L’arc Bisontin

L’arc bisontin dessine le deuxième arc externe du Jura. Il est constitué d’une succession de faisceaux et de plateaux (Figure 3.4).

L’essentiel des observations a été pratiqué le long du faisceau bisontin, traversé par la vallée du Doubs. Par rapport au faisceau lédonien, l’arc bisontin montre des différences dans les dépôts du Bajocien supérieur, et a donc été traité séparément.

7.1 Coupe de Deluz

Le village de Deluz est situé en bordure du Doubs, au Nord-Est de Besançon (Figure 3.25). L’affleurement présenté ici, est localisé sur le flanc Sud de l’anticlinal de Notre Dame d’Aigremont.

La base de la coupe a été levée, au milieu de la falaise, au-dessus des anciennes mines de Fer, sur une cicatrice d’arrachement fraîchement mise à jour.

La seconde partie a été étudiée, en contrebas, le long de la ligne de chemin de fer.

7.1.a Description de la série

Comme dans le faisceau lédonien, l’Aalénien est ici connu sous un faciès ferrugineux que les auteurs nomment « minerai de fer de Laissey » (CONTINI, 1970). Celui-ci a d’ailleurs été longtemps exploité dans la région.

Sur la corniche fraîchement mise à jour, il est possible de voir les derniers mètres de ce minerai ferrugineux. Le front de minéralisation s’interrompt brutalement pour laisser apparaître 6 mètres de calcaires grainstones grossiers à entroques puis à entroques et à oolithes, accompagnés de quelques grains de quartz. Aussi bien dans le minerai que dans la calcarénite, des stratifications obliques entrecroisées sont visibles. Ce « minerai de fer de Laissey » est un équivalent des « Calcaires oolithiques et spathiques de Conliège » du Vignoble. Le contact avec le Bajocien se

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

Le Bajocien débute par cinquante centimètres de marnes noires (Figure 3.26). Comme dans le reste du Jura, elles marquent l’inondation maximale Bj1. Au-dessus, deux ensembles calcarénitiques plurimétriques, séparés par un mince niveau marneux, forment le cortège régressif. Le premier de ces ensembles, comporte des bancs centimétriques à oolithes (grainstone moyen), sont accompagnées de bioclastes allongés et de bryozoaires. Le second ensemble débute par un niveau coquiller, surmonté par des dunes hydrauliques tidales. Le calcaire est un grainstone oolithique mal trié, dont la porosité est partiellement bouchée par un sédiment interne micritique. Le sommet de ce banc est criblé de perforations (surface SP1). La SDI de cette surface comprend : (1) une phase de cimentation isopaque précoce (HMC initiale), (2) un remplissage partiel de la porosité par un sédiment micritique, recoupé par (3) des perforations. Cette SDI renseigne donc sur une lithification en milieu marin.

La séquence Bj1 présente un enchaînement régressif des faciès, mais marqué par une discontinuité de chute depuis un environnement profond (offshore supérieur) vers un environnement protégé de la houle, à influence tidale. On retrouve ici la même évolution que dans le Bas-Bugey, mais avec un saut de faciès encore plus brutal.

Au-dessus de la surface SP1, la série est constituée d’un empilement de dunes hydrauliques tidales, façonnées dans un calcaire grainstone grossier à très grossier, riche en entroques, en bryozoaires et en bioclastes allongés (essentiellement des débris de coquilles). Certains éléments sont recouverts d’un fin cortex de début d’oolithisation.

La suite de la série peut être observée le long de la ligne SNCF, à quelques centaines de mètres de là.

Sous la végétation, on retrouve le même faciès à entroques. Celui-ci évolue verticalement en un grainstone plus fin à oolithes de type 3 et à oncoïdes de nubéculaires, tout en conservant les débris de crinoïdes comme nucléus. Parallèlement à cet enrichissement en oolithes, la taille des dunes tronquées diminue (environ 10 cm). La surface sommitale de la dernière dune est faiblement perforée par des vers annélides (surface SP2). Sa SDI renferme des phases diagénétiques similaires à SP1. Il s’agit (1) d’un fin ciment isopaque fibreux, (2) d’un sédiment interne micritique à débris de quartz, (4) d’une dissolution des coquilles aragonitiques puis (4) de perforations.

le:Malgré son apparence, cette série à influence tidale, est mise en équivalence avec l’unité E4 reconnue plus au Sud. Nous verrons dans les corrélations, que Deluz est une exception

CHAPITRE 3

sédimentaire dans la région bisontine, pendant cet intervalle. En effet, ce faciès tidal est bien développé et daté, plus au Nord, dans la région de Vesoul.

Les madréporaires apparaissent immédiatement au-dessus de la surface perforée SP2, dans un calcaire boueux à débris coquilliers. Cette phase de colonisation intervient pendant le demi-cycle transgressif de la séquence Bj3. La récolte d’ammonites de la zone à Humphriesianum dans ces niveaux, permettent de les placer en correspondance avec l’unité P2a du Jura méridional. Au-dessus, les madréporaires disparaissent et sont remplacés par des alternances de bancs noduleux et d’interbancs plus marneux et bioturbés.

Certains de ces niveaux sont très riches en coquilles prismatiques de Trichites. L’approfondissement Bj3 étant rapide, les madréporaires ne peuvent suivre l’accommodation. Lors du début de chute du niveau marin relatif, les madréporaires réinvestissent le fond pour constituer un édifice à faible relief. La régression s’accélère ensuite, favorisant les apports d’éléments de haute énergie (oolithes, entroques, bioclastes), mélangés à des oncoïdes de nubéculaires. De plus en plus importants, les calcarénites forment une masse épaisse de 17 mètres, qui se termine sous un faciès à dunes hydrauliques tidales. Le sommet de cette calcarénite n’est pas perforé, mais marque le maximum de régression.

Un second épisode bioconstruit de 12 mètres d’épaisseur s’observe au-dessus. Il s’agit de l’unité P2b qui se met en place avec la séquence Bj4. Comme précédemment, à la base, la phase de colonisation par les madréporaires en boule s’observe dans des niveaux bioclastiques. Ceux-ci deviennent ensuite plus fins et plus argileux. Cette phase d’approfondissement est moins importante que pour Bj3 ; elle permet aux madréporaires lamellaires de se développer. La chute du niveau marin relatif s’enregistre au travers d’un enchaînement de faciès construits très proche de celui observé dans les bioconstructions de l’Ile Crémieu et du Bas-Bugey. Dans un premier temps, les madréporaires prennent une morphologie en boule. Ensuite, les organismes branchus prennent la relève, dans des micro-grainstones à peloïdes. L’accélération de chute du niveau marin relatif permet aux dépôts calcarénitiques de se mettre en place. Il s’agit de grainstones soit à oolithes, soit à entroques façonnés sous la dynamique tidale. La découverte d’un banc micritique à madréporaires branchus, intercalé entre deux masses calcarénitiques, rappelle leur appartenance à l’unité P2b.

Une trentaine de mètres au-dessus du second épisode corallien, s’observe une surface plane surmontée d’un mince joint argileux. Cette surface (SP3), sans trace de perforations, correspond à la discontinuité vésulienne. Elle enregistre une histoire diagénétique particulière. Sa SDI est constituée : (1) d’un ciment isopaque fibreux, (2) d’une dissolution partielle de ce ciment et des coquilles aragonitiques, (3) d’un silt vadose bouchant la base des pores inter-granulaires, (4) d’un ciment limpide sparitique de type OBC (Older Banded Cements), et (5) d’une corrosion de l’extrémité des cristaux de ce ciment. Cette surface, peu spectaculaire à l’affleurement, est très riche d’un point de vue diagénétique. Elle traduit, dans un premier temps, une lithification en milieu marin, puis le passage à un milieu où des fluides corrosifs, sous-saturés en carbonates circulent, conduisant à la dissolution de l’aragonite, mais aussi d’une partie de la première génération de ciments. Ce type de dissolution est connu en milieu supratidal. La précipitation de ciments zonés se produirait, quant à elle, en milieu très peu profond, probablement évaporitique (DURLET, communication personnelle). La discontinuité vésulienne enregistre donc une phase d’émersion.

Au-dessus, le calcaire est toujours de type grainstone, avec des oolithes beiges de type 3, polyphasées, et à couches concentriques épaisses. Cette masse oolithique aggradante est épaisse d’environ quarante mètres. Il n’est pas possible de mettre en évidence, à l’intérieur de cette oolithe, des variations du niveau marin relatif. A son sommet, elle est couronnée par une surface perforée (surface SP4) en partie rabotée. Elle n’enregistre pas de phases diagénétiques. Selon CONTINI

(1970), elle matérialise la limite avec le Bathonien inférieur qui, comme dans le faisceau lédonien, est micritique, voir sub-lithographique. Ainsi, la masse oolithique comprise entre les surfaces SP3 et SP4 correspondrait à la « Grande oolithe » des auteurs et déterminerait la séquence Bj6 (voir paragraphe suivant pour les datations).

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

7.1.b Cadre biostratigraphique

Le « minerai de fer de Laissey » est daté par CONTINI de l’extrême fin de l’Aalénien supérieur, c’est à dire de la zone à Concavum, sous-zone à Formosum et horizon à Formosum grâce à la récolte de Euapteioceras cf. amplectens et Graphoceras fallax.

Les niveaux à madréporaires sont bien connus dans la région et forment un niveau assez constant. CONTINI les date de la base de la zone à Humphriesianum, d’après la récolte de plusieurs spécimens de Stephanoceras quenstedti dans les niveaux inférieurs. Les bioconstructions supérieures et les calcarénites oolithiques n’ont, quant à elles, pas livré d’ammonites.

su:La « Grande oolithe » n’est pas datée directement. Les dépôts micritique sus-jacents renferment Terebratula nunneyensis et Terebratula veziani de la zone à Zigzag, sous-zone à Convergens du Bathonien. Vers Quingey (Sud de Besançon), THÉOBALD et BOURQUIN (1957) ont trouvé dans les bancs lumachelliques qui précèdent la « Grande oolithe » : Strenoceras sp., Garantiana baculata, Garantiana densicostata et Garantiana trauthi. Ces ammonites appartiennent à la zone à Niortense, sous-zone à Baculata. Par encadrement, cette oolithe serait datée des zones à Garantiana et à Parkinsoni.

7.2 Corrélations séquentielles régionales

Le transect réalisé pour illustrer le secteur bisontin (Figure 3.23), s’étale sur une quarantaine de kilomètres de long, selon un axe Sud-Ouest/Nord-Est qui suit le tracé du Doubs. Il est complété par des observations ponctuelles sur des coupes annexes.

Le cortège transgressif de la séquence Bj1, n’est pas enregistré dans l’arc bisontin. Les premiers dépôts traduisent l’inondation, directement sur les calcarénites aaléniennes. Il s’agit d’un mince niveau marneux ou calcaréo-marneux, comparable à celui suivi depuis le Revermont.

D’une façon générale, la chute du niveau marin relatif est rapide et génère un saut de faciès depuis un environnement profond (offshore supérieur) vers un environnement tidal protégé, de forte énergie. Les calcarénites oolithiques, régressives, de l’unité E2, envahissent le Nord-Est de l’arc bisontin et se déposent jusque dans la partie septentrionale du faisceau lédonien. Au-delà, elles sont remplacées par les alternances marnes-calcaires de la dépression de Vaux-lès-Poligny. Comme dans le faisceau lédonien, la discontinuité de chute du niveau marin relatif, traduit une régression forcée des dépôts, formant un cortège progradant vers le Sud-Ouest (Figure 3.27). Il

Figure 3.27: Relation géométriques entre les calcarénites de la séquence Bj1, entre le faisceau lédonien et l’arc bisontin.

CHAPITRE 3

se suit jusque dans l’Arbois et disparaît entre les Planches et Vaux-lès-Poligny. Les faciès latéraux à HCS ne sont pas identifiés, peut-être sont-ils piégés entre ces deux localités, distantes de 7 km. La continuité de ce cortège régressif tidal sur plusieurs dizaines de kilomètres renseigne sur la platitude de l’arc bisontin, au début du Bajocien. Nous verrons dans le chapitre 4 qu’il en est de même depuis le Seuil de Bourgogne jusqu’à la Bresse.

La chute du niveau marin relatif, ne conduit pas à l’émersion de ces dépôts oolithiques qui sont simplement scellés par une surface perforée, sous-marine.

Comme pour la séquence Bj1, le cortège calcarénitique transgressif de la séquence Bj2, n’est pas exprimé dans l’enregistrement sédimentaire. Il est relégué dans les secteurs plus subsidents, tel que le Revermont, le Bugey (dans une moindre mesure), mais aussi localement au N.E. (Clerval).

Les calcaires à silex lédonien se déposent dans l’arc bisontin (unité E4), pendant la phase d’approfondissement de Bj2, mais ils présentent des faciès moins profonds, à la limite de l’offshore et du shoreface. La paléotopographie irrégulière du fond marin, détermine des zones en relief, propice au dépôt des calcarénites tidales (Deluz) et des zones basses, dans lesquelles s’accumulent de plus grandes quantité de tempestites litées distales (Clerval).

En général, la paléotopographie aalénienne de rampe inclinée vers le Sud, est donc préservée pendant les deux premières séquences du Bajocien inférieur.

Le cortège régressif est moins bien exprimé dans l’arc bisontin que dans le Revermont. Les faciès sont homogènes au Nord-est, depuis le Vignoble jusque dans la vallée du Doubs. Cette homogénéité est à mettre sur le compte d’une subsidence plus constante, qui tranche radicalement avec les déformations enregistrées plus au Sud, entre le Revermont et le Bugey (dépôt de la séquence Bj2’). La rupture de faciès est plus brutale à Clerval qu’ailleurs, où se dépose des calcarénites tidales. Nous le verrons plus au Nord, en Haute-Saône, elles témoignent de la progradation des « Calcaires à entroques de Vesoul » du Nord vers le Sud.

Sur l’arc bisontin, les calcarénites régressives de Bj2 sont couronnées par une surface perforée façonnée sous une faible tranche d’eau (5 à 10 m). Aucune émersion n’a été décelée dans ce secteur. Le dépôt du cortège régressif de Bj2 est donc contemporain de la séquence Bj2’ du Revermont et du Bas-Bugey. Cette surface (SP2 à Deluz) est corrélée avec celle enregistrée au sommet de la formation CEM dans les régions plus méridionales. Le paragraphe 9, traitant de la mise en place de la séquence Bj2’, reviendra plus en détail sur ces problèmes de corrélations.

Pendant la séquence Bj3, l’arc bisontin est sous une tranche d’eau supérieure aux régions voisines, traduisant une reprise de la subsidence sur le secteur. Les calcarénites transgressives sont alors piégées, plus haut sur le profil de dépôt, dans le faisceau lédonien. Seules les tempestites distales se déposent ici. Ces conditions environnementales ne sont plus favorables aux madréporaires qui se trouvent isolés dans des aires limitées, probablement moins profondes.

˜De manière unanime, l’inondation maximale se caractérise par des couches de tempête distales, déposées en domaine d’offshore à la limite de l’action des vagues de tempêtes.

Le demi-cycle de chute du niveau marin relatif enregistre un enchaînement régressif et progressif des faciès dans l’offshore, avant une discontinuité de chute, marquée par l’arrivée des calcarénites tidales. Produites dans le Nord du faisceau lédonien, où elles constituent l’essentiel du demi-cycle régressif, elles progradent sur l’arc bisontin, pour le recouvrir complètement au maximum de chute.

Au cours du demi-cycle de montée du niveau marin relatif de la séquence Bj4, le différentiel de subsidence s’est estompé et la profondeur d’eau est plus faible. Ils permettent aux calcarénites tidales transgressives de s’accumuler, localement dans les creux plus subsident (Grange Ravey). Selon, un schéma désormais classique, les madréporaires envahissent le secteur au cours de l’approfondissement, pour former des édifices à faible relief. Souvent interrompus par des apports bioclastiques grossiers, générés par la houle, ils constituent les faciès bioconstruits les moins profonds actuellement rencontrés.

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

plate sur de grandes étendues, ces faciès s’étalent jusque dans le faisceau lédonien, au Sud, mais également au Nord, pour former un vaste haut-fond tidal.

Lors du maximum de chute, la discontinuité vésulienne peut enregistrer des traces d’émersion, comme par exemple à Deluz. Ailleurs, la présence de calcaires micritiques de type lagon (« Calcaires compacts de Courchaton » (CONTINI, 1970), terminant la séquence Bj4, ne permet pas de dire s’il y a eu émersion. A la Grange Ravey, l’aspect vacuolaire de la partie supérieure de ce banc, pourrait correspondre à un paléo-karst.

Dans tout l’arc bisontin, le Bajocien supérieur est oolithique. Il est très difficile de retrouver les subdivisions lithologiques des régions méridionales. Cette masse oolithique correspond à la formation de la « Grande Oolithe ».

D’après les données bibliographiques, elle correspondrait aux zones à Garantiana et à Parkinsoni. La présence d’une lacune stratigraphique à la base du Bajocien supérieur est probable. Depuis le faisceau lédonien, les dépôts de la séquence Bj5, deviennent moins épais et de plus en plus proximaux. Sous l’influence de marée au Sud, ils passent, dans le Nord du faisceau lédonien, à des dépôts plus boueux à oncoïdes de nubéculaires. Environ 20 kilomètres plus au Nord, dans la région de Quingey (Sud de Besançon), THEOBALD et BOURQUIN (1957) décrivent des bancs lumachelliques, peu épais, mais datés de la zone à Niortense, qui pourraient correspondre à des dépôts de plage. Au-delà de ce secteur, seul l’oolithe existe, mais aucun fossile n’a été ramassé dedans. En Haute-Saône, nous le verrons dans le paragraphe suivant, l’oolithe est précédée par un niveau marneux qui signe avec certitude l’inondation maximale de la séquence Bj6. Il est donc très probable que l’arc bisontin enregistre une lacune sédimentaire et biostratigraphique à la base du Bajocien supérieur, englobant les zones à Niortense et à Garantiana, de la même façon qu’en Bourgogne.

La séquence Bj6 est aggradante dans l’arc bisontin. Elle dépose des calcarénites oolithiques tidales sur une grande épaisseur (plus de 50 m à Besançon). A l’intérieur, les surfaces d’érosions et les arrêts de sédimentation sont fréquents, mais ne peuvent être corrélés. En effet, leur valeur est autocyclique à cause de la dynamique propre à ce type d’environnement (divagation de courant, déplacement de corps sédimentaires, tempêtes,…). Paradoxalement, émergé pendant Bj5, l’arc bisontin est le secteur le plus subsident pendant Bj6. Des déformations locales affectent donc le Jura, à la fin du Bajocien supérieur. Un fait similaire a déjà été observé sur le plateau de Crémieu (Larina), où la formation O2 enregistre un approfondissement dans les dépôts tidaux .