Les plateaux de Haute-Saône

Les plateaux de Haute-Saône ou de Vesoul sont séparés du Jura proprement dit par la vallée de l’Ognon (Figure 3.4). Ils constituent un intermédiaire entre le Jura et la bordure orientale du Bassin de Paris.

Cette région tabulaire est formée par les calcaires bajociens qui reposent sur le talus marneux d’âge Toarcien. A cause du couvert végétal important, peu nombreux sont les affleurements offrant une série bajocienne complète. Les coupes les plus complètes sont localisées dans la partie Nord des plateaux, sur la bordure de la cuesta. Les observations de coupes partielles ont été faites autour et à l’Est de Vesoul.

8.1 Coupe de Dampvalley

La coupe de référence est située, dans les environs de Vesoul (Figure 3.28) et se décompose en deux parties.

La base de la série est observée dans une carrière communale abandonnée, longeant la RN 57, entre Vesoul et Comberjon. La suite de la série s’observe plus au Sud-Est, sur la localité de Dampvalley-les-Colombes. Les observations débutent dans le village même, le long de la RD 233 qui remonte à la RN 19 et se poursuivent, de l’autre côté de cet axe, dans une grande carrière exploitée pour le concassage, par la société de travaux publics SACER.

CHAPITRE 3

La coupe de Comberjon, est connue depuis le début du siècle dernier (PETITCLERC, 1900) et les couches ont pu être bien datées par ammonites (CONTINI, 1970). Bien que maintenant très altérée, cette coupe mérite d’être décrite ici.

La coupe de Dampvalley-lès-Colombes a été citée pour la première fois par CONTINI (1970). Elle offre dans la carrière un imposant front de taille, qui montre le passage entre le Bajocien inférieur et le Bajocien supérieur.

8.1.a Description de la série

L’Aalénien est visible à la base de la coupe de Comberjon (Figure 3.29). Il montre des dunes hydrauliques subtidales superposées et partiellement bioturbées, alternant avec des niveaux marneux inter-dunaires à galets remaniés. Le sédiment est un grainstone grossier à oolithes superficielles qui évolue au sommet, en un grainstone à entroques et bioclastes. Cette oolithe est régressive par rapport aux calcaires sableux sous-jacents et elle est datée de la fin de l’Aalénien inférieur (voir paragraphe 8.1.b). Il existe donc une lacune stratigraphique, englobant l’Aalénien supérieur.

La sédimentation reprend au Bajocien inférieur. La séquence Bj1 débute par des faciès transgressifs, altérés et argileux. A la base, les bancs sont bioturbés, sans limite nette, interrompus par de minces joints argileux à galets ferrugineux. Ce sont des packstones à grainstones moyens à entroques et à bioclastes, où quelques débris de madréporaires ont été découverts. Au-dessus d’une surface bioturbée, au toit du dernier banc, les dépôts deviennent plus marneux. Il s’agit d’alternances de marnes décimétriques, beiges à grises et de bancs calcaires centimétriques (wackestone fin à entroques et bioclastes indéterminables).

Un des bancs renferme un niveau à galets perforés et ferrugineux dans lequel CONTINI a identifié une grande quantité d’ammonites des zones à Discites et à Laeviuscula. Comme il sera démontré dans la suite, il s’agit d’un niveau de remaniement qui se dépose suite à une chute du niveau marin relatif importante, remobilisant les sédiments sous-jacents. Il marque le début du cortège régressif de la séquence Bj1.

Au-dessus, l’enchaînement des faciès est progressif, dans un premier temps, prenant la forme d’alternances de marnes et de bancs calcaréo-marneux. Une accélération de la régression est enregistrée par l’arrivée brutale de calcarénites grossières bioclastiques, d’avant-plage. Dans leur partie supérieure, elles prennent un aspect vacuolaire. Cet aspect corrodé et vacuolaire des derniers bancs traduit une karstification pendant le maximum de chute du niveau marin relatif, qui marque la limite de séquence entre Bj1 et Bj2.

Des nodules phosphatés sont observés à la base de bancs à texture micropackstone à micrograinstone à entroques et bioclastes, qui surmontent les bancs karstifiés. Ces niveaux marquent la reprise de la sédimentation de la séquence Bj2. Au-dessus, se dépose un mètre de calcarénites litées fines qui rappellent les couches de tempêtes des calcaires à silex (unité E4 du Revermont). Elles enregistrent l’inondation maximale de la séquence Bj2. Le cortège régressif se compose d’une calcarénite grossière à entroques. Dans un premier temps, sous l’influence de la houle (grands HCS), ils passent progressivement sous influence tidale (dunes hydrauliques à

Figure 3.28: Situation de la coupe composite de Dampvalley. (1) Carrière de Comberjon, (2) Sortie Ouest de Dampvalley, (3) Carrière SACER.

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

Ce faciès calcarénitique tidal est très caractéristique dans la région ; il s’agit de la formation des « Calcaires à entroques de Vesoul » dont la composition faunique oblige de les placer en équivalence avec les unités E4, E5, P1 et CEM du Jura méridional.

Les derniers mètres de la formation sont visibles dans le village de Dampvalley-lès-Colombes et se chargent progressivement en oolithes. Le sommet de la formation est scellé par une surface plane, criblée de perforations d’annélides (surface SP1). La Séquence diagénétique intrinsèque de cette surface est composée : (1) d’une cimentation précoce par une étroite frange isopaque (HMC initiale), puis (2) d’une phase de dissolution des coquilles aragonitiques et d’une dissolution partielle du ciment isopaque, qui conduit (3) à l’accumulation de silts vadoses dans la porosité intergranulaire. Ces pores sont enfin bouchés (4) par de grands cristaux limpides qui en cathodo-luminescence montrent une zonation de bandes luminescentes et noires (OBC).

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

Les perforations (5) recoupent l’ensemble de ces phases. Cette surface indique une lithification en milieu marin intertidal pour la phase (1). La dissolution partielle des ciments calcitiques (HMC), suivie par le dépôt de silts vadoses, et la précipitation d’OBC, traduisent une exposition de la surface à l’influence d’une eau météorique (DURLET et LOREAU, 1996). La surface SP1 enregistre une émersion.

Au-dessus, se met en place le niveau principal à madréporaires de la région ; il s’agit des « Calcaires à polypiers de Frotey ». Les madréporaires s’organisent en édifices à faible relief, séparés par des lits marneux à brachiopodes et bivalves. Les organismes associés sont typiques des environnements récifaux (Nérinés, oursins, pectenidés, rhynchonelles, …). Les bioconstructions sont peu étendues latéralement et peu épaisses. Elles s’observent dans des calcaires granulaires de haute énergie, à oolithes, oncoïdes de nubéculaires, débris de coquilles de bivalves, de gastéropodes et de brachiopodes. Deux épisodes de bioconstruits sont constants dans la succession et sont équivalents des unités P2a et P2b correspondant respectivement aux séquences Bj3 et Bj4.

A Dampvalley, la séquence Bj3 débute par un cortège transgressif réduit à des bancs calcarénitiques centimétriques. Il est surmonté par un édifice corallien épais d’environ 5 mètres. L’approfondissement maximal s’observe à la base de la bioconstruction. Les madréporaires lamellaires forment la base du bioherme puis sont remplacés verticalement par des formes en boule puis branchue. Au maximum de chute, la bioconstruction est recouverte par un mince banc calcarénitique à oncoïdes de nubéculaires. Au-dessus, les alternances de marnes et de bancs calcaires wackestones à oolithes, bioclastes et débris de madréporaires marquent la seconde phase d’approfondissement (Bj4) de la formation à madréporaires (P2). Les faciès sus-jacents sont régressifs et de plus en plus calcarénitiques. Des madréporaires en boule s’observent çà et là, dans la masse calcarénitique à oolithes et à entroques.

Le faciès régressif est visible dans la grande carrière, de l’autre côté de la route nationale. On retrouve à la base un niveau bioconstruit (P2b), surmonté par une masse blanchâtre de calcaires oolithiques (plus de 90% d’oolithes par endroits), à dunes tidales. Cette masse oolithique, connue sous le nom de « Calcaires oolithiques de Dampvalley », est épaisse de 25 à 40 mètres. Les bancs supérieurs peuvent être très riches en petites huîtres et renfermer quelques débris de madréporaires. Des arrêts de sédimentation locaux sont enregistrés. Ils traduisent la dynamique propre du système de dépôt (divagation de courant, déplacement de corps sédimentaires, tempêtes,…). Comme dans la région lédonienne, CONTINI décrit au sommet, des bancs de calcaires sublithographiques de milieux lagunaires.

Le maximum de chute du niveau marin relatif se traduit par une surface perforée qui couronne les dépôts oolithiques dans toute la région. Il s’agit de la discontinuité vésulienne (surface SP2). Son enregistrement diagénétique comporte : (1) un ciment isopaque fin de cristaux aciculaires à certains endroits, (2) un ciment micritique formant, soit une frange isopaque, soit des ménisques entre les grains, pouvant remplir toute la porosité, (3) une phase de cimentation de petits cristaux scalénoèdriques initialement en HMC, (4) de grandes plages de cristaux bouchant la porosité résiduelle, et (5) des perforations. Les phases diagénétiques de cette SDI indiquent une lithification en milieu marin intertidal inférieur, voir supérieur. L’émersion n’est pas permanente, mais très fréquente.

Visible au sommet de la grande carrière de Dampvalley, le Bajocien supérieur débute localement par un mince niveau marneux à petits madréporaires décimétriques en boules, surmonté par une dune oolithique. Son sommet est démantelé et les galets oolithiques remaniés sont pris dans des calcaires marneux gris-bleus à oncoïdes de nubéculaires, extraclastes oolithiques pluri-centimétriques et colonies de bryozoaires en boules (5 à 10 cm de diamètre). Ces calcaires à oncoïdes portent différents noms (THIRRIA, 1833; MARCOU, 1848; PETITCLERC, 1900), mais sont plus connus sous le vocable de « Marnes vésuliennes » (MARCOU, 1848). Datées par ammonites (voir ci-dessous), elles sont de même âge que les dépôts bisontins de la séquence Bj6. Comme dans l’arc bisontin, la séquence Bj5 est absente. L’inondation maximale se traduit par des alternances de bancs grainstones à oncoïdes, et d’inter-bancs marneux noirs à Pholadomyes et à serpules

CHAPITRE 3

(Galeolaria socialis). L’inondation maximale est placée dans la partie supérieure de ce niveau où un morceau de nautile du genre Cenoceras (détermination Régis CHIRAT) a été récolté. L’épaisseur totale de ce faciès vésulien ne dépasse pas 7 mètres et tend à diminuer rapidement vers l’Ouest (CONTINI, 1970). Le cortège régressif correspond aux calcaires oolithiques de la « Grande oolithe ». Sur cet affleurement, seuls les 5 premiers mètres de la formation sont visibles. D’après les notices de cartes, son épaisseur peut être importante sur les plateaux (30 à 60 m) mais diminue rapidement vers Langres pour tomber à moins de 10 mètres. Le toit de la « Grande oolithe » serait perforé, mais la surface n’a pas pu être observée.

8.1.b Cadre biostratigraphique

Les calcaires oolithiques de l’Aalénien correspondent aux « Calcaires oolithiques de Vellefaux » (CONTINI, 1970). Ces calcaires sont affectés dans la région d’une forte minéralisation donnant naissance à un minerai de fer (visible sur la déviation de Calmoutier). Les ammonites récoltées permettent de dater cette formation de la zone à Murchisonae (CONTINI, 1970), mettant en évidence une lacune sédimentaire durant la zone à Concavum.

Les calcaires argileux de Comberjon ont livré, quant à eux, de nombreuses ammonites. Le premier niveau marneux de la séquence Bj1 renferme à la base Braunsina sp. (CONTINI, 1970). Le niveau condensé de l’inondation maximale Bj1 contient : Graphoceras pulchrum, G. (Braunsina) sp., Hyperlioceras desori, Sonninia aff. Sowerbyi, S. aff. Trigonata, S. pseudotrigonata, S. mutabilis, S. modesta substriata, S. (Poecilomorphus) pelekus, S. (Poecilomorphus) gr. Pinguis, Witchellia laeviuscula, W. romanoides, W. albidus et W. (Zugella) connata. Tous ces fossiles permettent de dater l’inondation Bj1 des zones à Discites et à Laeviuscula. Le cortège régressif, moins fossilifère, est daté de la zone à Laeviuscula par Sonninia cf. corrugata, S. cf. ovalis et Witchellia cf. sutneri. Par rapport à la nouvelle échelle zonale des ammonites (RIOULT et al., 1997), les faunes énumérées ci-dessus sont mélangées à l’intérieur de la zone à Laeviuscula. Une réétude des spécimens serait nécessaire pour préciser le cadre biostratigraphique.

Les « Calcaires à entroques de Vesoul » (unité E4) sont datés, indirectement, de la zone à Propinquans par encadrement. En effet, tout le long de la bordure Nord du plateau de Vesoul, existent les « Calcaires à polypiers du Mont Sesin » (absent à Comberjon). Ils sont surmontés par les « Calcaires à entroques de Vesoul » et renferment à Champdamoy Kumatostephanus (Gerzenites) rugosus de la zone à Propinquans, sous-zone à Patella (CONTINI, 1970). Au-dessus, le niveau des « Calcaires à polypiers de Frotey » (unité P2a, séquence Bj3) a livré, quant à lui, de grands Skirroceras, Stephanoceras humphriesianum, St. Umbilicum, mais aussi, des brachiopodes : Terebratula ventricosa et Zeilleria subbucculenta caractéristiques de la zone à Humphriesianum, sous-zone à Humphriesianum. Comme dans le reste du Jura, la séquence Bj2 est datée de la zone à Propinquans

Les « Calcaires oolithiques de Dampvalley » (unité P2b, séquence Bj4) ne renferment pas d’ammonites, mais étant situés entre des niveaux de la sous-zone à Humphriesianum et la discontinuité vésulienne, il semble logique de les dater au minimum de cette sous-zone et au maximum de la sous-zone à Blagdeni.

Les « Marnes vésuliennes » (inondation maximale de la séquence Bj6) renferment des Parkinsonia telles que : Parkinsonia subarietis, P. orbignyana, P. cf. parkinsoni de la zone à Parkinsoni, sous-zone à Acris. Aucune Garantiana n’a été récoltée dans ces niveaux ni même de faune appartenant à la zone à Niortense. La lacune stratigraphique, matérialisée par la discontinuité vésulienne intègre donc les zones à Niortense et à Garantiana.

La « Grande oolithe » n’est pas datée. Comme pour les régions plus méridionales, elle correspond au cortège régressif de la séquence Bj6 qui se met en place à la fin de la zone à Parkinsoni.

8.2 Corrélations séquentielles régionales

Le transect présenté ici, relie Besançon, au Sud, aux plateaux de Vesoul, au Nord (Figure 3.30). La coupe de Belfort (situé plus à l’Est) a été ajoutée afin de compléter les corrélations en

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

CHAPITRE 3

L’Aalénien terminal (zone à Concavum), est absent des plateaux de la Haute-Saône qui émergent. Vers le Sud, les calcarénites oolithiques régressives se mettent en place, tandis que dans la région belfortaine, il prend l’apparence d’un grès calcaires avant de passer à un grès en direction de l’Alsace (CONTINI, 1970). Globalement, l’Aalénien supérieur est de moins en moins profond du Sud vers le Nord.

Après un mince cortège transgressif, les marnes micacées de la séquence Bj1, viennent recouvrir la Haute-Saône. Comme dans les régions plus méridionales, l’inondation est franche.

L’amorce du cortège régressif est donnée par le dépôt du conglomérat à ammonites. Il traduit le démantèlement des dépôts marneux sous-jacents situés plus au Nord, probablement dans la partie Nord-Est du Seuil de Bourgogne, suite à la chute du niveau marin relatif. Le mélange des faunes d’ammonites des zones à Discites et à Laeviuscula, la date du début de la zone à Laeviuscula. La diminution de l’espace d’accommodation s’accentue pendant le reste de la zone, conduisant au dépôt des calcarénites grossières d’avant-plage de l’unité E2. L’accommodation devient ensuite négative, permettant la formation d’un paléo-karst au sommet de ces faciès.

Comme nous avons pu le voir précédemment, la régression des faciès est encore plus brutale dans la région bisontine, où les marnes micacées sont directement surmontées par des calcarénites tidales (Figure 3.31). Ce saut de faciès renseigne d’un déplacement des calcarénites régressives de E2, lors de l’émersion des plateaux hauts-saônois. Dans l’arc lédonien septentrional, ce nouveau prisme régressif passe à des faciès plus profonds de tempestites litées distales, en relation avec un potentiel d’accommodation plus élevé.

Il se produit donc, pendant la zone à Laeviuscula, une régression forcée des dépôts en direction du Sud, suite à une chute importante du niveau marin relatif. Nous le verrons dans la

suite, mais cet événement est ressenti tout autour du Seuil de Bourgogne, conduisant à une translation des dépôts sur plusieurs centaines de kilomètres.

Le maximum de chute du niveau marin relatif ne met pas à l’émersion les calcarénites tidales de l’arc bisontin, qui sont alors scellées par une surface perforée et lithifiée en milieu sous-marin.

Ces observations permettent maintenant de dater les calcarénites régressives de Bj1 dans le Jura méridional. En effet, jusque là, seules les marnes de la base (zone à Discites), ou le cortège transgressif de la séquence Bj2 (zone à Laeviuscula) étaient dater. D’après les faunes récoltées en Haute-Saône, il semble que ces calcarénites se mettent en place durant la zone à Laeviuscula.

Figure 3.31: Relation géométriques entre les calcarénites de la séquence Bj1, entre les plateaux de Haute-Saône et l’arc bisontin.

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

A Belfort, la sédimentation est différente. La phase d’ennoyage de la plate-forme par les marnes est remplacée par l’installation de petits patchs coralliens (« Calcaires à polypiers inférieurs de Belfort »). L’impossibilité de suivre la base de la série, ne permet pas de dire si la déformation est enregistrée dans ce secteur. Selon CONTINI (1970), ces faciès bioconstruits ont une extension limitée aux alentours de Belfort et passent très rapidement vers le fossé rhénan, à des calcaires argilo-sableux d’offshore. Cette région ne semble pas soumise à la même dynamique, probablement à cause d’accidents mineurs locaux, qui l’isolent.

La reprise de sédimentation débute directement avec le dépôt d’un équivalent plus proximal des calcaires à silex lédoniens. Le cortège transgressif n’est pas enregistré dans ce secteur, mais est piégé dans le Jura méridional (calcarénites coquillères).

Epais de plusieurs dizaines de mètres dans le Revermont, l’équivalent des calcaires à silex, se réduisent à 2 ou 3 mètres vers Vesoul avant de céder le pas aux « Calcaires à entroques de Vesoul ». Ces calcaires tidaux et régressifs sont limités au Nord du Jura. Vers le Nord-Est, ils sont remplacés à Belfort par des calcarénites oolithiques de shoreface. Vers le Sud-Est, les « Calcaires à entroques de Vesoul » progradent jusque dans la vallée du Doubs, venant remplacer les calcaires à silex, sans toutefois atteindre Besançon. Comme il a été montré précédemment, le toit de ces calcaires enregistre localement une émersion qui scelle la séquence Bj2.

Les calcaires à madréporaires de la formation P1 du Revermont et du Bugey ne sont pas présents ici et la séquence Bj2’ n’est pas enregistrée. Comme il sera démontré dans le paragraphe suivant, elle fait partie du demi-cycle régressif de la séquence Bj2, puisque le toit des calcarénites régressives n’enregistre pas d’émersion (sauf localement).

Les séquences Bj3 et Bj4 sont clairement enregistrées depuis le Bugey et présentent la même tendance. Les cortèges transgressifs sont peu exprimés et la phase d’approfondissement favorise l’installation des madréporaires.

Ce sont principalement des organismes lamellaires, se développant dans des flaques marneuses. Quelques édifices de type biostromes se mettent en place. La trame et l’organisation interne des faciès bioconstruits montrent une diminution progressive de l’espace disponible. L’arrivée systématique de calcarénites oolithiques tidales confirme la position plus proximale des plateaux de Haute-Saône, par rapport au reste du Jura.

Cette différence de topographie conditionne le mode de vie et de croissance des madréporaires lors de l’inondation, mais aussi la mise en place d’un cortège régressif calcarénitique lors de la chute du niveau marin relatif. En effet, sur le Jura septentrional, où la topographie est peu marquée, jusque dans le faisceau lédonien, la baisse du plan d’eau conduit à un déplacement rapide de la zone de déferlement de la houle vers le Sud. Le Jura septentrional passe alors sous un régime tidal, sur de grande étendues.

Le différentiel de subsidence constaté dans l’arc bisontin, n’affecte pas la Haute-Saône, pendant la séquence Bj3.

La chute du niveau marin au cours de la séquence Bj4 est plus forte que pour la séquence Bj3. Elle conduit à un arrêt de sédimentation : la discontinuité vésulienne. Les séquences diagénétiques intrinsèques de cette surface ont montré qu’elle se met en place dans des environnements très peu profonds soumis à une émersion plus ou moins longue, comme dans le secteur de Besançon. En Haute-Saône et sur l’arc bisontin, elle s’accompagne d’une lacune sédimentaire et biostratigraphique intégrant les zones à Niortense et à Garantiana.

Dans le Jura septentrional, la reprise de sédimentation est plus précoce à l’Est, qu’à l’Ouest. En effet, à Belfort, au-dessus de la discontinuité vésulienne, l’enchaînement régressif de faciès depuis des dépôts marneux d’inondation vers des calcarénites oolithiques, rappelle la séquence Bj5 du Jura méridional. Elle n’est pas datée ici, mais plus à l’Est dans le Jura suisse (GONZALEZ, 1996), et correspond aux zones à Niortense et à Garantiana. Les flexures enregistrées à la base de Bj5, de longueur d’onde plurikilométrique, affectent donc la totalité du Jura, du Sud vers le Nord,