La Haute Chaîne

La Haute Chaîne ou Jura interne dessine un arc montagneux dominant la dépression molassique suisse (Figure 3.4). Elle présente des épaisseurs et des faciès suffisamment différents de ceux rencontrés plus à l’Ouest, dans le Jura externe, pour être traitée à part. Les affleurements sont peu nombreux et souvent incomplets, nécessitant la construction de coupes composites.

La coupe composite de la région de Saint-Claude (Haute Chaîne) a été choisie pour illustrer les dépôts bajociens, car c’est dans ce secteur que le cadre biostratigraphique est le mieux contraint.

Figure 3.15: Relations géométriques entre les formations de la séquence Bj5, entre le Bugey et le Revermont.

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT 5.1 Coupe de Saint-Claude

Cette coupe combine 4 petites coupes plus ou moins bien raccordées, situées au voisinage de la ville de Saint-Claude (Figure 3.16). La base de la série est visible sous le pont de Rochefort (1), sur la rive gauche du Tacon. La coupe se poursuit quelques centaines de mètres plus au SE, le long de la D.436 (2) qui mène de l’Essard à Rochefort, puis remonte le petit sentier (3) longeant la gorge des Orgières. Enfin, la dernière partie de la coupe est située quelques kilomètres plus au Nord, sur le site de la cascade de la Queue du Cheval (4).

Des observations complémentaires ont été faites, à différents niveaux, le long de la route départementale qui relie Saint-Hubert à Chaumont.

5.1.a Description de la série

En bordure du Tacon, des bancs à délit en miches, décimétriques et à débris fins d’entroques, alternent avec des interbancs marneux (Figure 3.17). Ils sont apparentés à la formation des « Calcaires à Cancellophycus » (CONTINI, 1970). Dans ce cas, le faciès est plus profond que dans le Bugey. Ces alternances sont surmontées par 4 mètres de marnes grises à fragments d’articles de crinoïdes. Elles rappellent fortement le faciès des marnes micacées à Discites du Jura tabulaire suisse (CONTINI, 1970) qui détermine l’inondation maximale de la séquence Bj1. Rapidement il évolue vers des tempestites litées distales régressives. La limite de séquence n’est pas observable.

La suite de la coupe est levée sur le bord de la route (D.436). On retrouve à la base les tempestites litées distales, permettant le raccordement avec les observations précédentes. Elles sont surmontées par 4 mètres de tempestites litées, sans joints marneux, plus proximales, qui enregistrent l’inversion de tendance entre le demi-cycle régressif de Bj1 et le demi-cycle transgressif de Bj2.

Au-dessus, se dépose une trentaine de mètres de tempestites litées, séparées par de minces joints argileux. A la base, il s’agit d’une encrinite très fine, de texture packstone à grainstone qui s’enrichit progressivement vers le haut, en spicules de démosponges (Geodiidae) épigénisés en calcite. Le quartz est présent dans une faible proportion (environ 7 à 8%), avec des bioclastes très fins et des foraminifères pyritisés indéterminables. L’enchaînement des faciès met en évidence de faibles variations du niveau marin relatif, à l’intérieur de l’offshore supérieur. Cependant, un intervalle plus marneux (joints plus épais) où les spicules de démosponges constituent l’essentiel

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de la roche (spongolithe), marque le maximum d’approfondissement de la séquence Bj2. Les tempestites litées sous-jacentes composent quant à elle le cortège transgressif.

Au-dessus, les bancs enregistrent de plus en plus l’influence de la houle, conjointement à la chute du niveau marin relatif. Elle se traduit par la formation de grands sillons d’érosion venant réactiver les couches de tempêtes. A plusieurs niveaux des stratifications entrecroisées de type HCS sont visibles. Le matériel est un grainstone moyen à grossier, à entroques et à peloïdes. Le maximum de régression s’enregistre au travers d’une surface d’arrêt de sédimentation, légèrement ondulée et perforée, formée en milieu subtidal peu profond.

La série décrite est un équivalent des « Calcaires à entroques inférieurs » du Bugey, mais dans une position plus distale et sous un régime d’accommodation plus élevé. Les marnes de la base correspondent à l’unité E2 tandis que l’ensemble de tempestites litées rappellent les faciès des calcaires à silex de l’unité E4. La dernière partie, plus grossière et régressive, pourrait être l’équivalent de l’unité E5.

Bien qu’aucune ammonite n’ait été récoltée, le cortège transgressif de Bj1 (unité E1, dans le Bas-Bugey) pourrait correspondre aux alternances visibles le long du Tacon. L’accommodation étant importante, il est difficile de distinguer la limite entre l’Aalénien et le Bajocien.

L’unité E3 (banc coquiller dans le Bas-Bugey) n’est pas reconnue ici. Est-elle comprise dans l’intervalle non visible entre les deux coupes, ou prend-elle un faciès distal à tempestites, difficile à distinguer des autres ? En l’absence de datations, la question reste posée.

Dans le virage qui recoupe la gorge des Orgières, au-dessus de la surface perforée, une légère vire, épaisse d’environ 5 m, montre quelques centimètres de calcaires argileux noduleux à entroques. Ils sont surmontés par deux séquences granocroissantes, de tempestites litées à base et toit de bancs ondulants. Au-dessus, se déposent 6 m de tempestites litées de plus en plus proximales (disparition des joints argileux), évoluant vers un faciès de shoreface à HCS amalgamés. Dans les derniers mètres, l’ensemble est fortement bioturbé et se termine par une surface nette mais ondulante.

Cet enchaînement régressif des faciès, depuis un calcaire très fin à entroques, bioturbé jusqu’à des calcarénites à HCS rappelle l’évolution de la séquence Bj2’ (formations P1-CEM) du Bas-Bugey et du Revermont, même si les madréporaires ne sont pas présents. Cette attribution est confirmée par les dépôts sus-jacents qui correspondent au second niveau à polypiers du Bugey (formation P2).

En effet, au-dessus, un niveau à madréporaires est visible sur le petit parking qui prolonge le virage en épingle. Les madréporaires, en boule, se répartissent dans un packstone très fin, bioturbé, à entroques et bioclastes (bivalves et les térébratules) qui pourrait indiquer le cortège transgressif. Le maximum d’approfondissement s’enregistre au travers d’un calcaire mudstone à brachiopodes. Il évolue rapidement vers un calcaire noduleux, sans structure ni banc, renfermant quelques débris de madréporaires çà et là. Le microfaciès est un wackestone finement bioclastique, localement mudstone à miliolidés.

Comme pour les unités sous-jacentes, les calcaires à madréporaires offrent ici un faciès plus profond, souvent bioturbé, se rapportant à l’offshore supérieur. Dans les derniers mètres de la formation, les madréporaires sont plus nombreux, contenus dans un calcaire fin intensément silicifié, à texture grainstone et à peloïdes. Au sommet, les boules coralliennes sont tronquées par une surface durcie et plane, à terriers. Le faciès à madréporaires est donc régressif par rapport aux calcaires sous-jacents à brachiopodes. Les faciès sont ici fins et renseignent d’un milieu de sédimentation calme, certainement profond.

Dans cette séquence, les madréporaires s’observent uniquement à la base ou au sommet, dans les dépôts les moins profonds. La bathymétrie est ici un facteur limitant (manque de lumière, eaux froides) dans le développement des madréporaires. Ils n’apparaissent que lorsque les conditions sont favorables, c’est à dire dans les dépôts les moins profonds. Plusieurs bioconstructions ont cependant été décrites dans le secteur de Saint-Claude, mais celles-ci disparaissent rapidement lorsqu’on s’éloigne de cette localité (PELLETIER, 1960; CONTINI, 1970).

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Au-dessus, un dernier ensemble calcarénitique, débute par 1,30 m de marnes grises feuilletées à ostréidés. Il s’agit d’un faciès proximal, probablement une flaque marneuse à huîtres se sédimentant en arrière de la plage, dans un environnement protégé. En effet, elles sont surmontées par une masse calcarénitique dont l’enchaînement des faciès traduit un approfondissement progressif. A la base, on peut observer des HCS qui passent ensuite à des tempestites réactivées (HCS à grande longueur d’onde), puis à des tempestites litées plus profondes. Un peu plus haut sur le chemin, la présence d’une alternance d’interbancs marneux et de bancs à débit en miches suggère le maximum d’approfondissement. Depuis la base, l’ensemble est globalement granodécroissant. Il s’agit d’un grainstone fin à fragments usés d’entroques, accompagnés de débris de bryozoaires.

Grâce aux ammonites récoltées par PELLETIER (1960), dans ces niveaux (voir paragraphe suivant), ils sont placés en équivalence avec l’unité P2b de la formation à polypiers P2 et déterminent la séquence Bj4. Ainsi la séquence sous-jacente correspond à Bj3.

Les treize derniers mètres de cet ensemble sont visibles dans le lit du ruisseau s’écoulant au pied de la cascade de la Queue du Cheval. Ce sont des calcaires très altérés, délités en plaquettes, parfois d’aspect noduleux à cause des nombreux terriers qu’ils contiennent. Les entroques constituent toujours l’essentiel des éléments mais, vers le sommet, les peloïdes et les foraminifères (miliolidés, lenticulines, Ophthalmidium) apparaissent. Ce faciès fin est rapporté à un environnement de shoreface où le taux de sédimentation est faible, favorable à l’activité des organismes fouisseurs. Il marque la fin de la partie régressive de la séquence Bj4. La discontinuité vésulienne n’est pas reconnue.

Au pied de la cascade, la sédimentation change. Elle débute par une vingtaine de mètres d’alternances de bancs calcaires centimétriques à décimétriques et d’interbancs marno-calcaires noirs, formant un rentrant dans la falaise. Ces alternances ont été décrites par CONTINI (1970) sous le nom de « Marnes de la Queue de Cheval ». Le terme de « Marnes à Ostrea acuminata » déjà utilisé au 19e siècle (BONJOUR, 1863), est préférable pour simplifier les correspondances régionales, même si les huîtres sont peu nombreuses. Les bancs sont limités par des surfaces ondulantes, et prennent parfois un faciès en miches. La macrofaune, présente aussi bien dans les bancs que dans les interbancs, est riche. Il s’agit de moules internes de Pholodomyes et de moules, mais aussi de coquilles de brachiopodes (Terebratula cf. ferryi, Terebratula sp., Rhynchonella sp.), parfois déposées en niveaux lumachelliques. Les ammonites, nombreuses et réparties verticalement de façon continue, permettent de dater ces niveaux de la base du Bajocien supérieur. L’observation en lames minces révèle la présence de très nombreux miliolidés, associés à de fins débris de bivalves, dans un calcaire boueux à texture wackestone.

Ces faciès sont les plus profonds jamais observés dans le Jura et correspondent à des environnements distaux à la limite de l’offshore supérieur et de l’offshore inférieur. Les derniers mètres de ces alternances deviennent plus marneux avec des bancs calcaires plus fins et moins bioturbés.

D’un point de vue séquentiel, le niveau lumachellique à Terebratula cf. ferryi indique une condensation de la sédimentation pendant le maximum d’inondation, ce qui permet l’accumulation des coquilles de brachiopodes (GARCIA et al., 1996). Parallèlement, ce ralentissement favorise l’installation des organismes endobiontes, tels que les Pholadomyes. Au-dessus, les bancs carbonatées deviennent de plus en plus resserrés et déterminent le cortège régressif de cette séquence Bj5.

La séquence Bj6 débute par un cortège transgressif réduit, sous le même faciès que précédemment. L’inondation maximale est placée dans des interbancs plus épais au milieu de la vire.

La partie supérieure de la cascade présente un aspect plus carbonaté et massif qui marque la régression de Bj6. Dans un premiers temps, les bancs plurimétriques sont encore très boueux (wackestones fins à peloïdes et entroques arrondies). Ils évoluent ensuite vers des calcaires grainstones à entroques tidaux, eux-mêmes surmontés par des calcaires fins déposés en arrière des dunes hydrauliques. Ils traduisent le maximum de régression.

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Au-dessus de cette barre calcaire de laquelle jaillit la cascade, s’observe un mince niveau lumachellique à Terebratula ferryi. Il est surmonté par une dizaine de mètres de bancs ondulants à tempestites distales bioturbées, dont la texture évolue rapidement depuis un packstone à peloïdes, à débris d’entroques et à oolithes vers un wackestone à peloïdes et bioclastes. Les derniers mètres du Bajocien supérieur montrent plusieurs bancs décimétriques de calcaires mudstones à fins débris de bivalves et spicules de desmosponges.

D’après les récoltes de CONTINI (1970), ils sont d’âge Bajocien (voir paragraphe suivant). Le Bathonien débute avec la cinquantaine de centimètres de calcaires argileux sus-jacents, riches en ammonites, surmontée par 6 mètres de marnes.

La limite Bajocien-Bathonien ne correspond pas au maximum de régression de Bj6, comme c’est le cas dans le Bas-Bugey ou dans le Revermont. Le niveau lumachellique à Terebratula ferryi est un conglomérat coquiller transgressif qui fait suite à une remise en eau rapide du secteur (installation des brachiopodes sur une surface d’abandon de sédimentation). La fin du Bajocien supérieur s’inscrit donc dans un cortège transgressif à tempestites distales bioturbées, qui trouve son maximum d’approfondissement dans les marnes bathoniennes.

5.1.b Cadre biostratigraphique

Les alternances calcaires - marnes de la base du Bajocien inférieur sont datées indirectement par CONTINI (1970), à partir d’un banc calcaire lumachellique, découvert plus au sud, dans la vallée du Tacon et dans des dépôts glaciaires quaternaires. Il renferme Witchellia cf. laeviuscula, Emileia sp. et Trigonia sp., caractéristiques de la zone à Laeviuscula. Ce banc est connu plus à l’Ouest, sous les calcaires qui forment la base des falaises de la région de Saint-Claude.

Il existe très peu de données pour les calcaires de la route D. 436. PELLETIER (1960) cite toutefois Teloceras blagdeni et Cadomites brodiaesia au-dessus des marnes qui surmontent les calcaires à madréporaires P2. Donc, par encadrement les calcaires lités de la base se sont déposés entre les zones à Laeviuscula et à Humphriesianum, sous-zone à Blagdeni. D’après les datations des régions avoisinantes, et d’après le découpage séquentiel, les niveaux à madréporaires doivent appartenir à la zone à Humphriesianum, sous-zone à Humphriesianum et les calcarénites sous-jacentes à la zone à Propinquans.

Les alternances marno-calcaires de la cascade de la Queue du Cheval ont livré quant à elles, de très nombreuses ammonites qui prouvent l’existence de toutes les zones du Bajocien supérieur. Il reste toutefois difficile de placer avec précision leurs limites.

La partie basale des alternances est datée par ROCHÉ (1924) grâce à la découverte de Caumontisphinctes nodatus de la zone à Niortense. Au-dessus du niveau lumachellique à Terebratula ferryi, a été récolté Garantiana baculata (détermination C. MANGOLD). Garantiana garantiana n’est signalée que 4,40 m au-dessus de ce niveau lumachellique (CONTINI, 1970). Enfin, la zone à Parkinsoni, sous-zone à Acris, est reconnue lorsque les interbancs deviennent plus épais puisque Contini y décrit Parkinsonia orbignyana et P. arietis. Un autre spécimen de P. orbignyana a également été récolté lors de ces dernières observations (détermination C. MANGOLD). Les calcaires micritiques du sommet de la cascade renferment Parkinsonia sp.(CONTINI, 1970). Les calcaires marneux sus-jacents, sont du Bathonien inférieur. CONTINI décrit de nombreux spécimens dont : Morphoceras, Procerites cf. fullonicus, Parkinsonia schloenbachi, P. (Gonolkites) convergens, P. (Oraniceras) württembergica, Oxycerites limosus et Oechotraustes sp.

5.2 Corrélations séquentielles régionales

Le transect présenté ici (Figure 3.18) traverse le Jura du Sud-Ouest vers le Nord-Est depuis le Bas-Bugey (Souclin) jusqu’au cœur de la Haute Chaîne (Saint Claude).

Le milieu de dépôt des « Calcaires à Cancellophycus » de l’Aalénien supérieur s’approfondissent en direction de l’Est pour passer à des faciès plus marneux dans la Haute

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

Figure 3.18: Corrélations séquentielles entre le Bas-Bugey et la Haute Chaîne.

E1 E2 E3 E4 E5 P1 CEM O2 NIO O1 CPH CES P2b MA P2a CAG FORMATIONS

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Chaîne. Il n’est pas exclu que leur partie supérieure appartiennent déjà au Bajocien inférieur et soient un équivalent latéral des calcarénites grossières de l’unité E1 du Bas-Bugey.

L’inondation maximale, marquée par les marnes micacées, n’est pas visible sur les autres affleurements, mais semble bien constante d’Est en Ouest, depuis le Jura tabulaire suisse. Ces marnes se réduisent en direction de l’Ouest pour former un mince niveau marneux intercalé entre les calcarénites.

Au-dessus, la discontinuité de chute du niveau marin relatif, enregistrée dans le Bas-Bugey, est moins marquée dans le Haut-Bugey (Figure 3.19). Il s’agit d’alternances d’interbancs marneux et de bancs à HCS, qui progressivement envahissent tout le cortège régressif. Par rapport au Bas-Bugey, celui-ci est moins épais. Dans la Haute Chaîne, la rupture de faciès n’existe plus. L’enchaînement est progressif, depuis les marnes jusqu’aux tempestites litées distales puis proximales.

Le prisme de régression forcée de la séquence Bj1, qui se dépose dans le Bas-Bugey, se déverse dans la Haute Chaîne, via le Haut-Bugey.

Le cortège transgressif de la séquence Bj2 est constant tout le long du transect. Il est grossier sur le Bas-Bugey (niveau coquiller de l’unité E3) et passe à une calcarénite à HCS, de plus en plus fine vers la Haute Chaîne.

Au cours du demi-cycle de montée du niveau marin relatif, la flexure du Revermont s’accentue, favorisant l’installation du bassin à silex lédonien. Cette déformation affecte également la Haute Chaîne, où se met en place un différentiel de subsidence, de part et d’autre du Haut-Bugey (région de Nantua), alors peu subsident. La polarité paléogéographique de l’Aalénien reste toutefois préservée. Il se dépose des calcarénites d’offshore dans la Haute Chaîne et des calcarénites grossières de shoreface sur le Bas-Bugey.

Lors du demi-cycle de chute du niveau marin relatif, le prisme calcarénitique de haut niveau prograde en direction de la Haute Chaîne. Dans le Bas-Bugey, le saut de faciès est rapide. Les dépôts sont réduits et sous faciès tidal, alors que dans le Haut-Bugey, les calcarénites tidales sont plus développées et passent dans la Haute Chaîne à des faciès de shoreface. Parallèlement,

Figure 3.19: Relation géométriques entre les calcarénites de la séquence Bj1, entre le Bas-Bugey et la Haute Chaîne.

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la flexure qui se met en place dans le Revermont, pendant le dépôt de l’unité E5, affecte de la même manière le Haut-Bugey, alors plus subsident. Elle conditionne le dépôt d’une partie de E5 pendant le demi-cycle transgressif de la séquence Bj2’. Comme dans le Revermont, ces dépôts sont déformés par des figures d’échappement d’eau. Dans la Haute Chaîne, E5 correspond uniquement au cortège régressif de la séquence Bj2 et est scellé par une surface perforée (non émersive). Manifestement l’affaissement du Revermont soulève légèrement la bordure orientale du Jura, interrompant momentanément la sédimentation.

Pendant le demi-cycle transgressif de la séquence Bj2’, le différentiel est encore bien exprimé. Il permet l’accumulation de calcarénites de shoreface sur le Haut-Bugey, tandis que dans la Haute Chaîne, la sédimentation est nulle (Figure 3.18). Elle reprend avec l’inondation maximale Bj2’ des calcaires à madréporaires de P1, sous un faciès atypique d’offshore sans madréporaires. Les dépôts bioconstruits sont cantonnés sur la bordure occidentale du Jura, avec la mise en place de grands édifices coralliens sur le Haut-Bugey, secteur resté toujours moins subsident depuis Bj1.

Lors de la chute du niveau marin relatif, les calcarénites régressives de la formation CEM envahissent tout le transect et sont d’épaisseur relativement constante.

Le cortège transgressif de la séquence Bj3 est peu étendu. Il s’agit de wackestone fins à entroques, visibles à l’Est de Nantua (Communal). Les dépôts de l’unité P2a du Bas-Bugey, ne présentent pas de faciès véritablement bioconstruits vers le Nord-Est. Les madréporaires essaient de coloniser la Haute Chaîne, mais les conditions paléoécologiques semblent moins favorables (milieu plus profond) que sur le Bas-Bugey. Pendant la chute du niveau marin relatif, les calcarénites régressives de haute énergie, sont peu développées dans ce secteur (Communal et dans une moindre mesure Nantua). Nous le verrons ultérieurement, elles sont essentiellement stockées dans le faisceau lédonien et dans l’arc bisontin. La chute du niveau marin relatif est par conséquent de faible amplitude, déposant les calcarénites régressives tidales sur les zones hautes.

Dès le début de la phase d’approfondissement de la séquence Bj4, de nouvelles déformations sont enregistrées entre le Bugey et la Haute Chaîne. A Saint-Claude, elles créent de l’accommodation en continu, qui piège les calcarénites transgressives, sous des faciès de houle. Sur le reste du transect, celles-ci n’existent pas, permettant la colonisation du fond marin par les faciès bioconstruits de l’unité P2b. Comme pour les séquences précédentes, le Haut-Bugey constitue une aire peu subsidente. La séquence ne s’y dépose pas. L’étude diagénétique n’a pas