Le Vignoble et le faisceau lédonien

Le Vignoble et faisceau lédonien appartiennent à l’arc lédonien (Figure 3.4). Le Vignoble s’étend sur la partie occidentale du Jura, depuis le plateau de Lons-le-Saunier au Nord, jusqu’à l’accident transverse de Bourcia – Germagnat. Au-delà de cet accident, débute le Revermont.

Le faisceau lédonien marque la courbure vers l’Est que prennent les plis jurassiens, au Nord de Lons-le-Saunier. Sous cette dénomination, ont été regroupés le faisceau lédonien proprement dit et le plateau de Lons.

Comme le Revermont, le Vignoble et le faisceau lédonien sont constitués de compartiments séparés par des failles à peu près N-S. Ils se différencient du Revermont par la disparition des formations P1 et CEM.

La région de Lons-le-Saunier présente de nombreux affleurements, principalement le long des falaises des reculées, qui bordent le plateau de Lons. Maintes fois étudiées (GIRARDOT, 1890-1896; RICHE, 1893; PELLETIER, 1960; CARTIER, 1965; CONTINI, 1970), il semble toutefois intéressant de jeter un regard plus moderne sur ces affleurements à la vue des observations pratiquées plus au Sud.

6.1 Coupe de Revigny

L’affleurement le plus complet se situe au sud de Lons-le-Saunier, au lieu-dit « le Creux de Revigny », en bordure de la R.N.78 (Figure 3.20). Cette coupe est connue dans la littérature sous le nom de « coupe du retour de la Chasse » du nom de l’auberge en bord de route. La suite de la série est observée dans la reculée de la Guillotine, une centaine de mètres plus à l’Est. Enfin, le sommet du Bajocien s’observe en deux endroits différents, sur le plateau. La première partie est visible à la sortie Est du village de Nogna et la seconde partie, dans une grande excavation en exploitation (carrière de Briod), environ 200m avant la gare de Publy.

Figure 3.20: Situation de la coupe composite de Revigny. (1) Route N.78, (2) Reculée de la Guillotine, (3) Nogna, (4) Ancienne gare de Publy

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

6.1.a Description de la série

L’Aalénien est épais, interrompu par plusieurs accidents répétant la série (Figure 3.21). Il s’agit de calcaires à entroques, sous faciès à HCS et à dunes hydrauliques tidales, connus sous le nom de « Calcaires oolithiques et spathiques de Conliège » (GIRARDOT, 1890-1896). Ce sommet régressif de la séquence aalénienne n’est plus sous le faciès de houle des « Calcaires à Cancellophycus », bien développé dans le Revermont et dans le Bugey, mais sous un faciès moins profond, de plus en plus influencé par la marée. Les dix derniers mètres de l’Aalénien montrent des barres sableuses subtidales dans un grainstone bioclastique.

La limite supérieure de l’Aalénien est située au niveau des arcades de soubassement de l’ancienne ligne de chemin de fer. Elle se traduit par une surface perforée par des annélides et par des bivalves lithophages (surface SP1). Sa séquence diagénétique intrinsèque est peu évoluée avec (1) un ciment fin et isopaque fibreux (HMC initiale) recouvert par un sédiment interne micritique, lui-même recoupé par (3) des perforations d’annélides et de bivalves lithophages. Elle indique une lithification rapide en milieu marin. Les perforations de type Lithodomus sont partiellement tronquées, attestant d’une abrasion sous-marine partielle de la surface.

La base du Bajocien affleure mal sous les arcades. Toujours d’après les observations de CONTINI (1970), le Bajocien inférieur débuterait par une dizaine de mètres de marnes et calcaires argileux subdivisée en deux niveaux : le « niveau des calcaires marneux inférieurs » et le « niveau des marnes à Pholadomyes et des calcaires spathiques ferrugineux ». Le premier débuterait par 2 mètres de marnes noires rappelant les « Marnes à Discites » de la Haute Chaîne. Au-dessus, la sédimentation évolue progressivement vers des alternances de bancs calcaires et d’interbancs marneux, qui évoquent la tendance observée dans l’unité E2 du Mont Myon. Entre les arcades, il est possible de voir malgré tout, la partie supérieure de ces calcaires. Il s’agit en réalité de tempestites litées proximales (grainstone moyen à peloïdes et entroques, accompagnés de miliolidés et d’Ophthalmidium). Cet ensemble serait terminé par une surface perforée (GIRARDOT, 1890-1896) mais cette dernière n’a pu être observée.

On retrouve ici, un enchaînement de faciès, proche de celui observé dans le Revermont. L’ennoyage des calcaires aaléniens par les marnes micacées, est un événement commun à toutes les régions. Au-dessus, la régression des faciès est progressive, mais n’enregistre pas les termes calcarénitiques grossiers du shoreface. Celles-ci sont remplacées par une surface perforée qui marque le maximum de la régression.

Au-dessus, il est possible de suivre un mince niveau marneux à nodules biomicritiques et à galets perforés où les bivalves et les terriers sont nombreux dans les derniers centimètres. Il correspond au « niveau des calcaires noduleux » décrit par CONTINI dans l’arc lédonien. Il précède une dune hydraulique d’échelle métrique, constituée majoritairement par des débris d’entroques. Il s’agit là du cortège transgressif de la séquence Bj2 du Revermont, bien que le niveau repère coquiller ne soit plus présent. Une lacune d’observation, inférieure à un mètre, masque le passage aux « calcaires moyens à rognons de silex de Messia » (GIRARDOT, 1890-1896). Ceux-ci, épais de 31 mètres, sont constitués d’un calcaire beige clair, de type grainstone très fin à moyen, à entroques. Il s’agit d’une alternance de bancs calcaires mesurant 10 à 20 cm d’épaisseur, à base et sommet ondulants, et de joints marno-silteux de quelques centimètres. Ce faciès d’offshore supérieur à médian, est interrompu par de nombreux accidents siliceux. Ces calcaires à silex présentent le même faciès que ceux rencontrés dans le Revermont. Contrairement au Mont Myon, il n’existe pas ici de faciès plus marneux, marquant l’inondation maximale Bj2. Arbitrairement, elle est placée à la base de la formation, par analogie avec les coupes avoisinantes. Les dépôts sus-jacents montrent une tendance à l’aggradation. Contrairement au Revermont ou au Bugey, les faciès régressifs de l’unité E5 ne sont pas présents.

Le toit de cette masse est altéré mais on y devine des traces de terriers et de perforations (surface SP2). Il marque le maximum de chute du niveau marin relatif. Le microfaciès étant un wackestone à fins bioclastes, la surface SP2 n’enregistre pas de diagenèse précoce.

CHAPITRE 3

Figure 3.21: Coupe type du faisceau lédonien: Revigny.

Au-dessus, le sédiment devient plus boueux (calcaires packstones), avec à la base, des HCS plats transgressifs, alternant avec des niveaux plus argileux et bioturbés. Rapidement ils font place à 4 mètres bioturbés de calcaires packstones très fins à entroques et à brachiopodes. Il s’agit de Arcelinithyris (ex-Terebratula in CONTINI) arcelini, Morrisithyris (ex-Terebratula in CONTINI) phillipsi, Rhynchonella niobe et Rugitela (ex-Zeilleria in CONTINI) waltoni (CONTINI, 1970), faune caractéristique de la zone à Humphriesianum, sous-zone à Blagdeni (ALMÉRAS et al., 1997). Ces calcaires périrécifaux de shoreface protégé, sont surmontés par un mince niveau marneux qui signe l’inondation maximale de la séquence Bj4.

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

Cette surface SP2, peu spectaculaire, enregistre une lacune stratigraphique qui comprend la séquence Bj2’ des formations P1 et CEM. En effet, la séquence suivante, peu épaisse (5 mètres) est datée de la zone à Humphriesianum (voir paragraphe suivant) et s’apparente à la séquence Bj3 de la formation P2. Elle débute par un mince niveau de calcaires tendres et noduleux, surmonté par quatre mètres de calcaires grainstones à entroques s’organisant en un cortège de faciès régressif allant des tempestites distales bioturbées aux dunes hydrauliques subtidales. La disparition des formations P1 et CEM se produit donc entre le Mont Myon et Revigny et pose de nombreuses questions. Est-elle progressive ou brutale ? Quelle est son origine ? Toutes ces questions seront abordées dans le paragraphe 9.

Au-dessus, le cortège régressif débute par 6 mètres de calcaires variés (wackestones à grainstones) à oncoïdes de nubéculaires de plus en plus gros vers le haut. Rapidement, les oncoïdes disparaissent au profit de calcarénites de shoreface (magnifiques HCS en accrétion latérale), précédant des dépôts grossiers tidaux à entroques.

Au niveau du petit parking longeant la route, ces calcaires sont scellés par une surface plane qui latéralement, passe à une importante surface d’érosion irrégulière d’amplitude métrique. Sur les flancs de ce chenal, s’observent des poches d’accumulation de matériel brêchique autochtone. Située à mi-hauteur sur la paroi verticale, il n’a pas été possible d’observer de façon précise l’aspect de la surface plane. Il semble très probable qu’elle soit affectée de perforations. Datée de la sous-zone à Blagdeni (par ammonites et brachiopodes, voir paragraphe suivant), cet ensemble est attribué à l’unité P2b des « calcaires à polypiers supérieurs ». Ainsi la surface sommitale correspondrait à la discontinuité vésulienne, terminant le Bajocien inférieur.

Au-dessus, la sédimentation reprend par un faciès subtidal à grandes dunes hydrauliques dans une encrinite bien triée. La suite de la série s’observe quelques centaines de mètres plus à l’Est dans la reculée de la Guillotine.

La base de la falaise est fortement altérée et bioturbée, mais il est encore possible de distinguer des structures obliques tidales. Le matériel est essentiellement crinoïdique, mais les débris présentent un aspect roulé de plus en plus clair. Cet ensemble tidal est transgressif par rapport au calcaire plus marneux et plus bioturbé, qui forme un léger rentrant au-dessus. Il pourrait être un équivalent moins grossier de la formation CES du Revermont. Le rentrant est constitué par un wackestone fin à entroques et quelques quartz, interrompu par plusieurs joints marneux, à brachiopodes épars et à ammonites. Il détermine l’inondation maximale de la séquence Bj5. Le faciès des « Calcaires à petites huîtres » n’existe donc plus ici. Depuis le Revermont, le milieu de sédimentation semble moins propice à l’installation des huîtres. Nous le verrons ultérieurement, ce niveau présente vers le Nord des caractères plus proximaux, avant de disparaître.

Le reste de la falaise (environ 4 mètres) est régressif. Il débute par des dunes hydrauliques tidales, d’échelle métrique, réactivées par la houle, et passe à un faciès classique tidal, à entroques, localement riche en débris de coquilles.

Le passage aux « Marnes de Plasne » n’est pas visible sur cet affleurement. Il s’observe à quelques kilomètres plus à l’Est sur le plateau, aux abords de la localité de Nogna (Figure 3.20). Les « Marnes de Plasne », équivalentes au « Niveau inter-oolithique » du Bugey, sont épaisses de 6 mètres, et montrent des alternances de bancs calcaires à texture packstone et d’interbancs marneux. Les bancs mesurent de 10 à 40 cm d’épaisseur, tandis que les inter-bancs ne dépassent pas 10 cm. Ces marnes, constantes depuis l’Ile Crémieu, traduisent l’inondation maximale de la séquence Bj6. La lacune d’observation entre ces marnes et les calcaires à entroques sous-jacents, ne permet pas de dire s’il existe ici un cortège transgressif.

na:L’observation microscopique de ces bancs montre à la base, une dominance des entroques, toutefois accompagnées par des oolithes micritiques et des bioclastes divers. Progressivement, elles prennent une forme de plus en plus arrondie et sont remplacées par des oolithes de type 3 (STRASSER, 1986). Elles annoncent la progradation de l’oolithe régressive O2, bien développée dans le Bugey et sur le Revermont.

CHAPITRE 3

Au-dessus, les bancs tendent à s’épaissir et montrent des structures obliques relativement plates, à base tangentielle. Ils enregistrent l’influence de courants unidirectionnels de plus en plus actifs, en relation avec la diminution de la tranche d’eau. Les niveaux marneux disparaissent ensuite totalement, au profit des dunes oolithiques. Ce sont des grainstones moyens à grossiers, hétérogènes, où les oolithes majoritaires, sont associées à des entroques, des débris de bivalves, des bryozoaires et quelques oncoïdes de nubéculaires.

Cette masse oolithique se retrouve dans la carrière de Briord où il est possible de suivre le passage avec le Bathonien. Seuls les dix derniers mètres de la formation O2 sont visibles. Comme dans le Sud, il s’agit de trains de dunes hydrauliques superposés. Ce grainstone grossier est hétérométrique et hétérogène. Les oolithes présentent un cortex multicouche épais (type 3 de STRASSER), et sont accompagnées par divers éléments bioclastiques.

Sur les derniers mètres, les lithoclastes apparaissent et sont parfois très nombreux. Ils traduisent la remobilisation de sédiment micritique lithifié, provenant d’espaces inter-dunaires. CONTINI (1970) cite également l’existence de petits madréporaires, compatibles avec ce type d’environnement.

La limite Bajocien - Bathonien se traduit par une surface plane (SP3) criblée de perforations d’annélides pouvant pénétrer le sédiment sur une quinzaine de centimètres. Les oolithes sont enrobées par (1) un fin ciment fibreux isopaque (HMC initiale), qui est recouvert par (2) un sédiment interne micritique. Cette phase de remplissage géotrope est suivie (3) par une pelletisation de la micrite, avant (4) la perforation de la surface, par les vers annélides. Cette SDI traduit une lithification en milieu marin.

Le Bathonien tranche radicalement avec les faciès oolithiques ; il s’agit de calcaires bleutés de type mudstone à oncoïdes de nubéculaires.

6.1.b Cadre biostratigraphique

Les « Calcaires oolithiques et spathiques de Conliège » de l’Aalénien, n’ont pas livré d’ammonites. Toutefois, CONTINI (1970) a montré qu’ils remplaçaient progressivement les « Calcaires à Cancellophycus » du Revermont, les rangeant ainsi dans la zone à Concavum.

Les unités E2, E3 et E4 ne sont pas datées directement par ammonites sur cette coupe. Cependant, les marnes noires de la base, ressemblent fortement aux marnes de la vire à Discites du Mont Myon.

Au-dessus, le niveau transgressif à galets perforés et à nodules calcaires est un excellent niveau repère et fossilifère dans la région (GIRARDOT, 1890-1896; ROCHÉ, 1939; CONTINI, 1970). En effet, il a livré dans plusieurs gisements proches (Conliège, Messia ou Ladoye-sur-Seille) de nombreux spécimens d’ammonites qui permettent de le subdiviser en deux horizons distincts: la base est datée de la zone à Laeviuscula par Sonninia patella, Witchellia platymorpha, W. laeviuscula et W. (Spatulites) helvetica, tandis que la partie supérieure est datée de la base de la zone à Propinquans par Sphaeroceras gervillei, Itinsaites proectus, Epalxites lepsiusi, E. portilor et Skirroceras freycinetti. Par encadrement, les dépôts sous-jacents se sont alors mis en place durant un intervalle de temps compris entre la zone à Discites et la zone à Laeviuscula.

Le premier niveau calcaire, surmontant les calcaires à silex de E4, est daté de la zone à Humphriesianum (GIRARDOT, 1890-1896) par un spécimen de Stephanoceras humphriesianum. Les calcaires à silex de l’unité E4, se sont alors déposés durant la zone à Propinquans, plus tard que ceux du Mont Myon, datés au maximum de la zone à Laeviuscula. Il n’existe pas de lacune biostratigraphique entre les unités E4 et P2a. L’intervalle de temps correspondant à la lacune des unités E5, P1 et CEM, est donc extrêmement court.

L’unité P2b est datée à plusieurs niveaux de la fin de la zone à Humphriesianum. Premièrement, l’association polyspécifique à brachiopodes est caractéristique de la sous-zone à Blagdeni (ALMÉRAS et al., 1997). Deuxièmement, PELLETIER (1960) décrit un Teloceras blagdeni au sommet de la série, dans un délit marneux.

Les calcaires argileux qui composent la vire de base du Bajocien supérieur, dans la reculée de la Guillotine, ont livré Garantiana baculata althoffi et Spiroceras sauzeanum de la zone à

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

Les « Marnes de Plasne » sont datées dans les environs de Lons, de la fin du Bajocien supérieur : zone à Parkinsonia, sous-zone à Acris. En effet, CONTINI cite plusieurs exemplaires de Parkinsonia du groupe subarietis mais également des Terebratula cf. masticonensis dans ces niveaux.

Enfin, les niveaux supérieurs à oolithes ne sont pas datés directement, mais ils sont souvent coiffés par un banc lumachellique à Terebratula nunneyensis et à Parkinsonia (Gonolkites) convergens du Bathonien inférieur.

6.2 Corrélations séquentielles régionales

Les figures 3.9 et 3.23 composent un transect qui permet de suivre les dépôts depuis l’Ile Crémieu jusque dans l’arc bisontin.

Les « Calcaires oolithiques et spathiques de Conliège » (GIRARDOT, 1890-1896) de l’Aalénien supérieur, forment le cortège régressif tidal des « Calcaires à Cancellophycus ». Epais dans le faisceau lédonien, ils se réduisent dans le Revermont et disparaissent dans le Bas-Bugey et sur l’Ile Crémieu, pour être remplacés par les « Calcaires à Cancellophycus ». Les faciès de haute énergie de la plate-forme aalénienne progradent vers la mer alpine, à la fin de la zone à Concavum. Quel que soit le faciès, le sommet de l’Aalénien est souligné par une surface perforée. Enregistrant à Souclin des traces d’émersion, il est probable que l’émersion soit générale.

La base de la transgression bajocienne est exceptionnellement observable à Vaux-lès-Poligny (Figure AC17, Annexe coupe). Au-dessus des calcaires oolithiques aaléniens, la séquence Bj1 débute par un conglomérat transgressif de galets aaléniens. Sur cette localité, le demi-cycle transgressif est épais et enregistre des variations à haute fréquence du niveau marin relatif, dans des faciès calcarénitiques de shoreface, alternant avec des marnes grises. Il s’agit là d’un équivalent de l’unité E1 décrite sur la coupe de Souclin, dans le Bas-Bugey. Ce surépaississement des marnes est exceptionnel dans la région, traduisant un potentiel d’accommodation localement plus élevé, probablement en relation avec le fonctionnement d’une ou plusieurs failles synsédimentaires. L’inondation maximale se traduit par la vire marneuse à Discites, niveau relativement constant dans la région (CONTINI, 1970).

Figure 3.22: Relation géométriques entre les calcarénites de la séquence Bj1, entre le Revermont et le faisceau lédonien.

CHAPITRE 3

LE BAJOCIEN A L’AFFLEUREMENT

Le demi-cycle de chute du niveau marin relatif s’exprime au travers de calcarénites fines d’offshore supérieur depuis le Mont Myon jusqu’à Revigny (unité E2). Au-delà de cette localité, en direction du Nord, les tempestites litées sont remplacées par un faciès à HCS (Blois-sur-Seille), lui-même remplacé plus au Nord, par des alternances marnes-calcaires d’offshore inférieur. La figure 3.22 propose une explication à ces changements de faciès rapides. Nous avons vu précédemment qu’une régression forcée était enregistrée par les dépôts régressifs de l’unité E2, entre le Revermont et le Bas-Bugey. Il se produit ici exactement la même chose, sur la pente de la dépression créée par le jeu des failles synsédimentaires. La présence d’une surface irrégulière et ferruginisée, localement perforée, au toit de l’unité E2, laisse supposer une émersion du Revermont, du Vignoble et de la partie méridionale du faisceau lédonien.

La transgression de Bj2 est bien datée (zone à Laeviuscula) et se traduit dans le faisceau lédonien et dans le Vignoble, par un niveau conglomératique (fossilifère à Blois-sur-Seille), surmonté localement par un train de dune hydraulique (Revigny). D’une manière exceptionnelle, à Vaux-lès-Poligny, ce conglomérat, composé de galets polygéniques perforés (micrite, wackestone à packstone à bioclastes), est intercalé entre les faciès marneux à couches de tempêtes, des unités E2 et de E4.

Lors de la remontée du niveau marin relatif, les dépôts hétérogènes qui bordent la dépression de Vaux-lès-Poligny, sont érodés et remobilisés par les vagues qui génèrent le conglomérat. Celui-ci, se déposant en transgression, remonte le long de la pente jusque sur le plateau lédonien (Revigny). Vers le Sud, il n’est plus observé.

L’inondation maximale Bj2 est enregistrée directement au-dessus du niveau conglomératique, alors que dans le Revermont, où la subsidence est plus importante, elle s’observe après plusieurs dizaine de mètres de calcaires à silex, comme sur la Haute Chaîne.

L’aggradation des calcaires à silex à l’aplomb du plateau lédonien, avec des différences d’épaisseurs fortes entre les coupes (séparées de quelques kilomètres), indique la présence d’un différentiel de subsidence local, qui pourrait résulter du jeu des failles synsédimentaires mise en évidence précédemment. Paradoxalement, le plateau lédonien enregistre une accommodation négative qui entraîne l’émersion du toit des calcaires à silex aux alentours de Lons-le-Saunier (surface irrégulière ferruginisée à Revigny). Le cortège régressif n’est pas présent.

Les unités E5, P1 et CEM ne sont pas reconnues dans le faisceau lédonien, alors qu’elles existent à une vingtaine de kilomètres plus au Sud, dans le Vignoble. Comment se produit la disparition de ces unités ? S’agit-il d’une disparition progressive en biseau, d’une disparition brutale au contact d’un accident synsédimentaire, ou encore d’une régression forcée ?

CONTINI (1970) a localisé la disparition du premier niveau à polypiers et de ces calcarénites sus-jacentes entre Saint-Amour et Lons-le-Saunier. En réalité, la disparition des P1 et de CEM (sous un faciès très grossier dit « petit granite ») peut être un peu mieux ciblée. Elle se produit dans le Vignoble, entre Cuiseaux et Cuisia, soit sur environ 5 à 6 km (Figure 3.24).

Entre le Mont Myon et Cuiseaux, on constate la réduction progressive de l’épaisseur de