Géologie du massif du Jura


Géologie du massif du Jura
Vue satellite du massif du Jura

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

La structure profonde du Jura est connue grâce aux différents forages et données sismiques utilisés pour la recherche de pétrole et de charbon dans le massif et le bassin molassique durant la seconde moitié du XXe siècle. Les résultats de ces recherches furent transmis par les sociétés pétrolières à la demande des géologues suisses dans les années 1990. Ils ont permis d'apporter la réponse à de nombreuses questions sur le plissement du Jura et la géométrie de la couche sédimentaire et du socle ancien du massif et du bassin molassique[b 1].

Sommaire

Cadre géographique

Article détaillé : Massif du Jura.

Le massif du Jura est situé principalement sur la frontière franco-suisse. Le massif au sens strict s'étend de la ville de Bâle en Suisse, au massif de la Chartreuse dans le département de l'Isère, ce qui lui donne une longueur de 300 km. Son orientation SO-SSO lui donne une forme de croissant qui suit le front alpin, puis fusionne avec ce front au sud-sud-ouest de Chambéry, avant de disparaître au nord-est de Voiron pour laisser place au massif alpin seul.

Le Jura est bordé à l'ouest par la plaine de la Bresse, au nord par les plateaux de la Saône et le massif des Vosges, à l'est par le bassin lémanique, le plateau suisse et le massif des Alpes. Dans le sud de l'Allemagne, on trouve deux continuités du massif jurassien : le Jura souabe au sud de la Forêt Noire et le Jura franconien en Bavière. Cependant, géologiquement parlant, ces deux unités n'appartiennent pas au Jura désigné au sens strict, mais sont étroitement liées au massif par leur formation.

Structure et cadre géologique

Structure et unités géologique du massif du Jura.

Unités de la chaîne

Quatre unités composent la chaîne jurassienne au sens strict. La Haute-Chaîne est l'épine dorsale du massif, elle est constituée d'importants dénivelés causés par sa structure plissée. Les structures amincies de la Haute-Chaîne se prolongent jusqu'au massif de la Chartreuse et au sud du Jura souabe. Les plateaux constituent une structure globalement horizontale, avec des ondulations locales qui ne dépassent pas les 100 m. Ces plateaux sont incisés par des reculées. Les faisceaux sont des structures plissées chevauchantes abondamment présentes à l'ouest du massif. Certains d'entre eux coupent les plateaux dans un sens oblique par rapport à celui de la chaîne. On trouve enfin deux petites structures faillées situées sur le rebord externe N-E de la chaîne. Ce sont les Avants-Monts situés entre le faisceau de Besançon et Dole et le Jura alsacien dans le département du Haut-Rhin entre le nord de la Haute-Chaîne et le fossé du Rhin[a 1].

On la divise également en deux parties : le Jura interne qui correspond à la Haute-Chaîne et le Jura externe qui correspond aux plateaux et aux faisceaux[b 2].

Unités marginales

Le massif jurassien est encadré par trois unités géologiques marginales. On trouve des plateaux faillés qui prolongent localement les unités externes du Jura, mais qui ne participent pas à la courbure de la chaîne. Cette prolongation s'opère par celle du réseau de failles. On trouve parmi ces plateaux, les plateaux de la Haute-Saône et le Jura souabe. Lors de sa formation, le Jura semble avoir buté contre des massifs cristallins, parmi eux le massif des Vosges, la Forêt Noire et la massif de la Serre. Et enfin trois fossés comblés de sédiments tertiaires : le bassin du Rhin au nord, le bassin molassique à l'est et le fossé de Bresse à l'ouest[a 2].

Répartition des terrains

Les terrains du Jura sont principalement secondaires, mais les terrains primaires, tertiaires et quaternaires sont également présents.

L'affleurement des terrains primaires est inexistant dans le massif du Jura. On les trouve en réalité aux bordures septentrionale et occidentale du massif, dans le massif de la Serre et dans le Sud du massif des Vosges. Deux types de roches représentent ces affleurements : des roches endogènes formées en profondeur qui sont passées par un stade magmatique et sont remontées à la surface par les mouvements verticaux terrestres ; des roches sédimentaires et métamorphiques[a 3].

Les roches secondaires constituent l'essentiel de la chaîne et de la Franche-Comté, ce sont des roches sédimentaires qui furent déposées très souvent en milieu marin. Les plus anciennes roches proviennent du Trias, on les trouve à la périphérie des Vosges, dans le Nord de la Haute-Saône, autour du massif de la Serre et dans le vignoble jurassien. Les roches les plus abondantes sont les roches du Jurassique qui occupent la majorité du massif et des plateaux de la Haute-Saône. Les roches datant du Crétacé sont surtout présentes dans les synclinaux de la Haute-Chaîne et de la plaine de la Saône[a 4].

Les terrains tertiaires n'occupent plus que la périphérie de la chaîne jurassienne. Ils sont souvent présents dans les bassins effondrés après l'émersion du Jura (bassin molassique, bassin de la Bresse, etc.) Certains synclinaux de la Haute-Chaîne présentent des affleurements tertiaires comme dans la vallée de Joux ou les bassins de la région de Delémont[a 5].

Les terrains quaternaires sont principalement situés dans les plaines alluviales des rivières les plus importantes (Doubs, Saône, Loue, etc.) et dans les zones d'accumulations des formations glaciaires à la périphérie des zones montagneuses et au front d'extension de la dernière glaciation (par exemple la combe d'Ain). Les formations superficielles, tels que les éboulis, sont également d'âge quaternaire[a 6].

Matériaux géologiques jurassiens

Les matériaux géologiques jurassiens sont très nombreux et s'étendent de la fin de l'ère primaire jusqu'à aujourd'hui. La série stratigraphique des terrains du Jura présente une épaisseur de 2 km[a 7]. On distingue deux types de matériaux : les matériaux du substrat et les matériaux de surface qui ont été mis en place durant le quaternaire.

Matériaux du substrat

Le socle primaire

Si aucun affleurement de l'ère primaire n'existe dans le massif du Jura, elles sont bien présentes dans la série stratigraphique des roches du Jura. Les roches du massif reposent sur un socle datant de la fin de l'ère primaire constitué de roches endogènes, tel que le granite, et de roches métamorphiques, tel que le gneiss. Ce socle 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[a 8].

Article détaillé : Massif de la Serre.
Carrière d'eurite dans le massif de la Serre.

Le massif de la Serre est un éperon du socle ancien situé dans le 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 primaires (granite, eurite, etc.) et de roches secondaires, séparées des primaires par une faille[a 9].

Roches du Trias

Le Trias se trouve à deux endroits : à la périphérie des massifs de socle ancien et dans le chevauchement du Jura sur la Bresse. Dans ce chevauchement, on ne trouve que les niveaux du Keuper à l'affleurement, mais les forages des années 1950 à la recherche de pétrole ont permis de mettre en valeur toute la série stratigraphique. Deux types de roches caractérisent le Trias en Franche-Comté : des roches détritiques issues de l'accumulation de particules provenant de l'érosion des massifs voisins (grès, argilites, etc.) et des roches évaporitiques composées de minéraux qui précipitent lors de l'évaporation de l'eau dans un environnement sursalé comme les lagunes (dolomite, gypse, halite, anhydrite)[a 10].

Il est très difficile d'établir une stratigraphie complète et détaillée des couches triasiques du massif du Jura en raison de complications tectoniques qui se produisent au sein de ces formations et la corrélation de la région du Jura et du bassin molassique reste également très difficile avec des données limitées et tectoniquement complexes[b 3].

Roches du Jurassique

Le Jurassique inférieur (Lias) est difficilement visible à l'affleurement, on ne le trouve que dans les dépressions de la Haute-Saône, dans l'anticlinal des Avants-Monts ou dans la zone de chevauchement Jura-Bresse. L'épaisseur de la strate est d'environ 200 m et à peu près constante d'ouest en est. On trouve au niveau des étages une différence d'épaisseur. La roche prédominante est la marne grise avec un peu de marnes bleues, de schistes et de calcaires. La richesse en fossiles maritimes (ammonites, bivalves, gastéropodes, etc.) de ces couches indique que ces roches se sont déposées dans une mer riche en organismes. Ce sont les petites modifications du milieu marin qui ont entraîné un dépôt avec un faciès varié. Les dépôts du Lias sont également les terrains de prédilection du cépage Savagnin[a 11].

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 12].

Le Jurassique supérieur (Malm) est prédominant dans le massif, l'épaisseur de sa couche est de plus de 500 m. On le trouve dans les plis de la Haute-Chaîne, dans la Petite Montagne, sur les plateaux internes du Jura, les faisceaux internes, dans les plateaux de la Haute-Saône et les plateaux entre Doubs et Ognon. Ces roches sont visibles dans les cluses et toute la série est visible dans le Cirque des Foules à Saint-Claude. Les roches sont presque entièrement du calcaire parfois dolomitique, parfois marneux, parfois compact. Elles sont réparties sur trois étages : Oxfordien, Kimméridgien et Tithonien. C'est dans cette strate que furent découvertes les traces de dinosaures à Coisia et à Loulle[a 13].

Roches du Crétacé

Les terrains du Crétacé sont présents dans les synclinaux de la Haute-Chaîne. Avec les formations du Crétacé s'achèvent les strates à dominance maritime. La série du Crétacé est incomplète dans le Jura, il y manque le Crétacé supérieur, car la région était émergée durant cette période. De ce fait, la strate du Crétacé ne dépasse pas 200 m quand il n'est pas érodé. Les roches du Crétacé sont un mélange de calcaires et de marnes ; on y trouve aussi la pierre jaune de Pontarlier. Si les affleurements du Crétacé existent encore, c'est grâce au plissement de la Haute-Chaîne. En effet, lors du plissement du Jura, l'érosion dans les synclinaux fut très faible, tandis que dans les anticlinaux ce fut l'inverse. Cette faible érosion préserva le Crétacé, alors qu'en terrain plat il a totalement disparu[a 14].

Terrains du tertiaire

Pendant l'ère tertiaire, le Jura est émergé et commence à se former sous l'action de la poussée venue des Alpes, les sédiments de cette période ne sont plus que continentaux. L'ère tertiaire est très peu présente dans le Jura, on la retrouve surtout dans les bassins bordant le massif, dans des dépôts marins ou lacustres. Durant le Miocène inférieur, la frange orientale de la Haute-Chaîne est recouverte par des dépôts molassiques, lacustre à l'étage Aquitanien, puis marins à l'étage Burdigalien. Les sédiments du Pliocène, de l'Oligocène et de l'Éocène sont présents dans le bassin rhénan, le bassin de la Bresse et la vallée de la Saône. L'Oligocène est visible dans le bassin de Delémont en Suisse, constitué de calcaires marins, de dépôts fluviatiles et lacustres[a 15].

Matériaux de surface du quaternaire

Dépôts d'origine glaciaire

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 16].

Tourbe et tourbières

Article détaillé : Tourbière.
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 17]. 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 18].

Alluvions

Article détaillé : Alluvion.

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 19].

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 20].

Dépôts de versant

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 21].

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 22].

Histoire géologique du Jura

De la chaîne hercynienne à l'émersion du Jura

La chaîne hercynienne

Durant le Paléozoïque, entre -420 Ma et -270 Ma, se trouvait à la place du Jura, sur l'emplacement actuel de l'Europe, une chaîne de montagne comparable à l'Himalaya qui s'étendait entre le continent Laurasia et le continent Gondwana : la chaîne hercynienne. 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. Les roches qui composaient cette immense chaîne de montagne étaient principalement d'origine métamorphique et magmatique. À mesure qu'avance sa formation, la chaîne hercynienne s'érode et ses débris se dispersent dans des bassins sédimentaires situés à la périphérie des montagnes. À la fin de l'ère primaire, au Permien (-250 Ma), l'essentiel de cette puissante chaîne à disparu, érodé. Divers massifs montagneux européens sont des résidus de cette chaîne montagneuse qui a marqué l'histoire géologique de l'Europe durant l'ère primaire ; parmi eux se trouvent le Massif central, le massif des Vosges ou encore le Massif armoricain. Le massif de la Serre, près de Dole, est également l'un des résidus de la chaîne hercynienne[a 23].

De ce fait, à la fin du Paléozoïque, le Jura est situé dans une région continentale où alternent reliefs hercyniens érodés et bassins sédimentaires permo-carbonifères comblés par les débris de l'érosion. Ces bassins, correspondants à des fossés d'effondrement, sont d'une orientation N-E/S-O et limités par des failles normales et des reliefs étroits. Cette structure organisée par une alternance de fossés et promontoires est significative d'une tectonique en distension[a 24].

Fleuves et lagunes du Trias

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

Au début de l'ère secondaire (-250 Ma), le continent unique Pangée se fragmente, la mer envahit progressivement la région du Jura par le nord et l'est. Elle devient alors un vaste espace côtier où de grands fleuves alimentent des lagunes soumises à un climat chaud. À partir de telles conditions, des centaines de mètres de dépôts de gypse, de marnes et de sel recouvrent le socle de l'ancienne chaîne hercynienne érodée. Des zones en Haute-Saône montrent qu'une discordance majeure sépare l'ère primaire de l'ère secondaire, les roches du socle primaire sont recouvertes de dépôts fluviatiles, indiquant également qu'à la période qui précède l'arrivée de la mer, la région jurassienne connaît une histoire alluviale où de vastes fleuves provenant des anciens reliefs du Nord et de l'Ouest du Jura apportent des dépôts de sable, de graviers et de galets que l'on retrouve partout à la base du Trias jurassien[a 25].

Au Trias supérieur (-220 Ma), la région jurassienne est un ensemble de lagunes peu profondes (200 m maximum) isolées par des hauts-fonds et alimentées par des fleuves provenant des massifs environnants (Morvan et Massif central). Les apports fluviatiles grossiers construisent des plages gréseuses au débouché de ces fleuves, tandis que les particules d'argiles décantent dans les lagunes et édifient des bancs marneux. Le climat dans la région est alors subdésertique, alternant des saisons arides et humides. Les particules argileuses sont amenées lors des saisons humides, alors que lors des saisons arides, la saturation des eaux en sel provoque la précipitation d'évaporites (sel gemme, gypse anhydre, etc.) Quelques paysages actuels ressemblent à celui du Jura il y a -215 Ma : le Grand Lac Salé aux États-Unis ou la Mer Morte en Israël[a 26].

La plate-forme océanique du Jurassique

Durant le Jurassique moyen et le Jurassique supérieur (de -175 Ma à -145 Ma), la région du Jura est une plate-forme océanique carbonatée peu profonde, parsemée d'îles sous un climat tropical avec un niveau marin variable. Cette variation du niveau de la mer, due aux variations des mouvements verticaux des continents, conduit au fait que le Jura n'est jamais en domaine marin profond, mais plutôt en domaine 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 inférieur et le Jurassique moyen et la seconde au cours du 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 aux Alpes qui étaient situées dans le milieu océanique profond de l'océan Téthys[a 27].

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 chaud 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 28].

La mer de la craie et l'émersion du Jura

Au début du Crétacé (-145 Ma), après une brève émersion du Jura à la limite entre le Jurassique et le Crétacé, la mer envahit de nouveau la région. À la limite entre le Crétacé inférieur et le Crétacé supérieur (-100 Ma), l'ensemble de la région est soumise à l'influence de la « mer de la craie » qui s'étend sur tout le bassin parisien. Cette mer peu profonde, protégée de l'océan Alpin au sud-est par l'éperon lyonnais, dépose des calcaires crayeux riches en micro-organismes[a 29].

L'ouverture de l'océan Atlantique, au début du Crétacé, inverse les mouvements lithosphériques qui ouvraient l'océan Téthys et provoque la remontée de l'Afrique vers le nord, fermant progressivement l'océan Téthys. Vers -93 Ma, le Jura commence à émerger de manière définitive. La subduction entre la plaque eurasiatique et la plaque africaine entraîne la formation d'un prisme d'accrétion qui la ralentit. Cette compression provoque un soulèvement généralisé du Jura qui émerge. À la limite entre le Crétacé et l'ère tertiaire (-65 Ma), le Jura est un relief tabulaire peu élevé, entre l'océan alpin et les massifs primaires[a 30].

La formation du massif jurassien

L'émersion et la déformation

Au début de l'ère tertiaire (-65 Ma), les terrains émergés du Jura subissent une puissante érosion, empêchant le dépôt des sédiments du Paléocène (-65 à -55 Ma) et presque de la totalité de l'Éocène (-55 à -34 Ma), ce qui explique leur absence dans la série stratigraphique. Durant l'Éocène, le Jura est soulevé et l'érosion que subit le massif depuis le début de l'ère s'intensifie. On assiste à des remplissages sidérolithiques du karst qui se développe dans les calcaires du Crétacé et du Jurassique. À l'Oligocène (-34 à -23 Ma), la subduction entre les deux plaques se bloque (probablement à cause de la surcharge des matériaux alpins), ce qui entraîne la surrection des Alpes et le déplacement du bombement lithosphérique situé sous le massif alpin à l'Éocène vers l'ouest. Ce bombement se déplace sous le Jura dont la distension provoque la fracturation du socle primaire 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 31].

Au début du Miocène (-20 Ma), l'étroit bras de mer qui occupe la dépression périalpine envahit pour une très courte durée la future Haute-Chaîne. À cette époque, la compression alpine commence à s'exercer sur le Jura et déforme progressivement la couverture sédimentaire ; la mer se retire au Miocène moyen (-15 Ma). 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 évoluent rhinocéros (Brachypotherium), éléphants primitifs (Deinotherium) et chevaux (Hipparion)[a 32].

Le plissement

Au début du Miocène supérieur (-11 Ma), alors que le massif alpin est déjà très érodé, les effets de la collision entre les deux plaques se propagent au massif jurassien. La couverture sédimentaire se décolle du socle primaire (en partie grâce aux argiles et aux évaporites du Trias moyen) et se plisse pendant 8 Ma, jusqu'au milieu du Pliocène (-3 Ma). Le plissement du Jura est cependant très irrégulier d'est en ouest, la compression alpine a été surtout absorbée dans les plis de la Haute-Chaîne. De ce fait, vers le nord-ouest, on peut trouver des endroits où les assises sédimentaires ont conservé une disposition tabulaire. Le sens de la compression est représenté par celui failles, auxquels les plis sont associés, qui sont orientées dans un sens SE-NO[a 33].

L'origine du plissement du Jura vient du fait que la stratigraphie du Jura ressemble plus à un sandwich qu'à un mille-feuille. La pression des Alpes à travers le bassin molassique a provoqué le décollement des terrains au niveau des strates du Trias et leur plissement. Cette déformation n'est cependant pas partout identique et on peut évaluer l'ampleur du plissement en dépliant la couverture du Jura. Dans la stratigraphie jurassienne, s'alternent roches dures (socle rigide, calcaires) et roches tendres (marnes, marno-calcaires) ; deux unités principales sont distinguées dans la couverture sédimentaire : le Trias marneux associé à des niveaux salifères souple et le Jurassique-Crétacé avec une domination de calcaires rigides. C'est cette structure géologique comprenant des unités aux comportements mécaniques différents qui est à l'origine de la déformation que le Jura a subie. Lors de la pression alpine, si le socle ne s'est pas déformé, la couverture sédimentaire s'est décollée principalement au niveau des couches salifères très souples du Trias. 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. Les géologues se sont aperçus que 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. Le poids et l'épaisseur (plus de 4 000 m) des sédiments molassiques dans le bassin helvétique ont empêché les terrains entre Alpes et Jura de se déformer, propageant la contrainte mécanique au massif du Jura[a 34],[b 4]. Cependant, la formation du Jura fait encore débat ; certains auteurs considèrent que le décollement ne s'est pas effectué au niveau des marnes du Trias, mais au niveau du socle ancien qui aurait été déformé par de grands chevauchements et décrochements intra-cristallins[b 5].

La forme du Jura en croissant montre que la compression a été plus importante au centre du massif, particulièrement dans la région lémanique. Le dépliage de la couverture sédimentaire permet de voir l'amplitude du raccourcissement, qui est très irrégulière dans le massif. Au centre du massif, elle atteint la trentaine de kilomètres, tandis qu'aux extrémités, là où le front du Jura et le front des Alpes se touchent presque, on enregistre une amplitude de 10 km. La mesure locale des déformations dans le massif et de leur direction a permis de constater un amortissement du plissement de la Haute-Chaîne vers le Jura externe avec des directions divergentes entre les deux extrémités du massif[a 35]. Les lignes sismiques n'ont pas montré une baisse continue des failles chevauchantes dans le socle primaire, par conséquent le raccourcissement du sous-sol par le décollement du Jura n'a probablement pas été compensé sous le Jura même, mais sous les massifs cristallins externes de la chaîne alpine[b 6].

Deux sortes de plis sont identifiées dans le massif : des plis 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 7].

Le temps des glaciers

Durant l'ère quaternaire (-1,8 Ma à aujourd'hui), le Jura fut recouvert de glaciers pendant les glaciations qui ont marqué cette époque. On estime qu'une dizaine de glaciations se sont produites dans le dernier million d'années, mais on ignore si le Jura fut englacé à chaque glaciation, car le nouveau glacier efface les traces du précédent. Bien que la probabilité soit élevée, la géologie ne permet pas de le prouver. On est cependant sûr que le Jura fut englacé durant les deux dernières glaciations du quaternaire : la glaciation de Riss (-120 000 ans) et la glaciation de Würm (-20 000 ans). La dernière glaciation fut plus réduite dans le massif que l'avant-dernière, expliquant la présence de dépôts de ces deux dernières. Lors de ces évènements glaciaires, le Jura a porté une couverture glaciaire indépendante de celle des Alpes[a 36].

Les paysages jurassiens furent modelés en grande partie grâce aux glaciers quaternaires, particulièrement dans la Haute-Chaîne. On estime que l'érosion causée par le glacier würmien a été de près de 4 500 t/km²/an, soit une amplitude moyenne d'érosion de l'ordre de 6 mètres. En considérant que le Jura a été englacé dix fois pendant le dernier million d'années, on peut estimer qu'une soixantaine de mètres de dépôts sédimentaires furent érodés durant cette période. Cependant, l'érosion a été hétérogène, car elle prend en compte le relief et la nature des roches qui rendent l'érosion différentielle selon les endroits. Il est fortement probable que la vidange des combes marneuses des anticlinaux de la Haute-Chaîne a été fortement favorisée par l'érosion glaciaire[a 37].

Le Jura aujourd'hui

Aujourd'hui encore, les Alpes exercent une pression qui déforme toujours le massif jurassien. La sismicité du Jura est beaucoup plus modeste que celle des Alpes, mais non-négligeable ; entre janvier 2000 et décembre 2007, pas moins de 300 séismes d'une magnitude comprise entre 0 et 5 furent enregistrés dans le massif jurassien. Ils sont généralement de faible magnitude (< 3,5), le plus fort ressentit durant cette période fut celui de Baume-les-Dames, le 23 février 2004, d'une magnitude de 5,1. Parmi les séismes les plus violents de l'arc jurassien, on compte le séisme de Thise du 26 octobre 1828 qui eu les mêmes effets que celui de Baume-les-Dames et le séisme du 18 octobre 1356 qui détruisit entièrement la ville de Bâle. L'étude de propagation des ondes sismiques a démontré que tous les séismes de l'arc jurassien ont une origine profonde et ne correspondent pas à des déformations de la couverture sédimentaire, mais plutôt à des ruptures de failles dans le socle ancien (entre 3 et 15 kilomètres de profondeur)[a 38].

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'une ligne 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 39].

Paysages jurassiens

Types de paysages

Le relief jurassien est composé de deux unités de paysages : le paysage plissé présent dans la Haute-Chaîne et dans 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 40],[1].

Article connexe : Karst.

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'« avents »[a 41] ; les « vallées sèches » sont l'une des formes liées à la disparition des cours d'eau, dans les pertes, qui les ont façonnées[2].

Plateaux

Lapiaz de Loulle

Les plateaux jurassiens sont des reliefs peu contrastés à paysages monotones. La disposition de la couche sédimentaire est quasi tabulaire, entraînant une érosion dorsale. La structure géologique des plateaux n'est pas horizontale et présente des déformations sous forme d'ondulations ou de failles[a 42]. On distingue deux unités de plateaux, la première une altitude moyenne de 500 à 550 mètres et la seconde à une altitude moyenne de 650 à 750 mètres. Dans la première unité, on trouve le plateau de Lons-le-Saunier et le plateau de Saône/Bouclans. Dans la seconde, on trouve le plateau de Champagnole, le plateau de Levier/Nozeroy, le plateau d'Ornans et le plateau d'Amancey. Les plateaux sont incisés à certains endroits par des reculées creusées dans le calcaire par les rivières[a 43].

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 44]. 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 45].

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 46].

Reculées

Article détaillé : Reculée.

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 47]. 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 48].

Origine des reculées

Les reculées ne sont pas situées à un endroit précis par le pur hasard. Elles sont situées dans des zones sensibles à l'érosion qui correspondent souvent à l'emplacement de failles. Au niveau local, elles correspondent à l'effondrement progressif des roches situées au-dessus des rivières. Les reculées internes furent formées lors du soulèvement progressif du Jura grâce aux failles formées qui sont les « guides » des reculées. Avant l'arrivée de la faille, nous sommes en présence d'une couverture calcaire du Jurassique avec un soubassement marneux. Survient une fracture par faille séparant un compartiment abaissé d'un compartiment surélevé. L'érosion du plateau remet à niveau les compartiments, les flux hydriques de surface et souterrains convergent vers la faille qui sert de drain. Au contact des marnes tendres du compartiment surélevé, l'érosion s'accélère et incise une petite vallée, prémisse de la reculée. Enfin, l'érosion régressive par le recul des versants et la convergence continue des flux hydriques vers le drain entraînent un creusement accéléré à l'emplacement même de la faille. Au niveau des calcaires, la pente est abrupte en falaises ; tandis qu'au niveau des marnes elle est en pente forte. La reculée est formée[a 49].

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 à 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 50].

Les reculées du plateau lédonien

Ce sont ces reculées qui ont servi de modèles à la définition du terme « reculée ». Elles entaillent les séries stratigraphiques du Jurassique moyen et du Lias qui composent le plateau. Au sein de ces reculées circulent des rivières modestes qui drainent les eaux souterraines du plateau vers la Bresse, telles la Vallière et la Seille. Toutes les reculées du plateau ne correspondent pas à la définition exacte de la reculée ; cela s'explique par le fait que l'organisation géologique varie selon les endroits ainsi que les reliefs dérivés. Quatre reculées correspondent à la définition : la reculée d'Arbois, la reculée de Poligny, la reculée de Baume-les-Messieurs et la reculée de Revigny. Les trois autres n'y correspondent que partiellement : la reculée de Salins-les-Bains, la reculée de Miéry et la reculée de Vernantois[a 51].

La reculée de Baume-les-Messieurs
Vue sur la reculée du Dard, terminaison de la branche sud.

La reculée de Baume-les-Messieurs est considérée comme étant le plus bel exemple de reculée. Elle incise les calcaires du plateau lédonien en vallée ramifiée complexe, au bout de chaque ramification, se trouve un cirque au pied duquel jaillit une résurgence qui alimente le cours de la Seille qui naît dans cette reculée. Elle est divisée en deux branches majeures qui se rejoignent à 4 km du débouché sur le faisceau lédonien. Les versants de la reculée sont constitués de trois unités géologiques : au sommet, des corniches escarpées plus ou moins boisées formée de calcaires du Jurassique moyen qui forment l'assise du plateau ; à mi-pente on trouve des pentes douces composées de marnes du Lias et du Trias qui supportent le vignoble ; à la base du versant et au fond de la reculée le relief s'atténue au niveau des colluvions et des alluvions du quaternaire. La profondeur moyenne de la reculée est d'environ 200 m. La morphologie de la reculée montre bien que la formation est due à un creusement lent et progressif et non à un effondrement brutal. L'érosion est due aux agents classiques d'érosion dans la région : dissolution du calcaire par les eaux de surfaces et de profondeur, passage d'une langue glaciaire, recul des versants et ruissellement, etc. L'érosion s'est cependant initialement développée à l'emplacement de failles qui sont un lieu privilégié pour le drainage des eaux[a 52].

La complexité de la reculée de Baume est liée à la complexité du réseau de faille qui la parcourt. Les failles sont des zones très sensibles à l'érosion, car les roches y sont broyées, et ces zones sont des zones privilégiées de drains des eaux qui s'écoulent en superficie ou en profondeur. De ce fait, l'érosion mécanique (entraînement de particules) et chimique (dissolution) y sont plus actives, ce qui explique que les directions des creusements des reculées sont calquées sur celles des failles. Dans la reculée de Baume, la branche méridionale se calque sur deux failles parallèles d'orientation nord-sud, la branche septentrionale se calque de manière imprécise sur un réseau de failles d'orientation nord-sud et la branche avale se calque sur une faille d'orientation NO-SE[a 53]. Dans la branche méridionale, les failles ont décalé les terrains en trois compartiments qui s'élèvent de plus en plus vers l'ouest. De ce fait les deux reculées qui composent la branche méridionale (reculée du Dard et reculée de Malcombe) et qui se calquent exactement sur les deux failles, ont une morphologie différente. La reculée du Dard, étroite avec des flancs verticaux, est incisée dans les calcaires du Jurassique moyen ; quant à sa base, elle est incisée dans les marnes du Lias et du Trias. La reculée de Malcombe, large et évasée, est presque entièrement creusée dans les marnes du Lias et du Trias. L'érosion de ces terrains est aisée et permet un recul latéral des flancs. La dissymétrie des versants (doux à l'ouest et plus abrupt à l'est) est due à la nature des terrains, décalés par la faille. La remonté du compartiment ouest a permis la découverte de plus de 200 m de marnes sur le flanc ouest, lui donnant un aspect de pentes douces ; tandis que le flanc oriental découvre autant de marnes que de calcaires, lui donnant un aspect abrupt au sommet et plus doux à la base[a 54].

La reculée de Poligny

La reculée de Poligny est la plus petite et la plus simple des reculées du Jura. Sa longueur n'excède pas 3 km avec une largeur maximale de 600 m ; elle est quasiment droite avec des cirques peu marqués. Son débouché est resserré par une étroitesse qui correspond au relief bordier qui sépare le vignoble du plateau. La reculée est incisée dans les calcaires du Bajocien et du Lias. Le relief bordier est dû à la présence d'un compartiment effondré qui a amené l'affleurement de calcaires compacts du Bathonien résistants à l'érosion, ce qui a entraîné la préservation du relief et le rétrécissement du débouché de la reculée. Le piémont basal est composé de marno-calcaires du Lias et de marnes du Trias qui lui donnent un relief doux. Au débouché de la reculée se situe un cône alluvial, formé lors du retrait glaciaire du Riss, qui s'étale largement en pente douce et est entouré par les alluvions récentes de l'Orain et de la Glantine qui prennent source dans la reculée[a 55].

En provoquant l'effondrement du compartiment du relief bordier, les deux failles ont provoqué par le rétrécissement de la reculée à son débouché, un ralentissement de l'érosion de celle-ci, expliquant ses faibles dimensions. Au fond de la reculée, on trouve les éléments classiques d'une reculée : corniche calcaire boisée au sommet, base du versant en pente forte dans les marnes du Lias et le cirque rocheux terminal[a 56].

La reculée d'Arbois
Vue sur le cirque du Fer-à-Cheval à l'amont de la reculée.

La reculée d'Arbois est une reculée largement ouverte qui incise un plateau totalement boisé, avec une orientation N-S au fond, puis E-O au débouché. Le versant sud est assez régulier et peu sinueux, tandis que le versant nord est entaillé par de nombreux cirques spectaculaires dont l'escarpement dans les calcaires du Jurassique moyen est profond de plus de 200 m. Trois zones distinctes sont répertoriées : la zone amont (plateau) qui présente des couches monoclinales où l'érosion a dégagé un fond de reculée classique (cirque du Fer-à-Cheval), la zone médiane entièrement calcaire qui est en réalité un panneau affaissé et basculé, qui fut sculpté en versant régulier par l'érosion sans ruptures topographiques nettes, et la zone avale qui présente des couches horizontales et disloquées par des failles de faible rejet avec des escarpements isolés, séparés par des dépressions du Lias marneux[a 57].

Cascade des Tufs.

Le fond de la reculée est marqué par des escarpements calcaires profond au rebord du plateau et marqués par de larges cirques, le fond du versant est plus doux avec la présence de terrains marneux du Lias. Ceci est dû à la disposition horizontale des séries du substrat. Le compartiment basculé en zone médiane présente une pente régulière sans escarpements. Au pied des cirques, les éboulis de l'effondrement des roches sont encore bien présents, tandis que la Cuisance au fond de la reculée favorise leur érosion ; la rivière y érige des terrasses de tuf qui s'emboîtent en escaliers à sommets plats[a 58].

La reculée de Salins-les-Bains
Vue sur Salins, domaine de la « fausse reculée » à l'avant plan, vraie reculée à l'arrière plan.

La reculée de Salins-les-Bains est une reculée qui diffère des autres par sa morphologie moins nette et plus irrégulière. Les escarpements de calcaires en falaises sont rares. La partie externe n'est pas considérée comme une reculée, tandis que la partie en amont de Salins présente les morphologies essentielles d'une reculée. Ce mélange est dû à la variation de la disposition géologique de l'amont vers l'aval. Dans la zone aval de la reculée, la vallée de la Furieuse est encadrée par des reliefs isolés, tel le mont Poupet, qui la rendent encaissée. C'est le domaine de ce qui est appelée la « fausse reculée » ; il est caractérisé par une structure et une organisation géologique complexe composées de failles chevauchantes qui ont empilé les calcaires du Jurassique moyen les uns sur les autres qui demeurent en relief. Cette structure est due à la présence de la terminaison sud du faisceau salinois et de la terminaison nord du faisceau lédonien[a 59].

La zone amont présente les caractéristiques morphologiques d'une reculée. Elle est cependant évasée, sans escarpement marqué et la Furieuse incise à peine le plateau. Dans cette région, la structure calcaire du plateau est très amincie et n'est présente que sur une épaisseur d'une dizaine de mètres. Le front de la couverture calcaire ayant beaucoup reculé, les marnes sous-jacentes du Lias et du Trias sont fortement érodées sous forme de versants doux. La reculée est donc en cours d'aplanissement. Sur le flanc nord de la reculée se situe le cirque de Gouaille où l'abaissement d'un compartiment a permis l'affleurement d'une forte épaisseur de calcaires du Jurassique en fond de cirque. Dans le ravin de Boisset (flanc nord), on trouve l'un des plus vieux affleurements du Jura qui s'échelonnent au fil de la pente du Jurassique moyen (-165 Ma) au Trias moyen (-240 Ma)[a 60].

Les reculées du plateau d'Ornans/Valdahon

Reculée de la Loue

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

Reculée de la Loue

La reculée de la Loue est longue de plus de 40 km et traverse 5 unités géologiques différentes (deux faisceaux et trois plateaux). Elle incise les roches du Jurassique supérieur du plateau de Levier/Nozeroy sur 3 à 4 km par un canyon sinueux et profond de 150 m. Elle traverse ensuite le faisceau salinois sur 4 à 5 km, ici, la vallée s'élargit à la traversée des zones faillées et chevauchantes du faisceau. La reculée incise par la suite le plateau d'Ornans/Amancey (marno-calcaires du Jurassique supérieur) sur 22 à 24 km, c'est ici qu'elle prend sa forme de reculée typique. Le plateau est incisé de part et d'autre de l'axe de la vallée par des ramifications secondaires à pentes relativement douces. Le petit plateau de Montrond-le-Château est incisé par la Loue sur 10 à 12 km, elle entaille les roches du Jurassique moyen (calcaire du Bathonien) ce qui forme un escarpement de part et d'autre du cours d'eau. Enfin, la rivière traverse le faisceau de Quingey en changeant de direction et suivant celle du faisceau (orientation S-O), pour ensuite rejoindre la Bresse[a 61].

Reculée du Lison

Le Lison est un affluent de la rive gauche de la Loue, par sa structure ressemblante à celle de la Loue, la reculée du Lison est considérée comme sa « petite sœur ». La reculée du Lison est creusée « en étoile », chaque affluent passe par les roches tendres du plateau d'Ornans/Amancey et du faisceau salinois. La reculée est profonde de 150 à 200 m dans le plateau avec des méandres parfois serrées, ce qui montre que le Lison s'est enfoncé dans le plateau lors de son élévation. Dans le plateau, les calcaires du Jurassique moyen affleurent en escarpement et sont séparés par des versants moins abrupts constitués d'éboulis. Dans le faisceau, les ruisseaux en amont du Lison forment des canyons qui incisent les calcaires du Jurassique supérieur, puis la vallée s'élargit en étoile irrégulière après la source de la rivière dans un relief plus chaotique avec des dénivelées de plus de 500 m entre les sommets et les dépressions[a 62].

Les reculées du plateau de Champagnole

Lac de Chalain dans sa reculée.

Les reculées du plateau de Champagnole débouchent sur la combe d'Ain en incisant les calcaires du Jurassique supérieur du plateau. Les dimensions de ces reculées sont très variables, selon leur type d'érosion liée au glacier de la dernière glaciation. Alors que les reculées du Hérisson et de La Frasnée sont longues de plus de 10 km jusqu'aux premiers reliefs de la Haute-Chaîne, les reculées de Chalain ou de Clairvaux ne sont que de simples cirques de quelques kilomètres qui accentuent la sinuosité et l'escarpement de la bordure occidentale du plateau sur la combe d'Ain. Six reculées sont répertoriées : la reculée de Ney, la reculée de Balerne, la reculée de Chalain, la reculée du Hérisson, la reculée de la Frasnée et la reculée de Clairvaux. Les terrains laissés par le glacier ont permis la formation de nombreux lacs de cette région nommée Pays des Lacs. L'origine de ces reculées est majoritairement glaciaire[a 63].

Faisceaux

Les faisceaux sont de longues bandes plissées et faillées, hors de la Haute-Chaîne, qui séparent les plateaux entre eux et s'allongent le long de la bordure occidentale du massif. Ils correspondent à des zones qui ont été déformées lors de la compression alpine, contrairement aux plateaux environnants. La plupart d'entre eux présentent des failles chevauchantes à leur limite externe, ouest ou nord-ouest selon l'orientation du faisceau. Ils sont marqués dans le paysage par des reliefs élevés qui contrastent avec les plateaux. Trois groupes de faisceaux sont distingués : les faisceaux du rebord occidental (5 faisceaux) qui se relaient pour former une chaîne continue, les faisceaux internes (3 faisceaux) qui séparent les plateaux entre eux et le faisceau des Avant-Monts externe à la chaîne situé au nord-ouest du faisceau bisontin. Le relief d'un faisceau un relief contrasté engendré par une érosion différentielle qui fut provoquée par l'hétérogénéité des terrains, le redressement des couches, la présence de failles, etc. L'action de l'érosion a donc été différente selon la roche (modéré dans les calcaires, forte dans les marnes) et a créé des reliefs contrastés[a 64].

Faisceaux du bord occidental

Faisceau bisontin

Le faisceau bisontin s'étend de Baume-les-Dames à Aveney, prolongé au nord-est par le faisceau du Lomont, il constitue les premiers reliefs du massif à la bordure du plateau de Saône-Bouclans. Les structures géologiques les plus caractéristiques se situent dans la région de Besançon, d'où le faisceau tire son nom. Étroit (moins de 4 km de largeur), d'orientation NE-SO, il culmine à des altitudes de l'ordre de 600 m. Il est constitué de deux synclinaux et de deux anticlinaux. L'axe anticlinal des Mercureaux est le pli majeur où sont situés les points culminants ; étant très érodé dans sa partie sud, il façonne une longue combe axiale ; vers le nord-ouest, il chevauche le synclinal de la Chapelle-des-Buis. Le faisceau est limité à l'ouest par l'anticlinal de la Citadelle, découpé plusieurs fois par le Doubs qui s'est encaissé au fur et à mesure de la formation du relief. Les falaises du promontoire de la Citadelle sont composées de calcaires du Bathonien et du Bajocien supérieur à la base. À l'est de la Citadelle, le promontoire forme une dépression provoquée par l'érosion des marnes de l'Oxfordien. Cet anticlinal disparaît vers le nord du faisceau. Les failles inverses et chevauchantes du faisceau sont de direction ouest, indiquant celle de la compression qui l'a formé[a 65].

Faisceau de Quingey

D'une orientation nord-sud, le faisceau de Quingey est situé entre le faisceau lédonien et le faisceau bisontin. Il est caractérisé par de larges cuvettes synclinales creusées dans les calcaires marneux du Jurassique supérieur, alternées par des anticlinaux étroits constitués de calcaires du Jurassique moyen. Il est limité par le plateau de Saône-Bouclans à l'est et le remplissage quaternaire de la forêt de Chaux à l'ouest. La Loue traverse le faisceau en suivant les synclinaux jusqu'à Rennes-sur-Loue, au-delà, la Loue bifurque vers l'ouest et coupe les anticlinaux externes du faisceau, formant ainsi des cluses. Les anticlinaux du faisceau sont constitués d'un crêt occidental constitué de calcaires du Jurassique supérieur, d'un crêt oriental constitué de calcaires marneux du Jurassique moyen et d'une combe latérale de l'Argovien séparant les deux crêts[a 66].

Faisceau lédonien
Vue depuis Château-Chalon, la Bresse est visible au fond.

Le faisceau lédonien est une zone de transition topographique, d'une largeur variant de 5 à 7 km, entre la plaine de la Bresse à l'ouest et le plateau lédonien à l'est, d'orientation nord-sud. Le relief peu élevé du faisceau est caractérisé par une série de collines allongées à l'armature calcaire, séparées par des dépressions marneuses. Cette structure est due à un chevauchement du Jura sur la Bresse qui a entraîné le plateau lédonien sur la plaine sur plusieurs kilomètres. À l'est du faisceau, se trouvent les corniches calcaires boisées du plateau (vers 550 m d'altitude) et ses reculées. À l'ouest, le relief plat et monotone de la Bresse (vers 210/240 m d'altitude). Le faisceau apparaît entre ces structures comme un domaine de collines allongées parallèlement à la bordure du plateau à des altitudes entre 300 et 400 m et qui dominent d'une centaine de mètres les dépressions qui les entourent. L'altitude du faisceau s'abaisse dans les plaines alluviales des rivières qui sortent des reculées en direction de la Bresse. Le faisceau est le domaine du vignoble jurassien avec une forte densité de population. Lors de la compression alpine, le bord externe du plateau a glissé sur le fossé bressan par l'intermédiaire d'une surface de décollement. Lors du chevauchement, la masse déplacée s'est fracturée en une multitude de compartiments séparés par des failles. Les collines sont constituées de calcaires du plateau qui ont mieux résisté à l'érosion que les marnes sous-jacentes qui forment les dépressions du faisceau[a 67].

Petite Montagne
Article connexe : Petite Montagne du Jura.

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 68].

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 69].

Faisceaux internes

Faisceau salinois
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 70].

Faisceau de l'Heute
Article connexe : 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 71].

Faisceau de Syam

Le faisceau de Syam sépare le plateau de Champagnole (ouest) du plateau de Levier-Nozeroy (est). Long d'une quinzaine de kilomètres, large d'environ 3 km, d'orientation N-S, il est caractérisé par un relief marqué d'une dépression située entre deux plateaux. Le faisceau disparaît dans la vallée des Nans, entre la forêt de la Fraisse et la forêt de la Joux. À l'origine, il s'agissait d'un anticlinal complexe formé par le bourrage de marnes salifères du Trias au niveau du faisceau ; cet anticlinal est aujourd'hui complètement érodé. Cette extrusion marneuse intervient sous la faille chevauchante du faisceau. Ce chevauchement a fait glisser la couverture calcaire du Jurassique supérieur vers l'ouest sur ce bombement marneux, donnant 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 72].

Faisceau des Avant-Monts

Le faisceau des Avant-Monts est une structure fortement fracturée de 4 à 6 km de large, d'une trentaine de long et d'une orientation générale NE-SO. Le faisceau chevauche la dépression synclinale de l'Ognon au nord-ouest et sa complexité s'atténue au sud-est du côté du plateau de Besançon. Vers le sud, le caractère chevauchant du faisceau s'atténue nettement, alors qu'au nord, il présente un fort relief constitué d'un anticlinal déversé, dont le flanc inverse domine la vallée de l'Ognon. Au sud, les affleurements du Lias sont dominants, les reliefs ont été arasés et des petits anticlinaux à cœur de Trias percent la couverture[a 73].

Paysages de la Haute-Chaîne

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

Cluses

Cluse de Moutier dans le canton de Berne en Suisse.

Les cluses sont des vallées très encaissées parallèles 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 74].

Combes

Une combe est formée au sommet du bombement d'un anticlinal. À cet endroit, le plissement favorise l'érosion par l'étirement des couches calcaires. Au départ, l'érosion créée un défoncement localisé des sols du sommet de l'anticlinal en formant des dépressions karstiques (par exemples 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 75].

Bassins tertiaires

Certains synclinaux en bordure du massif jurassien sont si vastes qu'ils forment des bassins qui se remplissent de sédiments de l'ère tertiaire. Les molasses tertiaires recouvrent alors les affleurements du Jurassique ou du Crétacé.

Bassin de Delémont
Vue sur Delémont.

Le bassin de Delémont, en Suisse, est une vaste dépression de 20 km de long sur 5 km de large et d'une orientation est-ouest. Son altitude moyenne est de 420 m, entouré par des sommets culminant entre 850 et plus de 1 000 m. C'est une cuvette synclinale limitée au nord et au sud par des anticlinaux. La stratigraphie du bassin est composée d'une épaisse couche tertiaire, située sur les couches de la formation marine jurassienne (marnes et calcaires du Jurassique). L'épaisseur maximale de la couche tertiaire dépasse les 300 m. Elle est composée dépôts lacustres, marins et fluviatiles de l'Oligocène et du Miocène. Ces couches ont permis le stockage d'une réserve en eau dans le bassin qui alimente aujourd'hui la ville de Delémont[a 76].

Synclinal du Locle

Le synclinal du Locle, en Suisse, d'orientation SO-NE est un synclinal aux flancs très redressés entouré par deux anticlinaux. Le cœur du synclinal est rempli par une épaisse couche tertiaire (environ 200 m), principalement du Miocène (lacustres), discordante située sur les calcaires du Crétacé légèrement érodés. Ces dépôts résultent du comblement d'un vaste lac par des carbonates de précipitation et des argiles de décantation apportés par des rivières drainant la région et antérieures au plissement du Jura. Le synclinal n'est pas régulier, il est affecté par un pli médian. Les eaux s'infiltrant dans le bassin s'évacuent par des pertes karstiques situées dans les calcaires du Malm sous le col des Roches à l'ouest du synclinal[a 77].

Vallée des Ponts

La vallée des Ponts, en Suisse, est un synclinal atypique couvert par une épaisse couche sédimentaire tertiaire, longue d'environ 15 km et large d'1 ou 2 km. La dépression est formée par un abaissement progressif du flanc de l'anticlinal du Solmon au SE, sur lequel chevauche l'anticlinal de Som Martel à l'ouest. Au cœur de la dépression, la couche molassique tertiaire atteint une épaisseur de 400 m, couverte par des moraines et des tourbières quaternaires et surmonte les couches du Crétacé inférieur. Grâce à l'imperméabilité des couches quaternaires, la vallée est équipée d'un vaste réseau hydrologique superficiel[a 78].

Accidents tectoniques

Décrochements

À une dizaine d'endroits dans le massif, entre les deux extrémités de la Haute-Chaîne, les plis sont découpés par de grandes failles qui ont provoqué des décrochements. Ces décrochements sont orientés NO-SE dans la partie méridionale du massif, NNO-SSE à N-S dans le Jura central et NNE-SSW dans le Jura oriental. Les principaux décrochements qui furent observés affectent la couverture mésozoïque, sans affecter le toit du socle aussi d'un côté que de l'autre de la faille. Actuellement, aucun élément valable ne permet d'étendre ces failles au socle[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. La 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 de plis diffèrent de part et d'autre de la faille, ce qui permet d'affirmer qu'elle est antérieure au plissement du Jura[a 79]. 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 80].

Chevauchements
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 81].

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 82].

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 83].

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 84]. 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 85].

Sources et références

Bibliographie

  • (fr) Vincent Bichet et Michel Campy, Montagnes du Jura • Géologie et Paysages, Besançon, NÉO éditions, 2008, 304 p. (ISBN 978-2-9147-4161-3) 
  1. p. 10
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  55. p. 178
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  71. p. 206-207
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  73. p. 210
  74. p. 64
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  76. p. 214-215
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  79. p. 234-235
  80. p. 53
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  • (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, Neuchâtel (Suisse), Société neuchâteloise des Sciences naturelles, 1997, 193 p. (ISBN 2-88347-001-4) 
  1. p. 5-6
  2. p. 12
  3. p. 34
  4. p. 153
  5. p. 13
  6. p. 153-154
  7. p. 153
  8. p. 15

Autres références

Voir aussi

Articles connexes

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