale de la lithosphère européenne.

Le long de la bordure nord-ouest du Jura[74], l'Oligocène inférieur (Rupélien) correspond à des dépôts oscillant entre des environnements lacustres et marins (Septarienton). Ils sont associés à des dépôts deltaïques (groupe stratigraphique des Gompholithes et Conglomérats[75]) et saumâtres. L'ensemble de ces dépôts décrit un paléoenvironnement subtropical où des falaises mésozoïques sont entaillées par des rivières le long du rivage de la mer rhénane qui occupe alors le graben du Rhin[75]. La régression de cette mer au Rupélien favorise l'installation des dépôts fluviatiles de la molasse vosgienne (ou alsacienne) au Chattien. La grande diversité paléontologique (Anthracotherium, Iberomerix, tortues à carapace molle) souligne la succession d'environnements palustres à forestiers dans le cadre d'une plaine d'épandage fluviatile[74]. La sédimentation dériverait de l'érosion au nord du massif des Vosges et de la Forêt Noire et à l'ouest du massif Central. Elle est ensuite surmontée par des dépôts lacustres entre le Chattien supérieur et l'Aquitanien basal et qui sont notamment bien préservés dans le bassin de Delémont[a 14]. L'Aquitanien marque un nouveau hiatus sédimentaire à l'exception des calcaires de La Chaux et des grès et marnes grises à gypse de Boudry qui seraient associés au soulèvement du compartiment sud graben du Rhin.

La transgression burdigalienne marque l'envahissement complet du Jura par la Parathétys et par conséquent son uniformisation sédimentaire avec le dépôt de la molasse marine supérieure[76]. La mer se retire à la fin du Burdigalien et laisse la place à des dépôts côtiers à saumâtres (marnes rouges et gompholithes de la molasse marine supérieure) puis à un important système fluvio-lacustre (calcaire et marne lacustres) entre le Langhien supérieur et le Serravallien. Vers le nord, d'importants conglomérats très grossiers signalent l'installation de nombreux fans alluviaux au pied des Vosges et de la Forêt Noire. Les dépôts se poursuivent globalement dans le Serravalien mais peuvent atteindre le début du Tortonien. (Miocène tardif) dans l'Ajoie[77].

La molasse préservée dans le massif du Jura se distingue néanmoins d'un point de vue structural de celle du plateau suisse. Si cette dernière est très faiblement affectée par les déformations et conserve une géométrie tabulaire, la molasse du Jura a été plissée lors de la formation du massif dès le Miocène et est aujourd'hui uniquement préservée dans les plis synclinaux, notamment ceux de la Haute-Chaîne, tandis que les équivalents au sommet des anticlinaux ont été érodés. Ainsi la molasse plissée du Jura est discontinue et déconnectée de sa voisine la molasse du plateau.

Pliocène[modifier | modifier le code]

Bien que considéré comme absent, certains auteurs ont attribué un âge pliocène à des séries détritiques originaires des Vosges et situées dans les parties externes du massif du Jura mais sans apporter de confirmation paléontologique. Un karst a été découvert lors du creusement du tunnel de la Vue-des-Alpes. Le lessivage du matériel détritique remplissant le karst a permis d'identifier plusieurs dents de micromammifères restreintes à la zone MN15[note 9] soit le Pliocène précoce[78].

Quaternaire[modifier | modifier le code]

Terrains glaciaires[modifier | modifier le code]

Article connexe : Combe d'Ain.

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[a 15].

Tourbières[modifier | modifier le code]

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[a 16]. Les tourbes et les dépôts lacustres sont des éléments très conservateurs, qui ont permis la conservation de nombreux vestiges au bord des lacs 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[a 17].

Alluvions[modifier | modifier le code]

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[a 18].

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

Éboulis[modifier | modifier le code]

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

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

Histoire géologique du Jura[modifier | modifier le code]

De la chaîne hercynienne à la mer épicontinentale[modifier | modifier le code]

La chaîne hercynienne[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Chaîne varisque.

L'ensemble des terrains attribués stratigraphiquement au socle du Jura sont hérités de l’orogenèse varisque qui s'est déroulée entre 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[a 21] à proximité immédiate du Jura. Outre des roches métamorphiques relatives à l'orogène, le futur socle du Jura incorpore aussi des roches polymétamorphiques d'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[a 22].

Le futur domaine paléogéographique du Jura, à l'instar du reste du système alpin, se situe alors entre la chaîne hercynienne au nord et la marge passive gondwanienne de la Paléotéthys au sud-est[79]. Au tout début du Trias, la fermeture de la Paléotéthys s'accompagne de l'ouverture de la Néotéthys à l'est et de plusieurs bassins océaniques au niveau de l'Europe dont le Meliata qui devient la nouvelle façade océanique du futur système alpin.

Fleuves et lagunes du Trias[modifier | modifier le code]

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

Le supercontinent Pangée commence à se fragmenter dès le Trias[79]. L'actuel système alpin est alors un vaste domaine continental où les socles hercyniens sont mis à nu par l'érosion lors d'une phase de pénéplanation. Il est traversé par un système fluviatile originaire des chaînes hercyniennes qui se déversent dans le Meliata. Ces rivières drainent d'importantes quantités de sédiments détritiques issus de l'érosion de ces chaînes, situées au nord et à l'ouest du Jura. Elles se déposent pour partie sur le domaine du Jura, qui est alors soumis à des phases transgressives[34], formant le Buntsandstein et dont les conditions climatiques arides sont à l'origine des couleurs bariolées de ces sédiments par oxydation du fer. Ces dépôts forment une discordance majeure qui sépare les socles paléozoïques de la couverture sédimentaire mésozoïque à cénozoïque et qui est observable en plusieurs points en Haute-Saône[a 23].

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

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

La plate-forme carbonatée du Jurassique[modifier | modifier le code]

Article connexe : Téthys alpine.

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[a 25].

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[a 26].

De la plate-forme à la rampe au Crétacé[modifier | modifier le code]

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[56]. 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[2]. 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[2]. 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[2] 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[modifier | modifier le code]

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[79]. 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 la fermeture de l'océan piémontais et le début de la convergence alpine[80].

Émersion paléogène[modifier | modifier le code]

Au cours du Paléocène, l'océan piémontais est complètement subducté sous le prisme orogénique du domaine austro-alpin[80] 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[81].

Un exemple de paysage latéritique avec sa végétation éparse.

L'émersion du domaine du Jura favorise une longue période d'érosion de la plateforme carbonatée qui se poursuit jusqu'à l'Éocène[4]. Elle se manifeste par le développement d'un important système karstique 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[82] 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[68]. 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[65],[70],[83].

Le Jura forme alors un relief tabulaire peu élevé, entre la Téthys alpine résiduelle et les massifs hercyniens[a 27] et soumis à un climat tropical[84],[85] ou méditerranéen[65]. Les premiers décrivent le système karstique comme un karst à pitons ou à tourelles tandis que Conrad et Ducloz le rapprochent des hums des karsts 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[68], 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[79],[80]. La déformation flexurale de la plaque eurasiatique génère le bassin d'avant-pays nord alpin dans lequel s'accumule la molasse[4]. En raison de la progression vers le nord du front orogénique, la molasse prograde progressivement depuis le domaine helvétique vers le domaine du Jura qu'elle atteint à l'Aquitanien (Miocène) avec le dépôt de 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[a 28]. 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[a 29].

Plissement néogène[modifier | modifier le code]

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[6],[7]. L'imbrication des différents massifs cristallins externes puis leur chevauchement sur le socle du domaine jurassien a entraîné le décollement des couvertures sédimentaires et leur déformation. Le plan de décollement, situé dans l'épaisse série triasique, s'enracine sous le chevauchement des massifs cristallins externes et est par conséquent indépendant de celui affectant 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 bordure externe, à l'emplacement actuel du Jura[4],[a 30],[b 6]. De même et bien que situés au cœur du bassin d'avant-pays, les chaînons 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[26]. Les couvertures situées sous le bassin d'avant-pays nord alpin n'absorbent pas de raccourcissement à l'exception du Salève et de ses prolongements occidentaux (environ 5 à 6 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[26]. Ces derniers sont par ailleurs chevauchants sur les couvertures sédimentaires de l'avant-pays européen, non décollées et déformées par l'orogenèse alpine, et notamment sur 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[a 31]. Par ailleurs, les profils sismiques ont démontré que les plans de chevauchement ne s'enracinent pas dans le socle qui ne participe donc pas au raccourcissement[b 7].

La déformation des couvertures sédimentaires est contrôlée par l'épaisseur de Trias et sa distribution spatiale[26]. Cette dernière présente une extension limitée à ses extrémités qui influence la géométrie de la déformation. Ainsi, un raccourcissement de 7 à 9 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 la partie centrale du Jura favorise des mécanismes de rotation du front de déplacement[26],[a 32] : 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.

Glaciations quaternaires[modifier | modifier le code]

Article connexe : Glaciations quaternaires.

Durant le Quaternaire (-1,8 Ma à aujourd'hui), le Jura fut recouvert à plusieurs reprises par des glaciers lors de périodes glaciaires. On estime qu'une dizaine de glaciations se sont produites dans le dernier million d'années, mais on ignore si le Jura fut englacé à chaque glaciation, car chaque nouveau glacier efface une grande partie des traces du précédent. On est cependant sûr que le Jura fut englacé durant les deux dernières glaciations du quaternaire : 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. Ces glaciers demeurent néanmoins indépendants de ceux ayant couvert les Alpes[a 33].

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

Le Jura aujourd'hui[modifier | modifier le code]

Actuellement, l'orogenèse alpine continue d'exercer un raccourcissement sur l'ensemble du massif jurassien. Il s'effectue essentiellement au travers des failles décrochantes voire par certains chevauchements[26]. 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[a 35]. 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 30 kilomètres dans certains cas[86]. Ils sont généralement de faible magnitude (< 3,5). Les plus forts ressentis durant cette période furent ceux de Saint-Dié-des-Vosges, le et de Baume-les-Dames, le , d'une magnitude respective de 5,3 et 5,1. Mais ils peuvent aussi se produire dans la couverture sédimentaire à l'image du séisme d'Épagny () d'une magnitude de 5,3 et situé à 3 kilomètres de profondeur[87]. Parmi les séismes les plus violents de l'arc jurassien, on compte le séisme de Thise du 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[88],[89].

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[a 36].

Structures géomorphologiques[modifier | modifier le code]

Relief jurassien et paysages karstiques[modifier | modifier le code]

Articles connexes : Relief jurassien et Karst.
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[a 37],[90].

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 »[a 38] ; les « vallées sèches » sont l'une des formes liées à la disparition des cours d'eau, dans les pertes, qui les ont façonnées[91].

Plateaux[modifier | modifier le code]

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[a 39]. L'infiltration de l'eau entraîne avec elle les argiles de décalcification qui s'enfoncent dans les poches karstiques et rendent l'épaisseur du sol et sa qualité pour l'agriculture très irrégulières[a 40].

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[a 41].

Reculées[modifier | modifier le code]

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[a 42]. 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[a 4].

Origine des reculées[modifier | modifier le code]

Les reculées ne sont pas situées à un endroit précis par le pur hasard. Elles sont situées dans des zones sensibles à l'érosion qui correspondent souvent à l'emplacement de failles. Au niveau local, elles correspondent à l'effondrement progressif des roches situées au-dessus des rivières. Les reculées internes furent formées lors du soulèvement progressif du Jura grâce aux failles formées qui sont les « guides » des reculées. Avant l'arrivée de la faille, nous sommes en présence d'une couverture calcaire du Jurassique avec un soubassement marneux. Survient une fracture par faille séparant un compartiment abaissé d'un compartiment surélevé. L'érosion du plateau remet à niveau les compartiments, les flux hydriques de surface et souterrains convergent vers la faille qui sert de drain. Au contact des marnes tendres du compartiment surélevé, l'érosion s'accélère et incise une petite vallée, prémisse de la reculée. Enfin, l'érosion régressive par le recul des versants et la convergence continue des flux hydriques vers le drain entraînent un creusement accéléré à l'emplacement même de la faille. Au niveau des calcaires, la pente est abrupte en falaises ; tandis qu'au niveau des marnes elle est en pente forte. La reculée est formée[a 43].

L'origine des reculées externes est liée à l'effondrement de la Bresse durant l'Oligocène. Cet effondrement engendre un abrupt de faille à la bordure du plateau jurassien. L'imperméabilité des terrains du Jurassique supérieur, à l'affleurement sur le plateau, entraîne la formation d'un réseau hydrique de surface. L'érosion régressive depuis la Bresse forme des entailles à la bordure du plateau qui sont les futures reculées. À la fin de l'Oligocène, alors que la Bresse continue de s'effondrer, celle-ci se remplit de dépôts détritiques hérités de l'érosion du plateau où la couche du Jurassique supérieur s'amincit. Les pré-reculées continuent de se creuser lentement et le réseau hydrique de surface du plateau continue d'exister. Au début du Miocène, l'effondrement de la Bresse se poursuit et son remplissage s'épaissit. L'érosion du plateau met au jour les couches du Jurassique moyen, le réseau hydrique s'enfonce dans le substrat karstifié et les reculées s'organisent selon les directions des failles du plateau. À la fin du Miocène et au début du Pliocène, le Jura est poussé sur la Bresse, formant le faisceau de Lons-le-Saunier. Les reculées poursuivent leur développement. Aussi bien pour les reculées internes que les reculées externes, les langues glaciaires des glaciers du Quaternaire empruntent les reculées et les élargissent. Aujourd'hui encore, les reculées continuent leur développement avec l'eau comme principal agent d'érosion[a 44].

Les reculées du plateau lédonien[modifier | modifier le code]

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[a 45].

Les reculées du plateau d'Ornans/Valdahon[modifier | modifier le code]

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[note 10] et du Lison.

Les reculées du plateau de Champagnole[modifier | modifier le code]

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[a 46].

Faisceaux[modifier | modifier le code]

Faiscaux externes[modifier | modifier le code]

Avant-Monts[modifier | modifier le code]

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[a 47].

Jura alsacien[modifier | modifier le code]
Article détaillé : 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[modifier | modifier le code]

Lomont[modifier | modifier le code]
Article détaillé : Chaîne du 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[modifier | modifier le code]

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[a 48].

Faisceau de Quingey[modifier | modifier le code]

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[a 49].

Faisceau lédonien[modifier | modifier le code]
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[a 50].

Petite Montagne[modifier | modifier le code]
Article détaillé : Petite Montagne du Jura.
La Petite Montagne, vue du Molard de la Justice, Jura, France

La Petite Montagne est en réalité un ensemble de trois faisceaux associés à deux étroites bandes de plateaux vallonnés. D'une orientation nord-sud, il est situé entre la plaine de la Bresse à l'ouest et le cours de la 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[a 51].

Les anticlinaux de la Petite Montagne sont organisés comme ceux du faisceau de Quingey (crêts à l'est et à l'ouest séparés par une combe axiale). La combe est formée dans les marnes du Lias, tandis que les crêts sont formés par des calcaires du Jurassique moyen plus résistants. Dans les synclinaux, se trouvent des marnes de l'Oxfordien qui retiennent des argiles d'altération[a 52].

Faisceau d'Ambérieu[modifier | modifier le code]

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[modifier | modifier le code]

Faisceau salinois[modifier | modifier le code]
Article connexe : Mont Poupet.

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)[a 53].

Faisceau de l'Heute[modifier | modifier le code]
Article détaillé : Côte de l'Heute.

Le faisceau de l'Heute est une structure faillée longue d'une quarantaine de kilomètres, large de quelques kilomètres, d'une orientation SO-NE, pour une altitude variant entre 650 et 780 m. Il constitue une rupture géologique et topographique entre le plateau lédonien (ouest) et le plateau de Champagnole (est). La structure du faisceau est très variée et on distingue trois zones : la zone nord (fossé d'effondrement marqué par une dépression), la zone centrale (fossé d'effondrement comprimé marqué par une dépression ou un relief) et la zone sud (structure déformée créant un fort relief). Le faisceau est situé entre le plateau lédonien et le plateau de Champagnole érodé (combe d'Ain). Le nom de « côte de l'Heute » s'applique à la zone sud et à une partie de la zone centrale, c'est de ce relief que le faisceau tire son nom. L'affleurement de l'épine dorsale du faisceau est l'affleurement de calcaires du Jurassique supérieur, tandis qu'en bordure, sur les plateaux, ce sont les calcaires du Jurassique moyen qui affleurent. En zone sud, le relief est créé par une ou deux failles chevauchantes. Le réseau de failles du faisceau est très complexe ; deux failles couplées forment l'épine dorsale du faisceau et définissent son orientation. Les failles transversales au faisceau ont permis son érosion et son abaissement local[a 54].

Faisceau de Syam[modifier | modifier le code]

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[a 55].

Pli-faille de Mamirolle[modifier | modifier le code]

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[92].

Structures et paysages de la Haute-Chaîne[modifier | modifier le code]

Plis[modifier | modifier le code]

Morphologie[modifier | modifier le code]

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[d 2]. Deux sortes de plis sont identifiées dans le massif : des plis à évaporites connexes situés dans le bassin molassique et dans les plateaux du Jura externe (faisceaux et plis-failles) et des plis liés à la poussée situés dans la Haute-Chaîne. Ces deux types de plis prouvent que les couches supérieures du Trias sont impliquées dans le développement des structures chevauchantes de la couverture sédimentaire et le contrôle de leur formation[b 6].

Anticlinaux[modifier | modifier le code]
Synclinaux[modifier | modifier le code]

Cluses[modifier | modifier le code]

Cluse de Moutier dans le canton de Berne en Suisse.

Les cluses sont des vallées très encaissées perpendiculaires aux plis qu'elles traversent. En général, les cluses découpent un anticlinal, tandis que d'autres plus complexes découpent plusieurs plis, telles les cluses du sud du massif (cluse de Nantua, cluse des Hôpitaux, etc.) L'origine des cluses est encore discutée, mais beaucoup de géologues s'accordent sur le fait qu'elles résultent d'un enfoncement sur place du cours d'eau déjà présent avant la formation du massif jurassien. Au fur et à mesure du plissement et du bombement des anticlinaux, les rivières ont progressivement entaillé les plis. Les cluses sont présentes dans l'ensemble du Jura plissé (Haute-Chaîne et faisceaux), soit isolées, soit en réseau de cluses alignées. Dans le dernier cas, elles jalonnent les failles d'orientation nord-sud qui recoupent les plis de manière oblique. Elles sont généralement parcourues par un cours d'eau, mais en sont parfois dépourvues, on parle alors de cluses sèches. Les cluses sont donc des passages privilégiés pour les axes de communication traversant le massif jurassien[a 56].

Combes[modifier | modifier le code]

Une combe est formée au sommet du bombement d'un anticlinal. À cet endroit, le plissement favorise l'érosion par l'étirement puis la fracturation des couches calcaires. Au départ, l'érosion créée un défoncement localisé des sols du sommet de l'anticlinal en formant des dépressions karstiques (par exemple des dolines) et le plissement entraîne l'étirement des couches et forme des fissures qui s'élargissent grâce à l'érosion due notamment à l'eau de pluie et au gel. En un second temps, ces dépressions s'élargissent et se rejoignent formant une dépression plus longue à relief chaotique, la combe s'affirme au sommet de l'anticlinal. À terme, elle est dominée de part et d'autre par des crêts en atteignant les couches marneuses de l'anticlinal. L'érosion par dissolution des roches est relayée par l'érosion physique (désagrégation, glissements, etc.) exercée sur les marnes, surtout pendant les temps glaciaires du quaternaire[a 57].

Accidents tectoniques[modifier | modifier le code]

Décrochements[modifier | modifier le code]

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[b 8].

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[a 58]. 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[a 59].

Chevauchements[modifier | modifier le code]
Article connexe : Pic de l'Aigle.

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[a 60].

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[a 61].

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[a 62].

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[a 63]. 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[a 64].

Ressources naturelles[modifier | modifier le code]

Fer[modifier | modifier le code]

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 Ve siècle et XIIIe siècle aux rochers de Faverges pour la production de fer et d'acier[93]. Plus tard, au XIXe siècle et XXe siècle, des mines ont été creusées dans le bassin de Delémont[94] mais sans obtenir un rendement suffisant.

Notes et références[modifier | modifier le code]

Notes[modifier | modifier le code]

  1. Le système alpin inclut l'ensemble des unités géologiques impliquées dans l'orogenèse alpine. Elles se caractérisent notamment par un décollement des couvertures sédimentaires et pour les unités internes par un métamorphisme d'âge Crétacé à Paléogène.
  2. En géologie, les Préalpes incluent uniquement les reliefs composés de couvertures sédimentaires appartenant aux unités structurales penniques (équivalent des domaines paléogéographiques valaisan, briançonnais et piémontais) tandis que les reliefs constitués par les couvertures sédimentaires delphino-helvétiques sont rassemblés dans les massifs subalpins.
  3. Le bassin d'avant pays nord alpin correspond en réalité à un bassin de type piggy-back, c'est-à-dire transporté passivement sur les couvertures sédimentaires jurassiennes.
  4. Jules Thurmann est mort le 25 juillet 1855.
  5. D'après l'auteur, la surcharge sédimentaire jurassique et crétacé du Jura aurait dû former des plis puissants en arêtes morphologiquement comparables à ceux des Alpes.
  6. La plupart des lieux correspondants à l'un ou l'autre de ces deux types structuraux analysés par Glaugeaud sont aujourd'hui incorporés dans la famille structurale des faisceaux.
  7. Bien que cette hypothèse était auparavant évoquée, l'absence de données de forage ou construction de tunnel dans la Haute-Chaîne ne permettait pas de la confirmer, ni de la contraindre dans les coupes géologiques.
  8. La formation des Couches du Chailley est décrite dans le lexique stratigraphique suisse comme le membre de Chailley appartenant à la formation de Twannbach.
  9. Biozone située entre 4,1 et 3,2 Ma et équivalent à l'unité faunistique du Ruscinien. Elle correspond au Zancléen et au Plaisancien précoce.
  10. Le Norvaux, affluent en rive gauche de la Loue, est au fond d'une reculée de même que le Valbois (autre affluent de la rive gauche).

Références[modifier | modifier le code]

  1. Maurice Gidon, « Les chaînons méridionaux du Jura », sur http://www.geol-alp.com/, .
  2. a b c d e f et g André Strasser, Bruno Mastrangelo, André Piuz et Jean Charollais, « Les plages du Salève », Archives des Sciences, vol. 70,‎ , p. 39-42 (lire en ligne).
  3. a b c d e f et g (en) Christian A. Meyer et Basil Thüring, « Dinosaurs of Switzerland », Comptes Rendus Palevol, vol. 2, no 1,‎ , p. 103-117 (DOI 10.1016/S1631-0683(03)00005-8).
  4. a b c d e f g h et i (en) Martin Burkhard et Anna Sommaruga, « Evolution of the western Swiss Molasse basin: structural relations with the Alps and the Jura belt », Special publications of the Geological Society of London, vol. 134,‎ , p. 279-298 (DOI 10.1144/GSL.SP.1998.134.01.13).
  5. a b c d e f g h et i Anna Sommaruga, « From the central Jura Mountains to the Molasse Basin (France and Switzerland) », Swiss bulletin pour la géologie appliquée, vol. 16, no 2,‎ (DOI 10.5169/seals-327746).
  6. a et b (en) Thomas Affolter, Jean-Luc Faure, Jean-Pierre Gratier et Bernard Colletta, « Kinematic models of deformation at the front of the Alps: new data from map-view restoration », Swiss Journal of Geosciences, vol. 101, no 2,‎ , p. 289-303 (DOI 10.1007/s00015-008-1263-3).
  7. a et b (en) Nicolas Bellahsen, Frédéric Mouthereau, A. Boutoux, M. Bellanger, O. Lacombe, L. Jolivet et Y. Rolland, « Collision kinematics in the western external Alps », Tectonics, vol. 33, no 6,‎ , p. 1055-1088 (DOI 10.1002/2013TC003453).
  8. a b et c Charles Contejean, Jules Thurmann, notice biographique, Montbéliard, H. Barbier, , 15 p. (présentation en ligne, lire en ligne), p. 3-4
  9. Emmanuel de Margerie, « Marcel Bertrand », Annales de géographie, vol. 16, no 86,‎ , p. 178-179 (lire en ligne).
  10. Marcel Bertrand, Mémoire sur les refoulements qui ont plissé l'écorce terrestre et sur le rôle des déplacements horizontaux, Paris, , 267 p. (lire en ligne), p. 48.
  11. a b et c René Lebeau, « Vues nouvelles sur la tectonique du Jura », Revue de géographie jointe au Bulletin de la Société géographique de Lyon, vol. 24, no 4,‎ , p. 373-376 (lire en ligne)
  12. Louis Rollier, « Le plissement de la chaine du Jura », Annales de géographie, vol. 12, no 66,‎ , p. 403-410 (DOI 10.3406/geo.1903.6377)
  13. a et b P. Brunet, « La structure du Jura », L'information géographique, vol. 18, no 1,‎ , p. 22-24 (lire en ligne)
  14. Maurice Lugeon, « Une hypothèse sur l'origine de Jura », Bulletin de la Société vaudoise des Sciences Naturelles, vol. 61, no 256,‎ , p. 465-478 (DOI 10.5169/seals-273005).
  15. Maurice Lugeon et Daniel Schneegans, « Sur le diastrophisme alpin », Comptes rendus hebdomadaires des séances de l'Académie des sciences de Paris, t. 210,‎ , p. 87-90 (notice BnF no FRBNF34348108, lire en ligne).
  16. Maurice Lugeon, « Sur la formation des Alpes franco-suisses », Compte rendu sommaire des séances de la Société géologique de France,‎ , p. 7-10 (notice BnF no FRBNF34349297).
  17. Elie Gagnebin et Maurice Lugeon, « Observations et vues nouvelles sur la géologie des Préalpes romandes », Mémoire de la Société vaudoise des Sciences naturelles, vol. 7, no 1,‎ , p. 1-90 (DOI 10.5169/seals-287464).
  18. (de) August Buxtorf, « Geologische Beschreibung des Weissenstein-Tunnel und seiner Umgebung », Matériaux pour la carte géologique suisse, vol. 21,‎ .
  19. (en) Peter A. Ziegler, « Swiss Molasse Basin : geodynamics, recources, hazards : an introduction », Eclogae Geologicae Helvetiae, vol. 85, no 3,‎ , p. 511-517 (DOI 10.5169/seals-167018).
  20. (en) Georges Gorin, Claude Signer et Gad Amberger, « Structural configuration of the western Swiss Molasse Basin as defined by reflection seismic data », Eclogae Geologicae Helvetiae, vol. 86, no 3,‎ , p. 693-716 (DOI 10.5169/seals-167259).
  21. Anna Sommaruga 2000.
  22. a et b (en) Anna Sommaruga, « Décollement tectonics in the Jura foreland fold-and-thrust belt », Marine and Petroleum Geology, vol. 16, no 2,‎ , p. 111-134 (DOI 10.1016/S0264-8172(98)00068-3, lire en ligne).
  23. (en) Anna Sommaruga, Urs Eichenberger et François Marillier, Seismic Atlas of the Swiss Molasse Basin, vol. 44, Commission suisse de géophysique, coll. « Matériaux pour la carte géologique suisse », , 80 p. (ISBN 978-3-302-40064-8, présentation en ligne).
  24. a b c et d (en) Anna Sommaruga, « Tectonics of the Central Jura and the molasse basin. New insights from the interpretation of seismic reflection data », Bulletin de la Société Neuchâteloise des Sciences Naturelles, vol. 118, no 9,‎ , p. 95-108 (DOI 10.5169/seals-89431).
  25. « GeoMol, un modèle géologique 3D du Plateau suisse », sur Office fédéral de topographie swisstopo.
  26. a b c d e f g h i j et k (en) Thomas Affolter et Jean-Pierre Gratier, « Map view retrodeformation of an arcuate fold-and-thrust belt: The Jura case », Journal of Geophysical Research, vol. 109, no B3,‎ , B03404 (DOI 10.1029/2002JB002270).
  27. (de) Hans P. Laubscher, « Ein kinematisches Modell der Jurafaltung », Eclogae Geologicae Helvetiae, vol. 58,‎ , p. 232-318 (DOI 10.5169/seals-163266)
  28. (en) Jean-Louis Mugnier et Pierre Vialon, « Deformation and displacement of the Jura cover on its basement », Journal of Structural Geology, vol. 8, nos 3-4,‎ , p. 373-387 (DOI 10.1016/0191-8141(86)90056-8)
  29. (de) Hans P. Laubscher, « Die Fernschubhypothese der Jurafaltung », Eclogae Geologicae Helvetiae, vol. 54, no 1,‎ , p. 212-282 (DOI 10.5169/seals-162820).
  30. (en) M. Baumann, Three-dimensional modeling of the crust-mantle boundary in the alpine region, vol. 10772, ETH Zürich,
  31. Georges Lienhardt 1962.
  32. [PDF] Aurore Brach, Réalisation de l'Atlas Mouvements de Terrains : Territoire de Belfort, Département Laboratoire d'Autun, (lire en ligne), p. 21.
  33. a b c d e f et g (en) Peter Jordan, « Reorganisation of the Triassic stratigraphic nomenclature of northern Switzerland: overview and the new Dinkelberg, Kaiseraugst and Zeglingen formations », Swiss Journal of Geosciences, vol. 109, no 2,‎ , p. 241-255 (DOI 10.1007/s00015-016-0209-4).
  34. a et b (de) Matthias Geyer, Edgar Nitsch et Theo Simon, Geologie von Baden-Württemberg, Stuttgart, Schweizerbart Science Publishers, , 627 p. (ISBN 978-3-510-65267-9, présentation en ligne).
  35. a et b (en) Johannes S. Pietsch, Andreas Wetzel et Peter Jordan, « A new lithostratigraphic scheme for the Schinznach Formation (upper part of the Muschelkalk Group of northern Switzerland) », Swiss Journal of Geosciences, vol. 109, no 2,‎ , p. 285-307 (DOI 10.1007/s00015-016-0214-7).
  36. a b c d et e (en) Peter Jordan, Johannes S. Pietsch, Hansruedi Bläsi, Heinz Furrer, Nicole Kündig, Nathan Looser, Nathan Wetzel et Gaudenz Deplazes, « The middle to late Triassic Bänkerjoch and Klettgau formations of northern Switzerland », Swiss Journal of Geosciences, vol. 109, no 2,‎ , p. 257-284 (DOI 10.1007/s00015-016-0218-3).
  37. (de) Karl Martin Tanner, « Die Keuper-Lias Fundstelle von Niederschönthal, Kanton Baselland », Bulletin der Vereinigung Schweiz. Petroleum-Geologen und - Ingenieure, vol. 44, no 106,‎ , p. 13-23 (DOI 10.5169/seals-202917).
  38. (en) Peter M. Galton, « Prosauropod dinosaur Plateosaurus (=Gresslyosaurus) (Saurischia: Sauropodomorpha) from the Upper Triassic of Switzerland », Geologica et Palaeontologica, vol. 20,‎ , p. 167-183.
  39. (en) Rebecca Hofmann et P. Martin Sanders, « The first juvenile specimens of Plateosaurus engelhardti from Frick, Switzerland: Isolated neural arches and their implications for developmental plasticity in a basal sauropodomorph », PeerJ, vol. e458,‎ (DOI 10.7717/peerj.458).
  40. a et b (en) P. Martin Sanders, « The norian Plateosaurus bonebeds of central Europe and their taphonomy », Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, vol. 93, nos 3-4,‎ , p. 255-299 (DOI 10.1016/0031-0182(92)90100-J).
  41. Henri Resal, Statistique géologique, minéralogique et minéralurgique des départements du Doubs et du Jura, Dodivers, (lire en ligne), p. 357-358.
  42. M. Boyé, Annales des mines: ou recueil de mémoires sur l'exploitation des mines et sur les sciences et les arts qui s'y rapportent, vol. 6, Carilian-Goeury et Dalmont, (lire en ligne), p. 557-563.
  43. a et b (en) Christian Meyer, « A sauropod dinosaur megatracksite from the Late Jurassic of northern Switzerland », Ichnos, vol. 3, no 1,‎ , p. 29-38 (DOI 10.1080/10420949309386371).
  44. Jacques Ayer et Bernard Claude, « Découverte d'une piste de dinosaure sauropode dans le Kimméridgien de la région de Bienne », Bulletin de la Société Neuchâteloise des Sciences Naturelles, vol. 124,‎ , p. 149-159 (DOI 10.5169/seals-89560)
  45. (en) Daniel Marty, Wolfgang Hug, Andeas Iberg, Lionel Cavin, Christian Meyer et Martin Lockley, « Preliminary Report on the Courtedoux Dinosaur Tracksite from the Kimmeridgian of Switzerland », Ichnos, vol. 10, nos 2-4,‎ , p. 209-219 (DOI 10.1080/10420940390256212).
  46. (en) Jacques Ayer, Damien Becker, Jean-Paul Billon-Bruyat, Wolfgang A. Hug et Daniel Marty, « Les fossiles de la Transjurane (A16): de la fouille à l’interprétation », Le Cristallier Suisse, vol. 2006, no 4,‎ , p. 10-18 (lire en ligne).
  47. (en) Daniel Marty, Jacques Ayer et Damien Becker, « Late Jurassic dinosaur tracksites of the Transjurane highway (Canton Jura, NW Switzerland) : overview and measures for their protection and valorisation », Bulletin für angewandte Geologie, vol. 12, no 1,‎ , p. 75-89 (DOI 10.5169/seals-226370).
  48. (en) Daniel Marty, Matteo Belvedere, Novella L. Razzolini, Martin G. Lockley, Géraldine Paratte, Marielle Cattin, Christel Lovis et Christian A. Meyer, « The tracks of giant theropods (Jurabrontes curtedulensis ichnogen. & ichnosp. nov.) from the Late Jurassic of NW Switzerland: palaeoecological & palaeogeographical implications », Historical Biology, vol. 30, no 7,‎ , p. 928-956 (DOI 10.1080/08912963.2017.1324438).
  49. (en) Christian Meyer, « Sauropod tracks from the Upper Jurassic Reuchenette Formation (Kimmeridgian, Lommiswil, Kt. Solothurn) of northern Switzerland », Eclogae Geologicae Helvetiae, vol. 83, no 2,‎ , p. 389-397 (DOI 10.5169/seals-166593).
  50. (en) Jean-Michel Mazin, Pierre Hantzpergue et Joane Pouech, « The dinosaur tracksite of Loulle (early Kimmeridgian; Jura, France) », Geobios, vol. 49, no 3,‎ , p. 211-228 (DOI 10.1016/j.geobios.2016.01.018).
  51. (en) Elsa Cariou, Nicolas Olivier, Bernard Pittet, Jean-Michel Mazin et Pierre Hantzpergue, « Dinosaur track record on a shallow carbonate-dominated ramp (Loulle section, Late Jurassic, French Jura) », Facies, vol. 60, no 1,‎ , p. 229–253 (DOI 10.1007/s10347-013-0368-y).
  52. (en) Jean Le Lœuff, Christian Gourrat, Patrice Landry, Lionel Hautier, Romain Liard, Christel Souillat, Éric Buffetaut et Raymond Enay, « Late Jurassic sauropod footprint sites of southern Jura (France) », Kaupia, Darmstäter Beiträge zur Naturgeschichte, vol. 14,‎ , p. 27-31 (lire en ligne).
  53. (en) Jean Le Lœuff, Christian Gourrat, Patrice Landry, Lionel Hautier, Romain Liard, Christel Souillat, Éric Buffetaut et Raymond Enay, « A Late Jurassic sauropod track site from Southern Jura (France) », Comptes Rendus Palevol, vol. 5, no 5,‎ , p. 705-709 (DOI 10.1016/j.crpv.2006.01.007).
  54. P. Bernier, Les formations carbonatées du Kimméridgien et du Portlandien dans le Jura méridional, vol. 92, Lyon, Documents des laboratoires de géologie, , 803 p. (ISBN 2-85454-068-9, notice BnF no FRBNF20180528).
  55. (en) Jean-Michel Mazin, Pierre Hantzpergue et Nicolas Olivier, « The dinosaur tracksite of Plagne (early Tithonian, Late Jurassic; Jura Mountains, France): The longest known sauropod trackway », Geobios, vol. 50, no 4,‎ , p. 279–301 (DOI 10.1016/j.geobios.2017.06.004).
  56. a b et c (en) André Strasser, Jean Charollais, Marc André Conrad, Bernard Clavel, Antoine Pictet et Bruno Mastrangelo, « The Cretaceous of the Swiss Jura Mountains: an improved lithostratigraphic scheme », Swiss Journal of Geosciences, vol. 109, no 2,‎ , p. 201-220 (DOI 10.1007/s00015-016-0215-6).
  57. Jean Charollais, Roland Wernli et Christian A. Meyer, « Découverte d'empreintes de dinosaures dans le Berriasien du Jura méridional (Ain, France) », Archives des sciences, vol. 60, no 1,‎ , p. 33-40 (DOI 10.5169/seals-738412).
  58. Pierre-Olivier Mojon, « Paléokarst, crocodiles nains et micropaléontologie du Valanginien d'Arzier (Jura suisse) », Archives des Sciences, vol. 59, no 1,‎ , p. 49-62 (DOI 10.5169/seals-738313).
  59. André Strasser, Bernard Clavel, Eric Monteil, Jean Charollais, André Puiz et Bruno Mastrangelo, « La Formation du Grand Essert (Jura franco-suisse ; Valanginien supérieur p.p. à Hauterivien supérieur basal) », Archives des Sciences, vol. 70, no 3,‎ , p. 205-282 (lire en ligne).
  60. (en) Antoine Pictet, Michel Delamette et Bertrand Matrion, « The Perte-du-Rhône Formation, a new Cretaceous (Aptian-Cenomanian) lithostratigraphic unit in the Jura mountains (France and Switzerland) », Swiss Journal of Geosciences, vol. 109, no 2,‎ , p. 221-240 (DOI 10.1007/s00015-016-0220-9).
  61. Jules Thurmann, « Discussion relative au Bohnerz », Bulletin de la Société géologique de France, vol. 1er, no IX,‎ .
  62. Henri Douxami, « Etudes sur les terrains tertiaires du Dauphiné, de la Savoie et de la Suisse occidentale », Annales de l'Université de Lyon, vol. 27,‎ , p. 1-318.
  63. Ernest Fleury, Le Sidérolithique suisse. Contribution à la connaissance des phénomènes d'altération superficielles des sédiments, vol. IV, , 260 p.
  64. Étienne Joukowsky et Jules Favre, « Monographie géologique et paléontologique du Salève (Haute-Savoie, France) », Mémoire de la Société de Physique et d'Histoire naturelle de Genève, vol. 37, no 4,‎ , p. 295-523.
  65. a b c d et e Marc A. Conrad et Charles Ducloz, « Nouvelles observations sur l'Urgonien et le Sidérolithique du Salève », Eclogae Geologicae Helvetiae, vol. 70, no 1,‎ , p. 127-141 (DOI 10.5169/seals-164618).
  66. Thierry Blondel, « Lithostratigraphie synthétique du Jurassique et du Crétacé inférieur de la partie septentrionale de la montagne du Vuache (Jura méridional. Haute-Savoie, France) », Archives des Sciences, vol. 43, no 1,‎ , p. 175-190 (DOI 10.5169/seals-740124).
  67. a et b Patrick Bienfait, « Elements sur la karstification et l'évolution paléogéographique du Jura », Karstologia : revue de karstologie et de spéléologie physique, vol. 17,‎ , p. 19-30 (DOI 10.3406/karst.1991.2255).
  68. a b c d e f et g Jean-louis Guendon, « Les paléokarsts des Alpes occidentales du Trias à l'Éocène », Karstologia : revue de karstologie et de spéléologie physique, vol. 4, no 1,‎ , p. 2-10 (DOI 10.3406/karst.1984.938).
  69. Dominique Guyonnet, « La structure de la Montagne du Grand Crédo (Ain, France) », Archives des Sciences, vol. 43, no 3,‎ , p. 393-408 (DOI 10.5169/seals-740402).
  70. a b et c Daniel Aubert et Loïc Le Ribault, « Quartz du pied du Jura », Bulletin de la Société Vaudoise des Sciences Naturelles, vol. 72, no 348,‎ , p. 231-240 (DOI 10.5169/seals-276691).
  71. a et b (en) Ursula A. Menkveld-Gfeller, Oliver Kempf et Hanspeter Funk, « Lithostratigraphic units of the Helvetic Palaeogene: review, new definition, new classification », Swiss Journal of Geosciences, vol. 109, no 2,‎ , p. 171-199 (DOI 10.1007/s00015-016-0217-4).
  72. (en) Peter Strunck et Albert Matter, « Depositional evolution of the western Swiss Molasse », Eclogae Geologicae Helvetiae, vol. 95, no 2,‎ , p. 197-222 (DOI 10.5169/seals-168955).
  73. Marc Weidmann, « Quelques observations nouvelles sur la molasse du Jura », Bulletin de la Société Neuchâteloise des Sciences Naturelles, vol. 109,‎ , p. 153-159 (DOI 10.5169/seals-89264).
  74. a et b Damien Becker et Frédéric Lapaire, « La Molasse du Jura (Cénozoïque) : premiers résultats des fouilles et recherches sur le tracé de la Transjurane (A16) », Actes de la Société jurassienne d'émulation, vol. 106,‎ , p. 45-61 (DOI 10.5169/seals-684832)
  75. a et b (en) Laurent Picot, Laurent Becker, Frédéric Lapaire, Kamil Ustaszewski, Wolfgang A. Hug et Jean-Pierre Berger, « Sedimentologie, paléontologie et paléoenvironnements côtiers de la région de Porrentruy (Sud-Rhénan, Paléogène, Jura, Suisse): Implications géodynamiques », Eclogae Geologicae Helvetiae, vol. 98, no 2,‎ , p. 281-296 (DOI 10.5169/seals-169177).
  76. Jean Charollais, Roland Wernli, Roger Jan du Chêne, Katharina von Salis et Florian Steiner, « La Molasse marine supérieure de la Combe d'Evuaz et de la Pesse », Archives des Sciences, vol. 59, no 1,‎ , p. 21-46 (DOI 10.5169/seals-738312).
  77. (en) Daniel Kälin, « The mammal zonation of the Upper Marine Molasse of Switzerland reconsidered: a local biozonation of MN 2 - MN 5 », Actes du Congrès BiochroM'97,‎ , p. 515-535 (DOI 10.5169/seals-738312).
  78. Thomas Bolliger, Burkart Engesser et Marc Weidmann, « Première découverte de mammifères pliocènes dans le Jura neuchâtelois », Eclogae Geologicae Helvetiae, vol. 86, no 3,‎ , p. 1031-1068 (DOI 10.5169/seals-167271).
  79. a b c et d (en) Gérard M. Stampfli, Gilles D. Borel, Robin Marchant et Jon Mosar, « Western Alps geological constraints on western Tethyan reconstructions », Journal of the Virtual Explorer, vol. 7,‎ , p. 75-104 (DOI 10.3809/jvirtex.2002.00057).
  80. a b et c (en) Mark R. Handy, Stefan M.R. Schmid, Romain Bousquet, Eduard Kissling et Daniel Bernoulli, « Reconciling plate-tectonic reconstructions of Alpine Tethys with the geological–geophysical record of spreading and subduction in the Alps », Earth-Science Reviews, vol. 102,‎ , p. 121-158 (DOI 10.1016/j.earscirev.2010.06.002).
  81. (en) Pierre Dèzes, Stefan M. Schmid et Peter Alfred Ziegler, « Evolution of the European Cenozoic Rift System: interaction of the Alpine and Pyrenean orogens with their foreland lithosphere », Tectonophysics, vol. 389, nos 1-2,‎ , p. 1-33 (DOI 10.1016/j.tecto.2004.06.011).
  82. Jacques Martini, « Étude des minéraux secondaires du sidérolithique des environs de Genève », Archives des sciences, vol. 18, no 1,‎ , p. 71-81 (DOI 10.5169/seals-739170).
  83. Pierre-Roland Giot, « Contribution à l'étude des terrains tertiaires du Royans (Isère et Drôme) », Travaux du laboratoire de géologie de la faculté des Sciences de Grenoble, vol. 24,‎ , p. 49-68 (lire en ligne).
  84. Jacques Martini, « Les phénomènes karstiques de la chaîne du Salève (Haute-Savoie) », Bulletin de la section de Genève de la société suisse de spéléologie, vol. 1, no 1,‎ , p. 3-9.
  85. Claude Sittler, « Le paléogène des fossés rhénan et rhodanien. Études sédimentologiques et paléoclimatiques », Mémoire du service de la carte géologique d'Alsace-Lorraine, vol. 24,‎ (lire en ligne).
  86. (en) Nicholas Deichmann, « Structural and rheological implications of lower-crustal earthquakes below northern Switzerland », Physics of the Earth and Planetary Interiors, vol. 69, nos 3-4,‎ , p. 270-280 (DOI 10.1016/0031-9201(92)90146-M).
  87. (en) François Thouvenot, Julien Fréchet, Paul Tapponier, Jean-Charles Thomas, Benoît Le Brun, Gilles Menard, Robin Lacassin, Liliane Jenatton, Jean-Robert Grasso, Olivier Coutant, Anne Paul et Denis Hatzfeld, « The ML 5.3 Épagny (French Alps) earthquake of 1996 July 15: a long‐awaited event on the Vuache Fault », Geophysical Journal International, vol. 35, no 3,‎ , p. 876-892 (DOI 10.1046/j.1365-246X.1998.00662.x).
  88. (en) Mustapha Meghraoui, Bertrand Delouis, Matthieu Ferry, Domenico Giardini, Peter Huggenberger, Ina Spottke et Michel Granet, « Active Normal Faulting in the Upper Rhine Graben and Paleoseismic Identification of the 1356 Basel Earthquake », Science, vol. 293, no 5537,‎ , p. 2070-2073 (DOI 10.1126/science.1010618).
  89. (en) Jérôme Lambert, Thierry Winter, Thomas J. B. Dewez et Philippe Sabourault, « New hypotheses on the maximum damage area of the 1356 Basel earthquake (Switzerland) », Quaternary Science Reviews, vol. 24, nos 3-4,‎ , p. 381-399 (DOI 10.1016/j.quascirev.2004.02.019).
  90. Géologie de la Haute-Chaîne
  91. Géologie du Jura sur Futura Sciences
  92. Lydie Joan, Carte archéologique de la Gaule: 25/90. Le Doubs et le territoire de Belfort, Les Editions de la MSH, (ISBN 9782877540827, lire en ligne)
  93. Jean Sesiano, « Des fours catalans au sommet du Salève: la sidérurgie aux portes de Genève », Nature et Patrimoine en Pays de Savoie, vol. 52,‎ , p. 19-22 (lire en ligne).
  94. Daniel Aubert, « L'évolution du relief jurassien », Eclogae Geologicae Helvetiae, vol. 68, no 1,‎ , p. 1-64 (DOI 10.5169/seals-164376).

Bibliographie[modifier | modifier le code]

  1. a et b p. 10
  2. p. 8
  3. p. 162
  4. a et b p. 169
  5. p. 190-191
  6. a et b p. 28
  7. p. 72-73
  8. p. 70-71
  9. p. 74-75
  10. p. 84, 85, 87-88
  11. p. 94-95
  12. p. 102-103
  13. p. 112-113
  14. p. 120, 121-122
  15. p. 128, 129, 130-131
  16. p. 138-139
  17. p. 142-143
  18. p. 146-147
  19. p. 150-151
  20. a et b p. 156
  21. p. 274
  22. p. 275
  23. p. 276
  24. p. 277
  25. p. 280
  26. p. 281
  27. p. 282
  28. p. 284
  29. p. 285
  30. p. 288
  31. p. 286-287
  32. p. 289
  33. p. 290
  34. p. 291
  35. p. 292
  36. p. 293
  37. p. 62
  38. p. 56
  39. p. 164
  40. p. 165
  41. p. 164-165
  42. p. 168
  43. p. 176
  44. p. 177
  45. p. 170
  46. p. 188
  47. p. 210
  48. p. 192-193
  49. p. 194-195
  50. p. 196
  51. p. 198-199
  52. p. 201
  53. p. 202-203
  54. p. 206-207
  55. p. 208-209
  56. p. 64
  57. p. 63
  58. p. 234-235
  59. p. 53
  60. p. 240
  61. p. 244
  62. p. 246
  63. p. 250
  64. p. 252
  1. p. 135-136
  2. p. 277
  • Georges Lienhardt, Géologie du bassin houiller stéphanien du Jura et de ses morts-terrains, Éditions Technip Chambéry, Impr. réunies, coll. « Mémoires du BRGM »,
  • 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, no 1,‎ 1er semestre 1984, p. 46-51 (ISSN 0751-7688, lire en ligne, consulté le 18 mai 2017).
  • (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, , 195 p. (ISBN 2-88347-001-4, présentation en ligne, lire en ligne)
  1. a et b p. 18
  2. p. 23
  3. p. 20
  4. p. 33
  5. p. 34
  6. a et b p. 153
  7. p. 153-154
  8. p. 15
  1. p. 1

Voir aussi[modifier | modifier le code]

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