Geologia do maciço do Jura

Em geral
Geologia do maciço do Jura
Mapa das unidades estruturais do Jura
Modelo	Cinto de sobreposição
País	França e Suíça
Comprimento	340 km
Largura	65 km
Origem	Destacamento e dobramento de coberturas sedimentares
Treinamento	13,82 Meu
Subdivisões	Pacotes, bandejas e Haute-Chaîne
Rochas
Rochas sedimentares	Calcário , Arenito , Gesso , Marne , Moraine
Rochas magmáticas	Granito
Rochas metamórficas	Gnaisse , Schists
Tectônico
Estruturas tectônicas	Sobreposições
Imperfeições	dropouts , normal , inverso
Dobras	Anticlinais e sinclinais
Sismicidade	Baixo a moderado: 0,06 - 0,2 % g
Vulcanismo	Não
Alívio
Alívio de Jura	Cluse , Combe , Crêt , Reculée , Val
Erosão
Alteração	Químico e físico
Karst	Diaclase , Doline , Grotto , Gouffre , Lapiaz
Glacial	Bloco irregular , Butte-testemunha , Lago glacial , Moraine

O maciço do Jura é um cinturão sobreposto formado a partir do Mioceno como parte da orogenia alpina, seguindo a sobreposição dos maciços cristalinos externos no porão do Jura. O maciço foi construído pelo desprendimento e dobragem das coberturas sedimentares do domínio paleogeográfico do Jura. Essas coberturas mesozóicas correspondem a depósitos principalmente calcários de um mar epicontinental raso que separa o foreland europeu da margem passiva do norte europeu do Alpine Tethys . Eles são cobertos, especialmente no sul, por molassos cenozóicos da bacia do foreland alpino do norte ou da bacia do molasse suíço .

Estudada desde o XVIII th século, o Jura rapidamente se tornou um modelo para o estudo de montanhas de pedra calcária. Mas foi graças aos numerosos levantamentos sísmicos realizados durante as décadas de 1970 e 1980 por petroleiras que se compreendeu a estrutura interna do maciço do Jura. A descrição do dobramento da série de calcário, bem como sua forte erosão, resultou no modelo de relevo Jura . Sua importante série sedimentar jurássica está na origem do nome deste período e várias etapas do Cretáceo Inferior foram definidas no Jura. Por atualismo , consideramos que o maciço do Jura é um equivalente geológico das plataformas carbonáticas das Bahamas ou Barbados .

Cenário geográfico e geológico

O maciço do Jura é uma cadeia periférica em arco dos Alpes situada entre os Alpes ocidentais e os Alpes centrais . Estende-se principalmente ao longo da fronteira franco-suíça, formando um arco de orientação que varia de um eixo oeste-leste (parte norte) a um eixo norte-sul (parte sul). O maciço em sentido estrito estende-se desde o cume de Lägern ( cantão de Zurique ), na Suíça, até o planalto anticlinal de Grand-Ratz / Dent de Moirans , no departamento de Isère , na França . As dobras esmaecem mais a sul e o maciço desaparece no auge da clusa Isère , a norte do maciço de Vercors , para dar lugar aos maciços subalpinos. Seu comprimento é de mais de 340 km para o arco interno e mais de 400 km para o arco externo, enquanto sua largura máxima atinge 65 km entre Besançon e Neuchâtel . Embora não estejam incluídos geograficamente no Jura, os links do Salève , a montanha de Mandallaz e a montanha Age pertencem todos à mesma unidade geológica que Jura.

O maciço do Jura define a borda externa do sistema alpino. Além, em direção ao noroeste, as coberturas sedimentares não se destacam mais de sua base e as unidades geológicas dificilmente são mais afetadas pela orogenia alpina . Podemos, em primeiro lugar, distinguir planaltos defeituosos (planalto de Haute-Saône e Jura da Suábia ) que se estendem localmente às unidades externas do Jura, mas que não participam na curvatura da cadeia. O maciço também é delimitado pela fenda Cenozóica da Europa Ocidental, incluindo o graben do Reno ao norte e o graben de Bresse a oeste. Os ombros do graben do Reno ( maciço de Vosges a oeste e Floresta Negra a leste), bem como o maciço de Serre, também constituem obstáculos contra os quais o maciço do Jura tropeça. Finalmente, sua borda interna é definida pela bacia do Molasse suíço, ou mais amplamente a bacia do foreland ao norte dos Alpes, correspondendo em grande parte ao planalto suíço , que separa os Alpes ( Alpes Chablais e sopé romandes ) e maciços subalpinos (Massifs des Bornes , Bauges e Vercors ).

O relevo do maciço do Jura resulta da separação, no Mioceno, da cobertura sedimentar do domínio paleogeográfico do Jura na forma de camadas separadoras , depois do seu entrelaçamento para formar um cinturão sobreposto. O domínio paleogeográfico do Jura corresponde à parte proximal da margem passiva europeia, dominada por sedimentação marinha rasa e sujeita a períodos de emersão. É substituído em direção ao sudeste pelo domínio delfino-helvético que corresponde a um ambiente marinho aberto com uma maior proporção de intervalos pelágicos . Durante o Jurássico Superior e o Cretáceo , o domínio do Jura surgirá regularmente, permitindo a instalação de ambientes de depósitos continentais costeiros, incluindo pântanos e praias. Este limiar emergido servirá como um corredor de circulação entre os relevos hercínicos então surgidos e irá reforçar a separação com o foreland europeu, a noroeste, dominado por depósitos rasos de mar epicontinental . As coberturas sedimentares da área do Jura também se estendem para além do maciço do Jura. Sua ocorrência na forma de Salève, a montanha Mandallaz e a montanha Age demonstram que se estendem sob a bacia do foreland alpino do norte e continuam até o plano de sobreposição dos maciços cristalinos externos e, portanto, sob os maciços subalpinos. A evolução do Jura e da bacia do foreland alpino do norte está, portanto, intimamente ligada.

História do estudo geológico do maciço do Jura

Primeiros estudos

Os primeiros estudos geológicos do Jura começou no XVIII th e XIX th séculos. No entanto, é no início do XIX ° século que a geologia das montanhas Jura realmente interessados geólogos estruturalistas e paleontólogos . Mas, como Jules Thurmann explica na introdução de seu Ensaio sobre as revoltas jurássicas de Porrentruy (1832), essas obras apenas introduziram noções vagas que ainda não explicavam a geologia do maciço. Durante o período incluindo o XVIII th século e no primeiro trimestre do XIX ° século, o maciço Jurassic foram pouco conhecido e pouco estudado, ao contrário do Jurassic Inglês, que serviu de referência para o estudo da terra este período.

O estudo de Jules Thurmann

O primeiro grande estudo da geologia da Jura foi realizada pelo geólogo suíço Jules Thurmann , considerado o pai da geologia Jura, no segundo trimestre do XIX ° século. Suas quatro principais publicações sobre o assunto são: Ensaio sobre revoltas jurássicas publicado em vários cadernos entre 1832 e 1836, Esboços orográficos da faixa do Jura publicados em 1852, Resumo das leis orográficas gerais do sistema Monts-Jura publicado em 1853 e Novos princípios de A orografia jurássica publicada postumamente em 1857. Ao contrário dos geólogos da época, que tentaram transcrever as características dos terrenos jurássicos ingleses no continente, Thurmann valeu-se da paleontologia para identificar os diferentes níveis das rochas do maciço.

As primeiras explicações tectônicas

Seguindo Thurmann, muitos geólogos tentam explicar a tectônica Jura. O maciço é, em particular, o objeto dos primeiros estudos de Marcel Alexandre Bertrand durante os anos 1880, onde elabora os mapas geológicos das regiões de Besançon , Lons-le-Saunier e Pontarlier . O geólogo francês conclui seus estudos afirmando que o Jura é a região de referência para dobras retas e regulares. Seguindo os estudos Bertrand, modelo tectônico Jura referência entre o final de XIX th século e o meio da XX th século é a de uma cadeia de camadas individuais nativas que seria formado em uma ou duas fases, dependendo os autores; de acordo com este modelo, a formação do Jura seria devido a um impulso tangencial criado pela “massa impulsora” da frente alpina, vinda do sudeste.

No início do XX ° século, Louis Rollier, professor da Universidade de Zurique , combina a formação do Jura maciço à presença de geosynclines formadas no início do Cenozóico . Ele explica a regularidade e a forma arredondada das dobras pela presença de bacias terciárias marginais que teriam forçado o maciço a se dobrar de acordo com o " movimento de contração geral da crosta terrestre ", preservando os contornos das bacias terciárias. Também refuta uma possível ação de resistência por parte dos maciços cristalinos circundantes ( Vosges , Floresta Negra , maciço de Serre , etc.) que poderia ter influenciado a direção e a forma das dobras do Jura. Ele acrescenta que tal ação de bloqueio seria devida mais às bacias terciárias, constituídas por sedimentos pesados, cujo colapso e sobrecarga de sedimentos teriam cercado o Jura, forçando-o a dobrar, estando este último imprensado entre a bacia suíça. e as bacias do Bresse e do Reno, respectivamente a oeste e a norte. A acentuada acentuação de certas dobras estaria, segundo Rollier, ligada a um dobramento mais pronunciado do embasamento cristalino em comparação com o da cobertura sedimentar. Em conclusão, Rollier refuta a hipótese da formação do Jura ligada a um empurrão dos Alpes que antes estaria ligado à ação das bacias terciárias circundantes.

A virada do meio do XX ° século

O modelo de uma cadeia de dobras simples e direitos é, no entanto, contestada por estudos realizados durante o segundo trimestre do XX th show de século que a maioria das pregas Jura tem uma estrutura complexa como o modelo de formação massiva, em seguida, admitiu a lata tempo não explicar. Além disso, parece que as dobras retas e regulares, que foram a referência do relevo Jura, são na realidade uma minoria e principalmente concentradas no Jura exterior norte e oeste (regiões de Delémont , Clerval , Revermont, etc.). As dobras da cadeia superior do Jura são do tipo “em caixotão”, ponto no qual os geólogos suíços vêm insistindo há vários anos.

Em 1941, Maurice Lugeon apresentou uma nova hipótese sobre a formação do maciço do Jura após vários trabalhos nos Alpes, onde ele trouxe a gravidade para explicar o estabelecimento dos lençóis freáticos e sua deformação. Para o autor, as coberturas sedimentares do Jura destacaram-se do embasamento hercínico ao nível do Triássico Médio, como já lembrava August Buxtorf (de) . Este plano de cisalhamento (in) também seria comum com camadas de molassos e suíças e implica que elas conheceram a mesma história de deformação. No entanto, Maurice Lugeon exclui o princípio segundo o qual o Jura teria se deformado como se estivesse espremido em um torno e invoca a gravidade como única explicação. O deslocamento da gravidade implica na presença de uma encosta sobre a qual as coberturas do Jura se moveriam. Estas encostas correspondem a depressões localizadas ao longo dos Alpes (ou seja, a atual bacia molássica suíça) e entre o Maciço Central e o dos Vosges (ou seja, as valas de Bressan e Reno) e que ele define como “dobras de fundo” . De acordo com sua hipótese, o Jura estaria, portanto, localizado em uma contra-encosta da peneplanície hercínica, na qual teria escorregado ao nível das camadas de plástico do Triássico. No entanto, sendo as consequências de tal movimento paradoxal, Maurice Lugeon abandonou esta primeira hipótese para formular uma nova que se baseava na transmissão das estocadas. De acordo com essa segunda hipótese, as camadas mesozóicas teriam sido dobradas no noroeste da bacia do melaço suíço, onde o melaço se tornou mais fino, enfraquecendo o sistema. O impulso que permitiu esse processo seria devido ao peso dos aqüíferos pré-alpinos, localizados na borda sudeste da bacia do Molássico, que teriam empurrado o molasse e as camadas do Mesozóico para o noroeste, causando um descolamento basal no nível das camadas Triássicas.

Na década de 1940, o reitor da Faculdade de Ciências de Besançon, Louis Glangeaud , baseou sua análise da estrutura do Jura nas falhas . Em particular, introduz as novas noções de "dobras-falha" e "pinças", cuja formação seria devida a uma fase de deslocamento seguida de uma fase de dobragem. Extrapolando suas análises para o maciço, Glaugeaud mostra que a maioria dos principais acidentes do Jura são da idade do Oligoceno e, portanto, são anteriores à principal dobra do Jura, que é datada do Mioceno . Além disso, uma visão geral do mapa geológico mostra que a rede de falhas do Jura se estende para o norte através dos planaltos de Haute-Saône . De acordo com esta análise, a formação do maciço do Jura seria, portanto, subdividida em duas fases: uma primeira fase de deslocamento no Oligoceno, dominada por movimentos verticais que formaram uma rede de falhas que dizem respeito ao maciço e à base cristalina., E uma segunda fase de dobramento no Mioceno e no Plioceno Inferior, onde a formação das dobras foi guiada pela rede de falhas do Oligoceno. Glaugeaud também observa que a hipótese de Lugeon não pode ser aplicada ao Jura Externo, mas a considera aplicável, com algumas reservas, à Haute-Chaîne.

O debate sobre a formação do maciço é dominado em torno de duas hipóteses muito diferentes:

o dobramento foi feito a partir de um descolamento basal ao nível das rochas do Triássico da cobertura sedimentar, excluindo um dobramento do embasamento paleozóico ;
as rochas do embasamento paleozóico foram dobradas pela compressão dos Alpes.

Levantamentos sísmicos

Várias campanhas de exploração de petróleo por prospecção sísmica foram realizadas entre 1970 e 1988 por várias empresas entre a França e a Suíça: BP (setor A, cantão de Neuchâtel ), Shell (setores B, cantão de Vaud e C, ao norte do cantão de Vaud na fronteira com a França), a Société anonyme des Hydrocarbonbons (setor B) e Shellrex (setor D, departamento de Jura ).

Os dados sísmicos (perfis sísmicos e dados de poços) foram em sua maioria mantidos por empresas e, em seguida, tornados públicos durante a década de 1990. Eles foram processados em dois projetos separados durante a segunda metade da década de 1990. O primeiro, liderado pela Universidade de Neuchâtel , processou cerca de 1.500 km de linhas sísmicas relativas ao Jura central e à parte ocidental da bacia do Molássico Suíço. O segundo projeto foi supervisionado pela Universidade de Lausanne (Urs Eichenberger) e pela Comissão Geofísica Suíça (François Marillier). Quase 4.500 km de linhas sísmicas e 30 dados de poços tornaram possível reconstruir a bacia molássica suíça do Lago Genebra ao Lago Constança . As estruturas profundas foram restringidas pela identificação de oito horizontes sísmicos: perto da base do Cenozóico , perto do contato entre o Jurássico Superior e o Cretáceo Inferior , no Jurássico Inferior , perto do telhado do Jurássico Médio , o Jurássico abaixo , o Final do Triássico do Triássico e próximo à base da sequência mésozoïque . Um horizonte adicional no telhado do Aalenian também foi identificado no Jura. Em contraste, os refletores sísmicos nas camadas Cenozóicas estão geralmente ausentes ou descontínuos devido à homogeneidade das camadas.

Esses resultados permitiram destacar, em particular, a duplicação da cobertura sedimentar mesozóica no Jura dobrado e o espessamento das camadas de evaporitos do Triássico (almofadas de sal, tectônica de sal) na origem dos anticlinais no melaço do planalto. A orientação nordeste-sudoeste dessas almofadas de sal, paralelas aos traços axiais das dobras do Jura plissado, também demonstrou o envolvimento de camadas de evaporito na deformação do Jura. No geral, os dados sísmicos corroboraram o modelo de “empuxo distante” para a formação Jura. Esses dados foram então sintetizados no projeto GeoMol destinado a construir um modelo 3D da bacia molássica suíça.

Subdivisões estruturais

A diferença no estilo tectônico de deformação que observamos ao longo do Jura torna possível distinguir um “Jura externo”, fracamente deformado, e um “Jura interno” concentrando a maior parte da deformação e, portanto, o encurtamento que afeta a área do Jura. A deformação afeta apenas as mantas sedimentares que se desprenderam do embasamento, sendo este último muito pouco afetado. Essa diferença é explicada pela presença de uma espessa camada de evaporito do Triássico Médio ao Superior que atua como um nível de descolamento. Sua espessura é estimada entre 200 m na periferia noroeste e 1.000 m de espessura na parte central graças ao entrelaçamento das unidades. A diminuição da razão entre as camadas maleáveis (evaporito, marga) e competente (calcário) e um aumento na espessura das camadas mesozóicas de nordeste para sudoeste favorecem o desenvolvimento de dobras de desprendimento no nordeste e o 'aninhamento de sobreposição a o sudoeste. A espessura das camadas de evaporito também varia dentro de cada unidade e, em particular, entre sinclinais (menos espessos) e anticlinais (mais espessos). Esta variação de espessura é particularmente importante quando se trata de construir perfis geológicos equilibrados, onde nem sempre foi considerada. Ao mesmo tempo, a base mergulha 1 a 3 ° em direção ao sudeste devido à carga litostática exercida pelo prisma orogênico na placa europeia.

O Jura também é atravessado por um conjunto de falhas destacáveis que atravessam indiferentemente as unidades estruturais do Jura. Eles apresentam uma orientação norte-sul na parte oriental que muda gradualmente para uma orientação ONO-ESE no Jura ocidental. Essas falhas não se enraízam no embasamento pré-Triássico e afetam apenas a cobertura sedimentar. Eles resultam do alongamento paralelo à cadeia e sua morfologia arqueada. Entre as principais falhas, podemos distinguir as falhas de Pontarlier e Vuache.

Jura exterior

A borda externa do Jura é caracterizada por uma fraca deformação das coberturas sedimentares que retêm uma estratificação sub-horizontal. Esta baixa deformação é parcialmente explicada pelo Triássico mais fino em comparação com o Jura interno. Inclui bandejas, separadas umas das outras por áreas dobradas e com falhas chamadas de feixes.

Bandejas

As placas constituem uma estrutura geralmente horizontal, com baixíssima amplitude e dobras de destacamento de longo comprimento de onda . Sua baixa deformação resultaria de uma fina cobertura de sedimentos após uma longa fase de erosão entre o final do Cretáceo e o Mioceno . Elas formam assim ondulações locais que não excedem 100 m e registar um muito ligeiro encurtamento, menos de 5 km. Esses planaltos são entalhados em certos pontos por reentrâncias escavadas por rios. Os planaltos do Jura são relevos de baixo contraste com paisagens monótonas. O arranjo quase tabular das camadas sedimentares favorece uma erosão preferencial das camadas mais jovens, de modo que o Cretáceo está ausente, deixando o Jurássico aflorando. Existem duas unidades de planaltos, os planaltos Lons-le-Saunier e Saône - Bouclans com uma altitude média de 500 a 550 m, enquanto os planaltos Champagnole , Levier - Nozeroy , Ornans e Amancey atingem uma altitude média de 650 a 750 m .

O “Jura tabular” corresponde aos planaltos marginais com terreno jurássico localizados entre os Vosges e a Floresta Negra ao norte e a parte norte do maciço do Jura ao sul (regiões de Porrentruy e Belfort ). Difere do Jura dos planaltos pela ausência de descolamento das coberturas sedimentares e deformações notáveis. As camadas exibem estratificação sub-horizontal e são cortadas por uma rede de falhas de tendência norte-sul ou nordeste / sudoeste formadas durante o Oligoceno . O Jura tabular representa a transição para a bacia de Paris . Os planaltos Haut-Saônois a oeste e a Ilha-Crémieu , na borda oeste do feixe Ambérieu , podem ser considerados como parte do Jura tabular.

Pacotes

As vigas são zonas de deformação estreitas e alongadas (até 100 km de comprimento para uma largura máxima de 10 km ) separando os planaltos entre si e constituindo também o limite oeste do maciço do Jura. Distinguem-se dos planaltos, de morfologia tabular, por uma deformação significativa ligada às sobreposições e dobras da cobertura sedimentar. Os feixes externos se sobrepõem nas bacias periféricas, como o graben de Bresse . São marcados na paisagem por altos relevos que contrastam com os planaltos. Seu relevo é contrastado devido à erosão diferencial das unidades de afloramento, a presença de falhas e o endireitamento das camadas. Distinguem-se três grupos de vigas: as vigas da borda oeste (cinco vigas) que se revezam para formar uma cadeia contínua, as vigas internas (três vigas) que separam os planaltos entre elas e a viga frontal da montanha externa à cadeia e localizado a noroeste do feixe bisontin.

Jura interno ou Haute-Chaîne

O Jura interno, também denominado “Haute-Chaîne”, “Jura plissé” ou “Faisceau helvétique”, é a espinha dorsal do maciço e representa o atual limite norte da bacia molássica suíça. O desenvolvimento de dobras de propagação de falhas de alta amplitude e tendência noroeste permite uma sobreposição significativa da cobertura sedimentar. Essas dobras associadas a planos de sobreposição de vergência noroeste ou sudeste (back-overlap) apresentam rejeição de mais de um quilômetro. Isso resulta em duplicações da cobertura sedimentar que favorece um espessamento significativo da cadeia e, portanto, acomoda grande parte do encurtamento (até 20 km ). A amplitude das dobras também é função da espessura da cobertura sedimentar deformada (entre 800 e 2.000 m ) e da taxa de encurtamento. É máximo no Jura central e diminui lateralmente, seja pelo embutimento do traço axial das dobras, seja por sua interrupção por planos de falha de estol. As esguias estruturas da Haute-Chaîne estendem-se até o maciço Chartreuse e ao sul da Alb da Suábia .

As camadas localizadas numa posição mais interna, isto é, sob a bacia do Swiss Molassic, distinguem-se por uma deformação muito fraca (alguns descolamento dobras, com uma amplitude de menos do que 500 m e um comprimento de onda de vários quilómetros) com o notável exceção das ligações do Salève , a montanha de Mandallaz e a montanha Age que acomodam encurtamento para 6 5 km . A carga litostática exercida pelas camadas cenozóicas da bacia molássica suíça, e cuja espessura é estimada em até 5 km em sua porção sul, evita qualquer deformação das camadas mesozóicas subjacentes e de acordo com o mecanismo de "impulso distante". às unidades mais externas, desprovidas de uma espessura excessiva de melaço (isto é, o Jura).

Série estratigráfica

A série estratigráfica das terras do maciço do Jura inclui um embasamento Proterozóico a Paleozóico no qual repousa em discordância angular uma cobertura Mesozóica a Cenozóica . A espessura da cobertura sedimentar atinge entre 3 e 4 km de espessura na parte sudoeste e diminui para 800 m na direção nordeste. A cobertura mesozóica corresponde a uma plataforma carbonática que começa com depósitos continentais do Triássico com zonas litorâneas dominadas por evaporitos e dolomitos . O Jurássico é caracterizado pelo desenvolvimento de calcários rasos, incluindo recifes de coral . O Cretáceo é mais contrastado com uma emersão entre o final do Jurássico Superior e o início do Cretáceo Inferior marcado por depósitos de praias e pântanos, então a transgressão marinha leva ao desenvolvimento de depósitos marinhos rasos, incluindo dunas hidráulicas e depósitos de tempestade. (Tempestades) no contexto de uma rampa carbonática que se aprofundará até o início do Cretáceo Superior com o desenvolvimento dos calcários pelágicos . Além disso, o Cretáceo Superior está relativamente ausente no Jura devido a uma longa fase de erosão que continuará até o Eoceno e ao depósito de arenitos siderolíticos. Finalmente, a série estratigráfica termina com a série sedimentar marinha detrítica superficial a continental de molassos entre o Oligoceno e o Mioceno .

Base paleozóica

O embasamento jurassiano reúne, de um ponto de vista estratigráfico, todas as rochas envolvidas nos orógenos anteriores e, portanto, do Proterozóico ao Paleozóico . Devido a uma ligeira deformação da base, essas rochas não afloram nas montanhas do Jura, mas são cadeias mais adjacentes, como o Maciço de la Serre , os Vosges , a Floresta Negra e, em certa medida, o maciço externo bem pertencente aos suíços domínio. Finalmente, o Moho está estimado em uma profundidade de 26 km . A espessura da crosta continental aumentaria em direção ao sudeste de Lausanne para atingir 35 km devido ao entrelaçamento dos maciços cristalinos externos. Quatro grupos principais de litologia podem ser identificados na base:

polymetamorphic rochas , também descrito como altcrystalline . Essas rochas muito antigas, datam do Proterozóico, sofreram várias fases de metamorfismos e deformações correspondentes a tantos ciclos orogênicos . Os protólitos incluem tanto rochas sedimentares quanto rochas magmáticas;
rochas metamorfoseadas durante a orogenia variscana . Essas rochas foram formadas durante o ciclo orogênico anterior e foram afetadas apenas por uma única fase de metamorfismo e deformação;
rochas magmáticas intrusivas do Permiano e não metamorfoseadas;
Rochas sedimentares permo - carboníferas depositadas em bacias carboníferas , grabens desenvolvidas durante a fase tardia de relaxamento orogênico. Esses sedimentos de origem fluvial e resultantes da erosão da cadeia hercínica , são muito ricos em matéria orgânica e restos vegetais.

O único afloramento de terreno paleozóico presente no sistema Jura é o maciço de Serre, localizado a norte do departamento de Jura. Durante a formação do Jura, a compressão exercida pelos Alpes obrigou a base a subir em alguns pontos e a perfurar a camada sedimentar, como um soco gigantesco, ao nível do maciço de Serre. O maciço está localizado entre um eixo profundo e um acidente profundo que liga o sul dos Vosges ao Charollais. O maciço é constituído por rochas paleozóicas (granito, eurite, etc.) e rochas mesozóicas, separadas por uma falha.

Em Stéphanien , os depósitos de matéria orgânica formada duas bacias lado francês: a bacia de Jura , inexplorado em torno Lons-le-Saunier , e a bacia de carvão Stephanian sub-Vosges parcialmente escavada entre XVIII e e XX e século, localizado no norte, entre os dois cordilheiras dos Vosges e do Jura. Ela abrange o leste de Haute-Saône , o Territoire de Belfort e o sul de Haut-Rhin .

O Saxoniano ( Permiano Médio ) é composto por siltitos , arenitos vermelhos e conglomerados que se formaram durante a erosão da cordilheira Hercínica. Foi reconhecido durante várias operações de perfuração nos departamentos de Jura e Doubs e durante as operações de prospecção entre 1970 e 1988. Sua profundidade varia dependendo da localização, de 200 m sob o planalto de Lons-le-Saunier a 2.000 m sob a Haute-Chaîne . A sua topografia, caracterizada por uma sucessão de grabens e horsts , deve-se ao extenso sistema que se instalou durante o Oligoceno e que foi interrompido pela compressão alpina, deixando como vestígios os grabens do Reno e de Bresse .

trias

Devido à sua natureza de baixa habilidade, as camadas do Triássico têm baixa qualidade de exposição. Além disso, as complicações tectônicas importantes desta série, que serve como plano de descolamento da cobertura sedimentar do Jura, dificultam o desenvolvimento de uma estratigrafia completa e detalhada do Triássico. Da mesma forma, a correlação entre a região do Jura e a bacia do foreland alpino do norte também permanece muito difícil com dados limitados. A série estratigráfica Triássica representa uma espessura total variando de 500 m nas regiões externas a mais de 1000 m no centro da cadeia. O Triássico aflora principalmente ao nível dos feixes Ledonian e Bisontin, bem como nas fronteiras dos maciços Serre e Vosges, no lado francês, e nos cantões de Basileia-País , Basileia-Cidade e Aargau no lado suíço , mas é mais conhecido pelos vários furos e túneis construídos no Jura. A estratigrafia do Triássico Jurássico deriva em grande parte do Triássico Germânico, mas difere de seu equivalente alemão, que é geralmente mais espesso e subdividido em cerca de vinte formações. Inicialmente subdividido classicamente de acordo com a trilogia Buntsandstein , Muschelkalk e Keuper , passou por uma reformulação completa para a parte suíça.

Triássico Médio

O Buntsandstein é representado pela formação Dinkelberg ( alto Olenekiano para baixo Anisiano ). É composto de arenito variegado (cinza, verde e vermelho) de origem marinha fluvial a rasa, conforme mostrado pelas estratificações de intersecção (en) . Eles se alternam com intervalos de argila-marga avermelhados. Conglomerados intraformacionais também são relatados localmente, bem como horizontes de solo associados. Finalmente, o teto da formação é dominado por argilitos vermelhos.

A parte inferior do Muschelkalk corresponde à formação Kaiseraugst. Marca o aparecimento de uma sedimentação marinha incluindo dolomita , calcário com entroques e margas frequentemente ricas em fósseis de amonites , nautilus , bivalves , gastrópodes , braquiópodes e equinodermos . Alguns níveis também incorporam sulfetos como galena , calcopirita e esfalerita . Dolocretes, rachaduras de dessecação e traços das raízes documentam as fases de emersão. Margas betuminosas marcam o topo da formação. A formação Zeglingen, equivalente ao Muschelkalk médio, é caracterizada por camadas de anidrita e gesso alternando com camadas de marga e dolomita freqüentemente contendo magnesita . A parte superior do Muschelkalk corresponde à formação Schinznach que constitui a transição entre o Anisiano e o Ladiniano . É constituída por uma acumulação de uma grande variedade de calcários dolomíticos e dolomíticos e compreende de baixo para cima: calcários pobres em macrofósseis, calcários bioclásticos, calcários alternados com margas e localmente dolomitos ricos em macrofósseis. Intervalos ricos em oólitos e outros em anidrita também foram identificados. O topo da formação é marcado por uma alta proporção de argilita e marga.

Triássico Superior

O Keuper é subdividido em duas formações. A formação Bänkerjoch foi depositada entre Ladiniano e Carniano . Esta é uma sequência de evaporita do tipo sabkha organizada em vários regressivos onde gesso e anidrita se alternam com margas. São especialmente explorados na bacia salgada de Franche-Comté em Haute-Saône , no departamento de Jura e também em Doubs. Camadas fossilíferas de dolomita e arenitos de junco documentam as contribuições marinhas e continentais, respectivamente. Acima, a formação Klettgau se estende entre o Carnian e o Rhetian e marca o retorno a uma sedimentação mais detrítica. Margas siltosas, quartzitos de origem fluvial, arenitos ricos em grãos carbonáticos apresentam grande diversidade de paleoambientes desde zonas estuarinas até ambientes marinhos rasos dominados por calcários e dolomitos fossilíferos. Uma jazida de carvão também foi explorada no Keuper em Haute-Saône . Restos e esqueletos completos de Plateosaurus engelhardti foram identificados no limbo Gruhalde em torno de Niederschöntal, mas também no túnel ferroviário de Hauenstein . Um nível fóssil também foi encontrado em uma olaria em Frick . Os restos mortais de Plateosaurus engelhardti também foram extraídos e, em particular, um dos esqueletos mais completos. As sucessivas escavações realizadas entre 1976 e 1988 também permitiram identificar dentes de Liliensternus e tubarões, bem como restos de peixes ( Hybodus , Ceratodus , Lepidotes ), aetossauros , Sphenodontidae e cinodontes .

jurássico

Jurássico Inferior (Lias)

O Jurássico Inferior (Lias) é pouco visível no afloramento, só é encontrado nas depressões de Haute-Saône, no anticlinal de Avants-Monts ou na zona de sobreposição Jura-Bresse. A espessura da camada é de cerca de 200 m e mais ou menos constante de oeste para leste. Existe uma diferença de espessura ao nível dos pisos. A rocha predominante é a marga cinzenta com alguma marga azul, xisto e calcário . A riqueza em fósseis marítimos ( amonites , bivalves , gastrópodes , etc.) dessas camadas indica que essas rochas foram depositadas em um mar rico em organismos. São as pequenas modificações do ambiente marinho que resultaram em um depósito com fácies variada. Os depósitos de Lias são também as terras preferidas da casta Savagnin .

Jurássico Médio (Dogger)

O Jurássico Médio (Dogger) está presente nos planaltos ocidentais da cadeia: os planaltos Haute-Saône, os planaltos entre Doubs e Ognon , os planaltos de Baume-les-Dames e Vercel , os planaltos de Amancey e Ornans e o planalto de Lons- le-Saunier . Alguns afloramentos são visíveis na Petite Montagne , na área de Avants-Monts, ao sul de Haute-Chaîne e no pacote Saline. As rochas principais são calcários com Oolithe , calcário marga e um pouco de minério de ferro . O estrato tem cerca de 250 m de espessura em quatro andares: Callovian , Bathonian , Bajocian e Aalenian . As rochas são muito visíveis nas falésias remotas dos planaltos externos do Jura.

Jurássico Superior (Malm)

O Jurássico Superior (Malm) é predominante no maciço, a espessura de sua camada é superior a 500 m . Pode ser encontrada nas dobras da Haute-Chaîne, na Petite Montagne, nos planaltos internos do Jura, nos feixes internos, nos planaltos Haute-Saône e nos planaltos entre Doubs e Ognon. Essas rochas são visíveis nas eclusas e toda a série é visível no Cirque des Foules em Saint-Claude . As rochas são quase inteiramente calcárias, ora dolomíticas, ora margosas, ora compactas. Em Purbeckien , pequenos aglomerados de linhita se formaram em Haut-Doubs e Bresse .

Pegadas de dinossauros

Vários rastros de pegadas de dinossauros foram descobertos no Jurássico Superior do Jura. A maioria dos rastros foram identificados no nordeste da Suíça, na formação Reuchenette ( Kimmeridgien ) que corresponde a um ambiente de costa sujeito a emersões ocasionais durante as quais os dinossauros deixaram suas pegadas. Um primeiro conjunto de rastros está concentrado em Lower Kimmeridgian e forma uma enorme pegada que se estende por aproximadamente 250 km 2 de Solothurn a Porrentruy . Inclui afloramentos descobertos em 1996 perto de Moutier e Corcelles ( cantão de Berna ), depois no cantão de Jura em direção a Frinvillier em 2000, em Glovelier e, mais recentemente, ao longo da autoestrada A16 Transjurane durante um levantamento arqueológico em direção a Courtedoux em 2002. Todas as marcas são atribuídas ao ichnogenre Brontopodus com excepção dos de Courtedoux. Estes incluem vestígios de saurópodes pertencentes ao ichnogenus Parabrontopodus , geralmente atribuídos a diplodocids, bem como impressões de terópodes que descrevem um novo ichnogenus Jurabrontes curtedulensis . Uma segunda série de gravuras, entre as primeiras identificadas, é datada do Upper Kimmeridgian. Os sítios de Lommiswil e da cidade vizinha de Grenchen , no cantão de Solothurn , foram descobertos entre 1987 e 1989. Uma das pistas em Lommiswil é também uma das mais longas da Europa, com uma distância de 90 metros. As pegadas são atribuídas ao icnogenus Brontopodus . As pegadas inicialmente atribuídas a iguanodontes encontrados em La Plagne, perto de Biel , são de pequenos saurópodes. Três níveis de marcas também foram descritos no Tithonian da formação Twannbach para Pierre Pertuis e Twann no cantão de Berna .

Do lado do Jura francês, três locais foram identificados. Os mais antigos foram descobertos em 2006 na pedreira de Bois aux salpêtriers em Loulle . As pegadas estão localizados nas oncolithic e peloid calcários da formação de camadas Morillon e correspondem a uma mangue ambiente . As gravuras são datadas entre Upper Oxfordian e Lower Kimmeridgian e são as mais antigas do Jurássico Superior do Jura. Três superfícies foram descritos recolha perto de 1500 impressões e o componente 23 faixas de sauropodes (ichnogenera Brontopodus e parabrontopodus ) e 3 faixas théropodes (ichnogenera Carmelopodus e Megalosauripus ). Cada superfície corresponde a diferentes fases de emersão. Uma trilha de 27 a 32 metros e compreendendo cerca de 170 pegadas foi descrita na formação do Couches du Chailley (Upper Kimmeridgian a Tithonian) em Coisia , em uma laje subvertical ao longo da estrada departamental D 60E1. Esta formação também é interpretada como um ambiente subtidal , como uma lagoa protegida por um recife de coral e sujeita a fases de emersão (ambiente supratidal) durante as quais as marcas foram impressas no sedimento. Essas impressões correspondem ao ichnogenus Parabrontopodus . Suas dimensões os conectam a diplodoco com 24 metros de comprimento. Outro afloramento localizado a 1 quilômetro, sugere que o local seria muito maior. Finalmente, um último local foi identificado em La Plagne perto de Saint-Germain-de-Joux e na mesma formação que a de Coisia, a formação Couches du Chailley, mas datada do Baixo Tithonian. Eles são atribuídos ao ichnogenus Brontopodus , alguns dos quais pertencem a uma nova espécie Brontopodus plagnensis . O local também hospeda a mais longa pista de saurópodes (155 metros) conhecida até hoje no mundo.

Cretáceo

Os solos cretáceos , predominantemente calcários, são preservados preferencialmente nos sinclinais da Haute-Chaîne, do Salève e do Vuache, onde podem atingir até 200 m de espessura. No geral, o Cretáceo está concentrado no sudoeste do Jura e desaparece a leste de Biel . A maior parte da série do Cretáceo Inferior ( Berriasian - Barremian ) está relativamente bem preservada em todo o domínio Jura. Diversos estágios do Cretáceo Inferior foram assim definidos no cantão de Neuchâtel : Neocomiano ( Neuchâtel ), Valanginien ( Valangin ) e Hauterivien ( Hauterive ). Por outro lado, a série do afloramento Aptiano ao Turoniano de forma mais restrita, faltando a maior parte do Cretáceo Superior ( Coniaciano - Maastrichtiano ).

Cretáceo Inferior

A série começa no Berriasiano com as alternâncias calcário-marga da formação Goldberg que é equivalente para a parte superior das “ Purbeckian ” fácies . Corresponde a sucessivos ciclos de emersão, controlados pelos parâmetros de Milanković . Os depósitos oscilam entre uma grande diversidade de ambientes incluindo lago , praia, orla , lamaçal , lagoa e finalmente restinga bioclástica e oolítica . O resultado é uma grande variedade de lithology: calcário Oolitic , bioclastic em oncoids , pelletoïdes, marga verde, com brechas seixo preto, evaporites , etc. Localmente , fissuras de dessecação , vestígios de raízes (rizólitos), calcretes e seixos pretos marcam fases de emersão e a formação de um paleossolo em clima quente alternando entre períodos secos e úmidos. Esses resultados são corroborados pela identificação de uma assembléia de ilita e esmectita alumino-ferrífera nas margas verdes no topo das sequências emersivas descrevendo a erosão de solos formados em clima quente e com forte contraste sazonal. Os seixos pretos, característicos da formação Goldberg, são fragmentos de calcário do tipo lamito e packstone peritidal , cuja cor preta é herdada da dissolução da matéria orgânica em um meio redutor . A perfuração do túnel do Vuache da A40 permitiu observar de forma otimizada todas essas fácies. Enquadrada na base pelos Tidalites de Vouglans e no telhado pela formação Pierre-Châtel, a formação Goldberg define um reentrante ou combe (o "combe purbeckian" ) característico na morfologia devido ao seu forte conteúdo de marga.

A base da formação Pierre-Châtel começa com uma grande superfície transgressiva. É constituído por uma acumulação de bancos de espessuras métricas de calcários bioclásticos e oolíticos do tipo grainstone e packstone , de cor amarela a avermelhada, que evoluem para calcários do tipo packstone e wackestone da mesma cor e correspondentes a depósitos lagunares. A presença de fragmentos de coral, rudismo e nerinea corrobora um ambiente de plataforma peri-recife. A presença de carófitas descreve episódios lacustres especialmente na parte inferior da formação, enquanto solos carstificados e superfícies endurecidas no topo da formação indicam uma fase de emersão e condensação. As violações decorrentes do colapso de alguns bolsões de dissolução também foram observadas. Finalmente, as pegadas do dinossauro saurópode ( ichnogenre Parabrontopodus ) identificado perto de Echenevex no Ain confirmam os episódios de emersão.

Acima, a formação Vions geralmente forma recessos entre as barras de calcário da formação Pierre-Châtel e a de Chambotte. Também tende a diminuir em direção ao nordeste e depois desaparece na região de Biel . Compreende uma sucessão de camadas de espessura decimétrica cujas litologias variam desde argilitos , arenitos até calcários oolíticos e bioclásticos. A cor preta associada com a presença de material de detrito ( quartzo , ferro óxido e hidróxido e matéria orgânica ), Thalassinoid- bioturbations Tipo relacionados para tocas camarão, vestígios de raízes e os níveis de carbonáceos demonstrar condições lago raso. (Carófitas e ostracodos ). As lacunas estratigráficas também são destacadas pela presença de superfícies endurecidas, crostas ferruginosas e perfurações litofágicas.

A formação Chambotte consiste em maciços leitos de calcário, a parte superior dos quais está ausente ao norte de Seyssel e no Jura suíço. O rico conteúdo de oólitos e bioclastos descreve um ambiente raso de deposição de alta energia (tempestades) ao longo de barras de areia ou lagoas. A metade inferior apresenta localmente obturações cársticas, malacofauna e dentes de crocodilos anões (gêneros Bernissartia , Goniopholis e Theriosuchus ) sugerindo períodos de emersão após quedas repentinas do nível do mar.

A formação Vuache, anteriormente chamada de “calcário vermelho” , define o Valanginian . É caracterizada por bancos decimétricos de calcário avermelhado com numerosas estratificações interseccionadas (en) e estratificações do tipo hummocky (en) associadas a episódios de tempestade. Esses calcários bioclásticos e oolíticos do tipo packstone com grainstones contêm numerosos detritos de equinodermos e briozoários e, às vezes, um pouco de glaucônia ou pederneira . Eles eram dunas oolíticas subaquáticas. Um nível de conglomerado com seixos achatados de 3 metros de espessura descreve um depósito cimentado após uma emersão e então desmontado durante uma transgressão marinha. O ápice da formação apresenta ao sul do Jura níveis condensados ricos em bivalves ( ostras ), braquiópodes , crinóides , serpulas e esponjas . Eles pousaram em um ambiente de mar aberto.

A formação do Grand Essert marca a entrada no Hauterivien . Inclui a fácies das margas Hauterive e a pedra amarela de Neuchâtel, agora descritos como membros estratigráficos. As alternâncias de calcários fossilíferos da marga Hauterive descrevem um ambiente de mar aberto sob a influência de ondas e correntes de maré. Acima, o ramo da pedra amarela de Neuchâtel forma penhascos de bancos de calcário oolítico e bioclástico. Eles incorporam quartzo e às vezes glaucônia e foram depositados em ambientes sob a influência de fortes correntes de maré.

A formação dos desfiladeiros do Orbe corresponde à parte inferior do Jura Urgonian , anteriormente descrito como o "Urgonian amarelo" , "Urgonian inferior" ou "Russillian" . É constituída por uma alternância de camadas métricas de calcário argiloso amarelado alternando com intervalos centimétricos marly. Os leitos de calcário apresentam uma grande diversidade de estratificações planas e cruzadas. Eles são regularmente bioturbados com superfícies truncadas. Eles também às vezes têm uma aparência nodular ou canalizada. Eles são calcários bioclásticos de textura de grainstone a packstone acompanhados por oólitos. Os diversos bioclastos são todos transportados: braquiópodes, bivalves, ouriços-do-mar , crinóides, corais, briozoários, esponjas, foraminíferos, algas dasycladal . Eles testemunham a reorganização de uma plataforma rasa para ambientes de mar aberto. Quartzo e glaucônia às vezes são identificados em baixas proporções.

A formação Vallorbe ocupa a parte superior do Urgoniano, anteriormente descrito como o “Urgoniano Superior” ou “Urgoniano Branco” . Ele marca o telhado do Hauterivien e se estende por todo o Barrémien . É uma acumulação de calcários métricos de cor branca a ligeiramente amarelada separados por juntas estilolíticas . Podemos às vezes observar estratificações cruzadas ligadas a períodos de marés ou tempestades, bem como brechas locais após fases de emersões em ambientes entremarés ou supratidal . São grainstones, packstones ou mesmo wackestones calcários ricos em rudistas e acompanhados por outras formas de bivalves, foraminíferos, equinodermos e algas dasycladal. Eles descrevem um ambiente de plataformas internas rasas.

Cretáceo superior

A formação do Rhône perdido se estende do Aptiano ao Cenomaniano . Está subdividido em três membros. A parte inferior predominantemente marly (membro de Fulia), rica em gastrópodes e equinodermos, descreve um ambiente de plataforma rasa que evolui para um intervalo marly mar aberto incorporando uma grande diversidade de amonites e náutilos . O membro do mexilhão corresponde a intervalos arenito-glauconos. Ele descreve um ambiente de plataforma rasa evoluindo para um ambiente de mar aberto rico em amonites às vezes piritizadas. Finalmente, o membro de Poncin ( Cenomaniano ) é novamente marinado e restrito à parte sul do Jura francês. Em direção ao nordeste, ele desaparece permitindo o contato entre a formação Narlay e a formação Vallorbe.

Por fim, o teto da sucessão cretácea ( Cenomaniano - Turoniano ) é definido pela formação Narlay e só é preservado na forma de afloramento de extensão local e descontínuo. É constituído por camadas de calcário silicioso bem estratificado de cor branca a amarelada. Além das camadas siliciosas, incluem foraminíferos planctônicos, pithonella, conchas de inoceramus e espículas de esponjas. Estes são os calcários pelágicos que já foram chamados de calcários brancos ou calcários de sílex.

Paleógeno e Neógeno

eoceno

O hiato sedimentar, que apareceu no final do Cretáceo, continua através da maior parte do Paleógeno até os arenitos siderolíticos do médio ao final do Eoceno . Esses arenitos cobrem os calcários Urgonianos, mas também preenchem bolsões de dissolução ou buracos escavados até o Jurássico Superior . Estes são arenitos muito quartzosos ( quartzito ), por vezes associados a arenitos argilosos finos e argilas siltosas . Estes últimos, anteriormente chamados de bolus pelos antigos autores, apresentam uma cor ocre, avermelhada ou arroxeada quando contêm concreções ou pisólitos de hidróxido de ferro ( bohnerz ) e são descritos como lateritas , assumindo até uma tonalidade cinza esverdeada ou azulada. Na presença de pirita em particular. Argilas de sílex também são encontradas na borda oeste do Jura e até Bresse . Os arenitos contêm uma proporção muito baixa (menos de 0,01%) de turmalinas , estaurolitas e zircões . Estes são arenitos médios com camadas microconglomeráticas de seixos de quartzito na base da série. Os arenitos são maciços e às vezes podemos distinguir ligeiras estratificações horizontais ou oblíquas resultantes do transporte fluvial e confirmadas pela exoscopia do quartzo. Eles geralmente exibem uma tonalidade branca que muda para tons vermelhos na presença de hidróxido ou óxido de ferro . Localmente, podem incorporar glaucônia , preferencialmente na base da série, o que lhes confere uma tonalidade esverdeada. A série de arenitos siderolíticos pode atingir localmente até 100 metros de espessura nos cantões de Solothurn e Berna, mas apresenta uma extensão lateral limitada devido em particular à sua fraca cimentação, favorecendo a deposição de melaço oligoceno no calcário urgoniano. No entanto, apresentam uma espessura crescente do Jura ao Salève ao longo do eixo NW - SE, associada a um aumento da proporção de arenito em detrimento dos intervalos argilosos. No entanto, sua extensão vai além da área do Jura e também se encontra na área suíça . Por analogia com seu equivalente Helvético, os arenitos siderolíticos são restritos entre o Lutetiano e o Bartoniano de acordo com a datação de micromamíferos e moluscos.

Oligoceno - Mioceno

A migração do sul da bacia do foreland alpino do norte na borda da área do Jura e a abertura do graben do Reno para o norte leva a diferenças na sedimentação entre as duas encostas do bojo do Jura.

A sedimentação na bacia do foreland alpino do norte segue a migração da frente orogênica para o norte: observamos assim uma progressão cada vez mais jovem dos depósitos para o norte. As coberturas sedimentares mais meridionais do domínio do Jura, ou seja, na atual localização da bacia molássica suíça, são as primeiras a serem cobertas a partir do Rupeliano (baixo Oligoceno) pelo molasse marinho inferior. Por outro lado, os depósitos molássicos encontrados no Jura, e portanto mais ao norte, não começam até o Aquitano ( Mioceno inferior) com a deposição do molasse de água doce inferior ou mesmo no topo do Chattiano (Oligoceno Superior) em direção a Yverdon- les-Bains . Este depósito não é feito apenas nas camadas de idade eoceno, de extensão limitada, mas mais geralmente em um substrato mesozóico com o qual o molasse apresenta uma discordância angular acompanhando a deformação flexural da litosfera europeia.

Ao longo da borda noroeste do Jura, o Oligoceno Inferior (Rupeliano) corresponde a depósitos que oscilam entre ambientes lacustres e marinhos (Septarienton). Eles estão associados a depósitos deltaicos (grupo estratigráfico de Gompholiths e Conglomerados) e salobras. Todos esses depósitos descrevem um paleoambiente subtropical onde penhascos mesozóicos são cortados por rios ao longo da costa do Mar Reno, que então ocupa o graben do Reno . A regressão deste mar no Rupélien favorece a instalação de depósitos fluviais do molasse de Vosges (ou Alsaciano) no Chattien. A grande diversidade paleontológica ( Anthracotherium , Iberomerix , tartarugas softshell ) evidencia a sucessão de ambientes palustres a florestais no quadro de uma planície de expansão fluvial. A sedimentação seria derivada da erosão ao norte das montanhas de Vosges e da Floresta Negra e a oeste do Maciço Central . É então superada por depósitos lacustres entre o Alto Chattiano e o Basal Aquitano e que estão particularmente bem preservados na bacia de Delémont . O aquitano marca um novo hiato sedimentar com exceção dos calcários de La Chaux e dos arenitos cinzentos e margas com gesso de Boudry que seriam associados à elevação do compartimento de graben meridional do Reno.

Os Burdigalian transgressão marcas a invasão completa do Jura pelos Parathétys e, consequentemente, a sua uniformização sedimentar com o depósito do melaço marinha superior. O mar recua no final do Burdigalian e dá lugar a depósitos salobras costeiros (marga vermelha e gomfolitos do molasse marinho superior) e depois a um importante sistema flúvio-lacustre (calcário e marga lacustre) entre o Langhien superior e o Serravallien . Em direção ao norte, grandes conglomerados muito grossos indicam a instalação de numerosos cones aluviais ao pé dos Vosges e da Floresta Negra. Os depósitos continuam em geral no Serravalian, mas podem chegar ao início do Tortonian (Mioceno superior) no Ajoie .

O melaço preservado no maciço do Jura é, no entanto, estruturalmente diferente daquele do planalto suíço . Se este último é muito ligeiramente afetado pelas deformações e mantém uma geometria tabular, o molasse do Jura foi dobrado durante a formação do maciço do Mioceno e hoje só está preservado nas dobras sinclinais, em particular as da Cadeia Superior, enquanto os equivalentes no topo dos anticlinais foram erodidos. Assim, o melaço plissado do Jura é descontínuo e desconectado de seu vizinho melaço do planalto.

Plioceno

Embora considerada ausente, alguns autores atribuíram a idade do Plioceno às séries detríticas originárias dos Vosges e localizadas nas partes externas do maciço do Jura, mas sem fornecer confirmação paleontológica. Um carste foi descoberto durante a escavação do túnel Vue-des-Alpes . A lixiviação do material detrítico que preenche o carste possibilitou a identificação de vários dentes de micromamíferos restritos à zona MN15, ou seja, o Plioceno Inferior.

Quaternário

Terras glaciais

Durante o período quaternário, formações glaciais foram estabelecidas na região durante as grandes glaciações. Depósitos glaciares quaternários, como morenas , recobriram os materiais do substrato mais antigo, pois o maciço do Jura já se formava nessa altura. Estas formações estão presentes em duas frentes principais: a frente externa que data da glaciação de Riss, que avança para as áreas remotas do primeiro planalto, em seguida, dirige-se para o planalto de Amancey e a frente interna que data da última glaciação que cobre o Petite Montagne, depois ao longo o vale de Ain, antes de subir para Frasne e Morteau . Existem três tipos de depósitos: morenas, aluvião flúvio-glacial e aluvião glácio-lacustre. Esses depósitos são muito visíveis no Combe d'Ain e na saída das áreas remotas de Revermont .

Turfeiras

Um turfeira é uma zona húmida caracterizado pela acumulação gradual de turfa , um solo caracterizada pelo seu alto conteúdo de matéria orgânica, pouco ou não decomposto, de origem vegetal. O maciço do Jura tem nada menos que 150, todos espalhados pela Haute-Chaîne. Essas turfeiras se formaram alguns milhares de anos depois que a geleira recuou. Eles ocupam as depressões mal drenadas que foram abandonadas pelo recuo glacial. Nessas depressões, os lagos se assentaram e formaram turfeiras por enchimento. Entre a vegetação dessas turfeiras, encontramos musgos esfagno capazes de se desenvolver em ambiente ácido. Os depósitos de turfa e lagos são elementos muito conservadores, o que permitiu a conservação de muitos vestígios nas margens dos lagos Clairvaux e Chalain e que têm registado a evolução do clima desde a última era glacial, pois durante o seu desenvolvimento captam o pólen das plantas. na região, possibilitando a determinação do clima.

Aluvião

Os sedimentos foram introduzidos durante o Quaternário. O aluvião fluvial é composto por cascalho, areia e silte depositados por rios ao longo dos anos e cheias. São os acúmulos de vários fragmentos de todos os tamanhos, resultantes das encostas dos vales por erosão (geadas, escoamentos, fluxos, deslizamentos, etc.) As planícies aluviais são o ambiente em que evolui o curso dos rios. Os aluviões localizam-se principalmente nas planícies e ao pé dos maciços, nos vales são descontínuos ao longo dos rios e no vale profundo os rios são muito pobres em aluviões. Em Bresse, existem outros aluviões fluviais que teriam sido propagados por rios errantes durante o enchimento da vala de Bresse.

Certos aluviões fluviais não estão localizados no fundo do vale, mas nas encostas do vale, dominando-o a uma altitude de até 60 m . Eles aparecem na forma de terraços que são formados por uma alternância cíclica de processos sedimentares, chamados de aluvialização, e processos erosivos, chamados de escavações. Esse ritmo se deve à alternância entre o período frio e o período quente que marca o clima quaternário. No período frio, há forte aluvião; no final do período frio e no período temperado, assistimos a uma escavação do vale.

Scree

O maciço do Jura possui um grande número de encostas, devido aos terremotos, à natureza das rochas e à sua erosão. Por vezes, revelam as rochas do subsolo nem sempre visíveis, escondidas por um depósito de formações soltas, denominadas depósitos de encosta. Estes resultam do desmoronamento e desgaste das rochas do subsolo, sujeitas a forças gravitacionais e mudanças climáticas. Existem três tipos de depósitos de taludes no Jura: depósitos de base de cornija (cascalho), depósitos de taludes de marly (deslizamentos e fluxos) e depósitos de baixo declive (colúvio). A pedra forma um avental ao pé das falésias e saliências rochosas, estas são formadas pela fragmentação do calcário pela geada. Rochas fraturadas e pedras calcárias de marga congeladas produzem a maior parte dos resíduos. A pedra atualmente ativa pode ser reconhecida pela ausência de cobertura vegetal. A pedra ativa é rara no Jura e está presente ao pé de falésias ativas voltadas para o norte ( Creux du Van , Mont d'Or , etc.) A grande maioria da pedra se formou no final da última glaciação, durante a retirada de a geleira.

A propriedade das margas é tornar-se inundada e desestabilizar. A sua camada superficial (1 a 3 metros) desliza para o declive na forma de pequenos deslizamentos ou fluxos de lama, cujo resultado é um véu de marga deslocada, muitas vezes alterado: são os depósitos da encosta marly. A formação desses depósitos foi abundante durante a última glaciação e durante o recuo glacial quando os solos foram desestabilizados devido à alternância de gelo-degelo. Os depósitos em taludes rasos, com espessura máxima de um metro, são constituídos por sedimentos e argilas recém-formados por escoamento durante chuvas fortes.

História geológica do Jura

Da cordilheira de Hercínia ao mar epicontinental

A corrente hercínica

Todas as terras atribuídas estratigraficamente à base do Jura são herdadas da orogenia variscana que ocorreu entre o Devoniano e o Permiano . Resulta do fechamento do oceano Rheic pela convergência das placas de Gondwana e do microcontinente de Avalonia . A cadeia de colisão resultante, estimada era de 5.000 km de largura e 1.000 km , com uma altura comparável à do Himalaia , afetando grande parte da Europa ( maciço das Ardenas , maciço armoricano , maciço da Boêmia , etc.). O maciço de Serre , perto de Dole , assim como as montanhas de Vosges e a Floresta Negra também são testemunhas da cordilheira Hercínia nas imediações do Jura. Além das rochas metamórficas relacionadas ao orógeno, o futuro embasamento Jura também incorpora rochas polimetamórficas da idade Proterozóica , rochas vulcânicas não metamorfoseadas ligadas a fases magmáticas orogênicas tardias (Permiano), bem como rochas sedimentares depositadas em particular em lagoas de carvão . Essas bacias, de orientação NE-SW, formaram-se durante as fases de relaxamento pós-orogênico e apresentam uma sedimentação predominantemente fluvial rica em restos vegetais e matéria orgânica.

O futuro domínio paleogeográfico do Jura, como o resto do sistema alpino, está localizado entre a cordilheira Hercínica ao norte e a margem passiva de Gondwana dos Paleotétis ao sudeste. No início do Triássico , o fechamento do Paleotethys foi acompanhado pela abertura dos Néotéthys para o leste e de várias bacias oceânicas na Europa, incluindo a Meliata, que se tornou a nova frente oceânica do futuro sistema alpino.

Rios e lagoas do Triássico

O supercontinente Pangea começa a se fragmentar já no Triássico . O atual sistema alpino é então um vasto domínio continental onde as bases hercinas são expostas pela erosão durante uma fase de peneplanação . É atravessada por um sistema fluvial com origem nas serras do Hercíneo que deságuam no Meliata. Esses rios drenam grandes quantidades de sedimentos detríticos resultantes da erosão dessas cadeias, localizadas ao norte e oeste do Jura. Eles se depositam em parte na região do Jura, que então é submetida a fases transgressivas, formando os Buntsandstein e cujas condições climáticas áridas estão na origem das cores variadas desses sedimentos por oxidação do ferro. Esses depósitos formam uma grande discordância que separa os embasamentos do Paleozóico da cobertura sedimentar Mesozóica ao Cenozóica e que pode ser observada em vários pontos do Haute-Saône .

As primeiras grandes incursões marítimas aparecem entre o Anisian e o Ladinian , conectando e conectando as bacias do norte da Europa Central com o Tethys . Uma plataforma carbonática é instalada correspondente ao Muschelkalk. Os efeitos da crise Permo-Triássica ainda estão sendo sentidos, eles são desprovidos de sistemas de recifes de coral e comunidades de organismos do tipo heterozoário predominam. As oscilações eustáticas favorecem períodos de baixo nível do mar ou mesmo emersões com o desenvolvimento de depósitos litorâneos (xisto betuminoso) e sequências de evaporitos .

Então, durante o Ladiniano, uma sucessão de ciclos regressivos favorece o retorno a condições mais continentais. Eles são caracterizados pelo desenvolvimento de sebkhas e sapais . Depressões na topografia ao longo da costa são inundadas periodicamente formando sabkhas , então sob o efeito de condições áridas, essas sebkhas secam e camadas de evaporitos ( halita , anidrita , etc.) se acumulam formando o Keuper . A região também é composta por um conjunto de lagoas rasas ( máximo de 200 m ) alimentadas por rios dos maciços circundantes. Entradas fluviais grosseiras constroem praias na foz, enquanto argilas assentam nas lagoas. O clima semi-árido alterna entre as estações árida e úmida. As argilas são trazidas nas estações das chuvas, enquanto nas estações áridas, a saturação da água com sal provoca a precipitação de evaporitos e transforma as lagoas em sapais. Finalmente, mais ao norte, os depósitos fluviais dominam o domínio paleogeográfico do Jura. As paisagens do Grande Lago Salgado nos Estados Unidos ou do Mar Morto em Israel constituem análogos contemporâneos do Jura ao Triássico.

The Jurassic Carbonate Platform

Durante o Jurássico Médio e Jurássico Superior , a região do Jura é uma plataforma carbonática rasa, pontilhada por ilhas em um clima tropical com nível do mar variável. Apesar das variações eustáticas , devido às variações nos movimentos verticais dos continentes, o Jura permanece um ambiente raso próximo à emersão. As variações são tais que levam a duas emersões quase totais da região durante o jurássico: a primeira entre o jurássico inferior e o jurássico médio e a segunda no caloviano . Essas emersões são muito visíveis pela variação dos tipos de depósitos na camada Jurássica, mostrando que o Jura estava em um ambiente onde os depósitos foram feitos em um ambiente raso, sensível às variações marinhas, ao contrário do domínio suíço que se localizava em um ambiente mais profundo.

A partir dos depósitos sedimentares do Jurássico, foi estabelecido que a região do Jura Jurássico era um conjunto de ilhotas em um clima tropical. Rostos de praias, lagoas e recifes estabeleceram que as condições e paisagens da região naquela época eram semelhantes às vistas hoje nas Bahamas e nos Estados Federados da Micronésia . Essas condições (profundidade rasa, boa luz, água quente, correntes, etc.) permitem um bom desenvolvimento biológico levando a uma abundância de microorganismos e fauna bentônica ( bivalves , corais , etc.), o que leva a precipitação significativa de sais dissolvidos na água e a formação de carbonato de cálcio. O clima Jurássico é um dos mais quentes do planeta já conhecida, com uma temperatura média de 25 ° C . Coisia e de Loulle pegadas de dinossauros estabelecer que os ilhéus deve ter sido grande o suficiente para acomodar os rebanhos de herbívoros saurópodes .

De plataforma em rampa no Cretáceo

Durante o Cretáceo , a alternância de climas áridos e úmidos, associada a mudanças eustáticas e entradas de detritos dos maciços hercínicos na periferia, controla a sedimentação carbonática e as faunas associadas. O Cretáceo é assim caracterizado pela sucessão de dois episódios de plataformas carbonáticas.

A breve emersão iniciada no final do Jurássico continua no início do Berriasiano com fácies peritidal evaporítica (formação Goldberg) depositada em um ambiente árido. De rachaduras de dessecação desenvolvidas em uma maré lamacenta alterna com praia de arenito Oolítica superada por caliche contendo vestígios de raiz de duto. Uma grande transgressão favorece o retorno da sedimentação carbonática rasa (formação Pierre-Châtel). Mas o retorno às condições mais úmidas no final do período Berriasiano favorece o desenvolvimento de sedimentação detrítica (formação de Vions) e, ao mesmo tempo, o estabelecimento de uma fauna heterotrófica . Os insumos de carvão também destacam o desenvolvimento de pântanos costeiros. A transição para o Valanginian é no entanto caracterizada por um episódio cada vez mais árido e oligotrófico (formação de Chambotte). Iniciada durante a deposição da formação Vions, a plataforma carbonática inclina-se gradativamente para sudeste, transformando-se em rampa. As condições tornam-se úmidas novamente no Valanginian com condições heterotróficas. Episódios de tempestade associados a praias de calhau são registrados em áreas rasas enquanto as fácies distal e mais profundas mostram níveis de condensação (formação Vuache). A transição de Valanginian para Hauterivien é caracterizada por um aprofundamento do declive definido pelas margas Hauterive ricas em amonites (formação Grand Essert) enquanto a pedra amarela de Neuchâtel (Hauterivien) marca uma diminuição na profundidade e influência das marés. Uma segunda plataforma carbonática na zona subtropical é então criada durante o Hauterivien (formação das gargantas do Orbe) e continua com a formação Vallorbe (Hauterivien - Barrémien ). Mas o último será inundado do Aptiano (formação da perda do Rhône) pela combinação de uma rápida elevação do nível do mar e tectônica. Começa então uma sedimentação pelágica com forte condensação dos depósitos, caracterizada pela precipitação de glaucônia e o acúmulo de amonites. Além disso, o aumento do efeito estufa durante o Aptiano e o Albiano favorece as condições úmidas e, portanto, o retorno dos aportes detríticos na bacia. Finalmente, as condições profundas persistem entre o Cenomaniano e o Coniaciano com o estabelecimento de calcários pelágicos (formação Narlay) antes do surgimento geral do Jura durante o Cretáceo Superior.

Formação do maciço do Jura

Durante o Cretáceo Superior, a abertura do Oceano Atlântico Norte , e em particular o braço do Golfo da Biscaia , desencadeia uma rotação anti-horária da placa ibérica . Ao mesmo tempo, a placa africana está se movendo para o norte após o desmantelamento do Gondwana e a abertura do Oceano Índico . Esses dois processos levam ao fechamento do oceano piemontês e ao início da convergência alpina.

Emersão paleogênica

Durante o Paleoceno , o oceano piemontês é completamente subduzido sob o prisma orogênico do domínio austro-alpino, mas por sua natureza mais leve que o manto astenosférico , o microcontinente Briançonnais, ainda preso à placa ibérica , se opõe ao seu mergulho sob a placa adriática . Esta desaceleração na convergência gera restrições intraplaca que são transmitidas ao foreland europeu e induzem uma elevação da litosfera europeia.

O surgimento do domínio Jura favorece um longo período de erosão da plataforma carbonática que continua até o Eoceno . É manifestado pelo desenvolvimento de um importante sistema cárstico afetando preferencialmente toda a série do Cretáceo e até mesmo localmente o Jurássico Superior. Este último retém parcialmente a sedimentação detrítica resultante da alteração e dissolução do calcário em fissuras e outras cavidades cársticas. A natureza do material detrítico, em particular a argila, depende das unidades afetadas: argila pederneira no Cretáceo Superior de Bresse, série argila-ferruginosa espessa no Jurássico Superior no Jura setentrional e quartzito e arenito glauconoso nos calcários Urgonianos de Salève. O material detrítico deste último é considerado proveniente do desmantelamento da série Glauconous da formação Perte-du-Rhône ( baixo Aptiano - Baixo Cenomaniano ). Mas alguns autores também suspeitam de contribuições adicionais do Maciço Central .

O Jura forma então um baixo relevo tabular, entre o Tétis alpino residual e os maciços hercínicos e sujeito a um clima tropical ou mediterrâneo . Os primeiros descrevem o sistema cársico como um cársico com pitons ou torres, enquanto Conrad e Ducloz o comparam aos zumbidos dos cársticos mediterrâneos. A ausência de acúmulo de óxido de alumínio ou bauxita também demonstra a recorrência de fases de retrabalho alternadas com períodos de alteração carbonática, bloqueando o processo de laterização dos solos.

O Oligoceno marca o início de uma colisão alpina. A placa eurasiana entra em subducção sob o prisma orogênico. A deformação flexural da placa eurasiana gera a bacia do foreland alpino do norte, na qual o molasse se acumula . Devido à progressão para o norte da frente orogênica, o melaço progride progressivamente do domínio Helvético para o domínio Jura, que atinge no Aquitano ( Mioceno ) com a deposição do melaço de água doce inferior . Ao mesmo tempo, o deslocamento do bojo litosférico sob o Jura provoca por distensão a fratura da base hercínica e da cobertura sedimentar, enquanto as escarpas rochosas geradas pelas falhas são desmontadas pela erosão. Nesse ínterim, a depressão peri-alpina é preenchida com detritos da erosão e o Bresse diminui para o oeste. No Burdigalien , uma transgressão marinha favorece o retorno às condições marinhas e a deposição do molasse marinho superior que terminará com uma regressão geral do mar alpino e a restauração de um ambiente continental com a deposição do molasse de água doce superior ao Langhien . O clima que ocorre no Jura continental é um clima subtropical, em um ambiente de savana úmida e arborizada, como a atual África do Sul e Leste , onde Brachypotherium ( rinoceronte primitivo), Deinotherium e Hipparion .

Dobramento neógeno

Os primeiros sinais de deformações no domínio do Jura aparecem no Serravalliano ( Mioceno ) com a ausência de depósito de molasse mais recente e se estendem até o início do Plioceno . Esta idade coincide com a da exumação dos maciços cristalinos externos que está na origem do encurtamento do Jura. O entrelaçamento dos vários maciços cristalinos externos e sua sobreposição na base do domínio Jura levou à separação das coberturas sedimentares e à sua deformação. O plano de separação, localizado na espessa série Triássica, está enraizado sob a sobreposição dos maciços cristalinos externos e, portanto, é independente do que afeta o Maciço de Bornes . No entanto, o peso e a espessura da série molássica da bacia do foreland alpino do norte (cerca de 4 km de espessura) propagaram a tensão mecânica para sua borda externa, na localização atual do Jura. Da mesma forma e embora localizados no coração da bacia do foreland, as cadeias de montanhas Salève , Mandallaz e Age também estariam associadas a uma diminuição da espessura do molasse em direção ao oeste.

O encurtamento do Jura é antes de tudo muito irregular de leste a oeste. As coberturas localizadas sob a bacia do foreland alpino do norte não absorvem qualquer encurtamento, com exceção de Salève e suas extensões ocidentais (cerca de 5 a 6 km ). No maciço do Jura, a maior parte do encurtamento concentra-se na faixa superior e explica em particular o seu aumento muito significativo. Além disso, o encurtamento amortece em direção ao Jura externo. A área dos planaltos apresenta um comportamento rígido e as sobreposições apresentam um pequeno vão. Finalmente, a deformação da zona do feixe é reduzida a dobras de baixa amplitude devido à baixa espessura da cobertura de sedimentos. Estes últimos também se sobrepõem às coberturas sedimentares do foreland europeu, não destacadas e deformadas pela orogenia alpina, e em particular no graben de la Bresse . Assim, as fundações sedimentares mantiveram um layout tabular para o noroeste. A direção de compressão é representada pela das falhas, às quais estão associadas as dobras, que são orientadas no sentido SE-NW. Além disso, os perfis sísmicos mostraram que os planos sobrepostos não se enraízam na base, que portanto não participa do encurtamento.

A deformação das coberturas sedimentares é controlada pela espessura do Triássico e sua distribuição espacial. Este último tem uma extensão limitada em suas extremidades que influencia a geometria da deformação. Assim, estima-se um encurtamento de 7 a 9 km nas extremidades do Arco do Jura enquanto a parte central é encurtada em aproximadamente 30 km . Consequentemente, o diferencial de encurtamento entre as extremidades e a parte central do Jura favorece os mecanismos de rotação da frente de deslocamento: uma rotação no sentido horário até 26 ° é avaliada de acordo com o paleomagnetismo na parte oriental do Jura enquanto a extremidade oeste é afetada por uma rotação anti-horária até 17 °. É a combinação desses mecanismos que favorece a morfologia arqueada do Jura. Além do Jura atual, o sepultamento das camadas do Triássico (graben de la Bresse) não permite a continuação do encurtamento.

Na estratigrafia jurássica, alternam-se rochas duras (base rígida, calcários) e rochas moles (argilas, margas). Duas unidades principais se distinguem na cobertura sedimentar: o Triássico evaporítico e o Jurássico-Cretáceo com comportamento rígido dominado por calcários. É esta estrutura geológica composta por unidades com diferentes comportamentos mecânicos que está na origem da deformação do Jura. Posteriormente, a inércia do descolamento e a resistência à deformação na frente do Jura fizeram com que o dobramento da unidade sólida absorvesse o encurtamento induzido. É a espessura da série, a presença de níveis de marly intercalados e a estrutura dos leitos de calcário que permitiram o dobramento. A cobertura Triássica é a mais espessa sob a Haute-Chaîne (mais de 1000 m ), mas é aqui que a deformação é a mais importante, pois foi favorecida pela presença de numerosas camadas de sal que facilitaram o destacamento.

Glaciações quaternárias

Durante o Quaternário (-1,8 Ma até hoje), o Jura foi repetidamente coberto por geleiras durante as eras glaciais. Estima-se que ocorreram dez glaciações nos últimos milhões de anos, mas não se sabe se o Jura congelou a cada glaciação, pois cada nova geleira apaga muito dos traços da anterior. No entanto, temos certeza de que o Jura foi congelado durante as duas últimas glaciações do Quaternário: a glaciação de Riss (-120.000 anos) e a glaciação de Würm (-20.000 anos). A última glaciação no maciço foi menor do que a penúltima, explicando a presença de depósitos das duas últimas. No entanto, essas geleiras permanecem independentes das que cobriam os Alpes.

As paisagens atuais do maciço do Jura, e particularmente na Haute-Chaîne, derivam em grande parte da erosão glacial no Quaternário. Estima-se que a erosão causada pela glaciação de Würm foi de quase 4.500 t / km 2 / ano , ou uma amplitude média de erosão da ordem de 6 metros. Considerando que o Jura foi congelado dez vezes nos últimos milhões de anos, podemos estimar que cerca de sessenta metros de depósitos sedimentares sofreram erosão neste período. Porém, a erosão foi heterogênea, pois leva em consideração o relevo e a natureza das rochas que fazem a erosão diferencial de acordo com os locais. É mais provável que o esvaziamento dos vales marly dos anticlinais da Haute-Chaîne tenha sido fortemente favorecido pela erosão glacial.

O Jura hoje

Atualmente, a orogenia Alpina continua encurtando todo o maciço do Jura. É realizado principalmente através de falhas de drop-out ou mesmo através de certas sobreposições . A atividade tectônica contemporânea (neotectônica) e os índices geomorfológicos mostram uma propagação para o norte da deformação por tectônica de pele fina com uma elevação média de longo prazo de 0,7 mm / ano na parte interna do Jura meridional e 0,3 mm / ano para o frente de sobreposição do norte. Finalmente, a evidência geomorfológica na rota de vários rios sugere um aumento médio de longo prazo de 0,05 mm / ano no Jura exterior e implicando uma deformação da base (tectônica de pele grossa ). Da mesma forma, certas estruturas tectônicas estariam ligadas a falhas no embasamento, em particular herdadas dos grabens permo-carboníferos. O debate permanece no estilo de deformação tectônica ( tectônica de pele grossa ou tectônica de pele fina ) e nas medidas de deformação. Uma rede GPS permanente (REGAL) também foi instalada nos Alpes Ocidentais, bem como no Jura, para monitorar a deformação da crosta continental da Eurásia. Associado a sensores semipermanentes instalados no sul do Jura, mostrou que a velocidade de deslocamento horizontal é inferior a 1 mm / ano ou 1 km / Ma .

Essas deformações causam sismicidade no Jura, que é muito mais modesta do que a dos Alpes devido à sua posição externa no sistema alpino. Nada menos que 300 terremotos com magnitude entre 0 e 5 foram registrados no maciço do Jura entrejaneiro de 2000 e dezembro de 2007. O estudo da propagação das ondas sísmicas mostrou que os terremotos do Arco do Jura estão localizados principalmente no embasamento cristalino: entre 5 e 15 km de profundidade, ou mesmo 30 km em alguns casos. A maioria estaria entre 15 e 20 km . Eles são geralmente de baixa magnitude ( <3,5) e seu foco está concentrado ao longo das falhas de deslizamento. A baixa velocidade de movimento implica que a frequência de ocorrência de um terremoto de magnitude 5 a 5,5 seria de 15 a 75 anos, o que está muito próximo dos dados atuais (terremotos de magnitude 5 e recorrência de 50 anos). Os sentimentos mais fortes durante este período foram os de Saint-Dié-des-Vosges , o $M_ {L}$ 22 de fevereiro de 2003e Baume-les-Dames , o23 de fevereiro de 2004, com uma magnitude respectiva de 5,3 e 5,1. Mas também podem ocorrer na cobertura sedimentar como o terremoto Épagny (15 de julho de 1996) com uma magnitude de 5,3 e localizado a uma profundidade de 3 km . Entre os terremotos mais violentos do Arco do Jura, podemos citar o terremoto de Thise de26 de outubro de 1828que teve os mesmos efeitos de Baume-les-Dames e o terremoto de 18 de outubro de 1356 em Basel (intensidade máxima de VIII) que destruiu completamente a cidade.

Sob o efeito da compressão alpina, a cobertura sedimentar sobe. Este fenômeno é observado na região de Dole onde os cursos de Loue e Doubs estão migrando, o primeiro para o sul, o segundo para o norte. Esta migração deve-se à presença de um plano de falha na floresta de Chaux que separa os dois cursos e é paralelo a eles. O levantamento ativo dos sedimentos ao longo desta linha causa a migração dos dois rios em ambos os lados da falha.

Estruturas geomorfológicas

Relevo de Jura e paisagens cársticas

A geomorfologia do Jura possui duas unidades de paisagem: a paisagem pregueada presente na Cadeia Superior e vigas e a paisagem cárstica presente nas bandejas.

O relevo dobrado do Jura é composto por diferentes elementos devido à erosão. Existem as “montanhas” que correspondem a anticlinais não erodidos; os “vals” que correspondem ao inverso das montanhas, são sinclinais não erodidos localizados entre dois anticlinais; o “cluse” que é um sulco que corta perpendicularmente um anticlinal inteiro, ou mesmo vários; o "ruz", em forma de fechadura, corta apenas um lado do anticlinal; o "combe" que é uma depressão longitudinal formada pela erosão localizada no eixo da dobra e em seu cume, o vale é dito ser "axial" se apenas cavar a marga-calcária e marga do Jurássico Superior e é conhecido como “lateral” se atingir os calcários do Jurássico Médio; se esses calcários permanecem em relevo, são chamados de “montanhas derivadas”; os vales são cercados e pendurados por "cristas"; às vezes, diz-se que o relevo está "invertido" quando é invertido pela erosão.

A paisagem cárstica do Jura é formada pela dissolução do calcário na água que se infiltra. Nesta paisagem que atinge principalmente os planaltos, a erosão é muito forte. A passagem de um rio no planalto é frequentemente acompanhada por sua passagem em "perdas" e seu desaparecimento no planalto; os "remotos" são vales profundos que penetram nos planaltos de calcário; no final do cirque de la reculée é o "ressurgimento" do rio que formou este reculée; a erosão e dissolução do calcário na superfície do planalto provoca a formação de "lapiaz"; a infiltração de água nos calcários provoca a formação de uma “rede de galerias” denominada “ativa” se a água circula atualmente e denominada “fóssil” se a água já circulou ali no passado; na saída desta rede para o exterior, na encosta do planalto, existe uma “caverna”; a erosão da rede às vezes provoca colapsos da rocha, causando a formação de "sumidouros", "abismos" ou "sumidouros"; os “vales secos” são uma das formas vinculadas ao desaparecimento dos cursos d'água, nas perdas, que os moldaram.

Bandejas

Os afloramentos dos planaltos são calcários exclusivamente jurássicos (os do Cretáceo foram completamente erodidos durante a dobragem do Jura). O intenso craqueamento desses calcários os torna permeáveis à água da chuva, por isso os rios são muito raros nesses planaltos, pois toda a água se infiltra na rocha e alimenta as nascentes localizadas abaixo dos planaltos. Essa água corrói o topo do calcário e alarga as fissuras, dando origem a microrrelevos típicos dos relevos cársticos : lapiaz ou lapies. Em profundidade, a água dá origem a uma verdadeira rede de galerias, fossos e cavernas; No entanto, estima-se que as redes reconhecidas constituem apenas uma pequena parte das cavidades escavadas na massa calcária dos planaltos. A infiltração da água carrega consigo as argilas descalcificantes que afundam nos bolsões cársticos e tornam a espessura do solo e sua qualidade para a agricultura muito irregulares.

O esgotamento do planalto do Jura tem sido um problema constante para o homem desde a sua instalação. No passado, vários meios eram usados para reter água: tanques de armazenamento, tanques cheios de caminhões-tanque, etc. A menor fonte retida por um nível de marga foi equipada para o gado. A irregularidade dos solos do planalto torna alguns locais férteis enquanto outros são deixados em pousio para a floresta ou utilizados como pasto. Em locais sem argila descalcificante, a aração puxa diretamente para cima lajes de calcário localizadas próximo à superfície do solo, que são posteriormente utilizadas para construir paredes entre as parcelas.

Recuar

As áreas remotas constituem uma das paisagens mais típicas do maciço do Jura. O remoto é um vale que penetra no interior de um planalto calcário com camadas horizontais e que termina abruptamente no fundo de um circo calcário em cujo sopé surge um ressurgimento. Três conjuntos de retiros são eliminados: os retiros do planalto Ledonian (7 retiros) que são os mais típicos e mais conhecidos, os retiros do planalto Ornans / Amancey (4 retiros) os mais longos que podem ser encontrados no Jura e o áreas remotas do planalto Champagnole (6 áreas remotas). Existem também dois outros retiros que cortam ligeiramente o planalto de Levier / Nozeroy no curso superior de Ain e Loue .

Origem do controle remoto

As áreas remotas não estão localizadas em um local específico por puro acaso. Eles estão localizados em áreas sensíveis à erosão que muitas vezes correspondem à localização de falhas. Em nível local, correspondem ao colapso progressivo das rochas localizadas acima dos rios. Os retiros internos foram formados durante o levante progressivo do Jura, graças às falhas formadas que são os "guias" dos retiros. Antes da chegada da falha, estamos na presença de uma cobertura de calcário jurássico com base marly. Uma falha de fratura ocorre separando um compartimento rebaixado de um compartimento elevado. A erosão do planalto faz com que os compartimentos se nivelem, os fluxos de águas superficiais e subterrâneas convergem para a falha que serve de dreno. Em contato com as margas macias do compartimento elevado, a erosão acelera e corta um pequeno vale, a premissa do remoto. Finalmente, a erosão regressiva pelo recuo das encostas e a convergência contínua dos fluxos de água para o dreno levam a uma escavação acelerada no próprio local da falha. Ao nível do calcário, a encosta é íngreme nas falésias; enquanto ao nível das margas está em uma encosta íngreme. O retiro está formado.

A origem dos recuos externos está ligada ao colapso de Bresse durante o Oligoceno. Este colapso gera uma falha abrupta na borda do planalto do Jura. A impermeabilidade das terras do Jurássico Superior, no afloramento do planalto, leva à formação de uma rede de águas superficiais. A erosão regressiva de Bresse forma entalhes na borda do planalto que são os futuros recuos. No final do Oligoceno, enquanto o Bresse continuava a entrar em colapso, ele se encheu de depósitos detríticos herdados da erosão do planalto onde a camada do Jurássico Superior diminuiu. Os pré-recuos continuam a se alargar lentamente e a rede de águas superficiais do planalto continua a existir. No início do Mioceno, o colapso do Bresse continuou e seu enchimento engrossou. A erosão do planalto traz à tona as camadas do Jurássico Médio, a rede de água afunda no substrato carstificado e as áreas remotas são organizadas de acordo com as direções das falhas do planalto. No final do Mioceno e início do Plioceno, o Jura é empurrado no Bresse, formando o feixe de Lons-le-Saunier. As áreas remotas continuam a se desenvolver. Para recuos internos e externos, as línguas glaciais das geleiras do Quaternário tomam emprestado os recuos e os alargam. Ainda hoje, as áreas remotas continuam a se desenvolver tendo a água como principal agente de erosão.

As áreas remotas do planalto lédonien

São esses contratempos que serviram de modelo para a definição do termo “recuo”. Eles cortam a série estratigráfica do Jurássico Médio e Lias que compõem o planalto. Nessas áreas remotas circulam rios modestos que drenam as águas subterrâneas do planalto para Bresse, como Vallière e Seille . Nem todos os contratempos no planalto correspondem à definição exata de contratempos; isso se explica pelo fato de a organização geológica variar de acordo com os locais e também com os relevos derivados. Quatro retiros correspondem à definição: o retiro de Arbois , o retiro de Poligny , o retiro de Baume-les-Messieurs e o retiro de Revigny . Os outros três correspondem apenas parcialmente: o reculée de Salins-les-Bains , o reculée de Miéry e o reculée de Vernantois .

As áreas remotas do planalto Ornans / Valdahon

Quatro áreas remotas circulam dentro desses planaltos. Eles são caracterizados por sua extensão e complexidade. Os mais complexos são os vales Loue e Lison .

As áreas remotas do planalto Champagnole

As áreas remotas do planalto Champagnole levam ao Combe d'Ain , incisando os calcários do Jurássico Superior do planalto. As dimensões dessas áreas remotas são muito variáveis, dependendo do tipo de erosão ligada à geleira da última glaciação. Enquanto os retiros de Hérisson e La Frasnée têm mais de 10 km de extensão até os primeiros relevos da Haute-Chaîne, os retiros de Chalain ou Clairvaux são apenas simples circos de alguns quilômetros que acentuam a sinuosidade e a escarpa da borda oeste do planalto no Combe d'Ain. Seis retiros são listados: o retiro de Ney , o retiro de Balerne , o retiro de Chalain, o retiro de Hérisson, o retiro de Frasnée e o retiro de Clairvaux. A terra deixada pela geleira permitiu a formação de muitos lagos nesta região chamados Pays des Lacs . A origem desses retiros é principalmente glacial.

Pacotes

Vigas externas Antes-Monts

O feixe de Avant-Monts é uma estrutura fortemente fraturada com 4 a 6 km de largura, cerca de 30 de comprimento e geralmente orientada para NE-SW. Seu ponto mais alto (605 m ) está localizado no Forte Chailluz na floresta de mesmo nome . O feixe se sobrepõe à depressão sinclinal de Ognon a noroeste e sua complexidade se atenua a sudeste no lado do planalto de Besançon. Para o sul, o caráter de sobreposição da viga é claramente atenuado, enquanto para o norte, apresenta um forte relevo constituído por um anticlinal tombado, cujo reverso domina o vale do Ognon. Ao sul, os afloramentos do Lias são dominantes, os relevos foram nivelados e pequenos anticlinais com um coração Triássico perfuram a cobertura.

Jura da Alsácia

O Jura da Alsácia é uma região natural localizada no extremo norte do maciço do Jura , no sul da Alsácia , na fronteira com a Suíça .

Vigas de borda oeste Lomont

A cadeia de Lomont corre de leste a oeste. Ele está localizado na parte norte do Doubs , em uma área montanhosa e arborizada, e marca o limite norte do Jura dobrado.

Viga Bisontin

O feixe bisontin estende-se de Baume-les-Dames a Aveney , estendido a nordeste pelo feixe de Lomont , constitui os primeiros relevos do maciço na orla do planalto Saône-Bouclans. As estruturas geológicas mais características são encontradas na região de Besançon , de onde a viga leva o seu nome. Estreito (menos de 4 km de largura), orientado NE-SW, culmina em altitudes em torno de 600 m . É composto por dois sinclinais e dois anticlinais . O eixo anticlinal de Mercúrio é a dobra principal onde estão localizados os pontos mais altos; sendo muito erodido em sua parte sul, forma um longo vale axial; em direção ao noroeste, ele se estende sobre o sinclinal de Chapelle-des-Buis. O feixe é limitado a oeste pelo anticlinal da Cidadela , cortado várias vezes pelo Doubs, que entrou quando o relevo se formou. As falésias do promontório da Cidadela são compostas de calcário do Batoniano e do Alto Bajocian na base. A leste da Cidadela, o promontório forma uma depressão causada pela erosão das margas Oxfordianas . Este anticlinal desaparece em direção ao norte do feixe. As falhas reversas e sobrepostas da viga estão tendendo para oeste, indicando aquele da compressão que a formou.

Feixe Quingey

De uma orientação norte-sul, o feixe Quingey está localizado entre o feixe Ledonian e o feixe bisontin. É caracterizada por grandes bacias sinclinais escavadas nos calcários margas do Jurássico Superior, alternadas por estreitos anticlinais constituídos por calcários do Jurássico Médio. É limitada pelo planalto de Saône-Bouclans a leste e pelo enchimento quaternário da floresta de Chaux a oeste. O Loue atravessa o feixe seguindo os sinclinais até Rennes-sur-Loue , mais além, o Loue ramifica-se para o oeste e corta os anticlinais externos do feixe, formando assim eclusas . Os anticlinais do feixe consistem em uma crista ocidental composta por calcários do Jurássico Superior, uma crista oriental composta por calcários marly do Jurássico Médio e um vale lateral do Argóvia que separa as duas cristas.

Feixe Ledoniano

O feixe Ledonian é uma zona de transição topográfica, variando em largura de 5 a 7 km , entre a planície de Bresse a oeste e o planalto Ledonian a leste, com uma orientação norte-sul. O baixo relevo da viga é caracterizado por uma série de colinas alongadas com reforço de calcário, separadas por depressões marly. Esta estrutura se deve a uma sobreposição do Jura no Bresse, que arrastou o planalto Ledonian na planície por vários quilômetros. A leste da viga, estão as cornijas de calcário arborizado do planalto (cerca de 550 m de altitude) e suas áreas remotas. A oeste, o relevo plano e monótono de La Bresse (cerca de 210/240 m acima do nível do mar). O feixe aparece entre estas estruturas como um domínio de colinas alongados paralelamente à borda do planalto a altitudes entre 300 e 400 m e que dominam por uma centena de metros as depressões que os rodeiam. A altitude do feixe diminui nas planícies aluviais dos rios que emergem das áreas remotas na direção de Bresse. O feixe é o domínio dos vinhedos do Jura com uma alta densidade populacional. Durante a compressão alpina, a borda externa do planalto deslizou sobre a vala de Bressan por meio de uma superfície de destacamento. Durante a sobreposição, a massa deslocada fraturou-se em uma infinidade de compartimentos separados por falhas. As colinas são constituídas por calcários de planalto que resistiram melhor à erosão do que as margas subjacentes que formam as depressões dos feixes.

Little Mountain

La Petite Montagne é na verdade um conjunto de três feixes associados a duas faixas estreitas de planaltos montanhosos. De orientação norte-sul, situa-se entre a planície de Bresse a oeste e o curso do rio Ain a leste, no sopé da Haute-Chaîne. Os sectores dos feixes são formados por ondulações topográficas com uma orientação norte-sul: as dobras anticlinal culminam em altitudes entre 600 e 800 m e as calhas synclinal evoluir em altitudes entre 300 e 400 m . A cobertura sedimentar da Petite Montagne sofreu um forte stress horizontal proveniente de leste, durante o impulso dos Alpes, o que provocou um desprendimento, depois um deslocamento e uma deformação desta cobertura que difere consoante as zonas. A leste, a forte espessura do calcário jurássico (mais de 800 m ) do planalto Ain (terminal do planalto Champagnole) ainda presente transmitia o impulso sem se alterar (como a bacia molássica entre os Alpes e o Jura). No norte da viga, o terreno dobrou-se irregularmente e em Revermont existe um "congestionamento" de rochas em estruturas de falhas muito complexas. Os calcários de viga do Jurássico Médio rígidos quebraram em falhas e dobraram-se, enquanto as margas na parte inferior da série estratigráfica comportaram-se como uma massa viscosa, formando cúpulas abaixo dos anticlinais e se estendendo sob os sinclinais. São as margas que se desprenderam da base antiga, favorecendo o deslocamento dos sedimentos e a sobreposição no Bresse. Mais ao sul ( região de Arinthod ), os afloramentos do Jurássico Superior e do Cretáceo são mais bem preservados nos sinclinais. A série de calcário é mais espessa do que no norte e é menos deformada com menos falhas. O Revermont aparece na forma de um anticlinal despejado no Bresse.

Os anticlinais Petite Montagne são organizados como os do feixe de Quingey (cristas a leste e oeste separadas por um vale axial). O vale é formado nas margas de Lias, enquanto as cristas são formadas por calcários do Jurássico Médio mais resistentes. Nos sinclinais, existem margas oxfordianas que retêm argilas de intemperismo.

Feixe de Ambérieu

A viga Ambérieu é composta por relevo montanhoso dobrado, parcialmente carstificado , que é a extensão meridional do maciço do Jura . A datação das rochas calcárias de Bugey está entre o Jurássico para os anticlinais e o Cretáceo para os sinclinais . As dobras são bem visíveis em função dos afloramentos e das arribas.

Pacotes internos Feixe salino

O feixe Saline é o resultado da sobreposição do platô Levier-Nozeroy no platô Ornans-Valdahon e no feixe Quingey. De uma altitude variando entre 730 e 970 m , o feixe tem cerca de 5 km de largura e cerca de 40 km de comprimento para uma orientação geral SOO-NEE. Ao norte da viga, encontra-se a frente sobreposta que marca o limite entre a viga e o planalto Ornans-Valdahon que domina por mais de 200 m . A erosão causou diferenças topográficas significativas de nível dentro do feixe, especialmente nas travessias de rios ( Loue , Lison , Furieuse ) que o atravessam através de desfiladeiros profundos. Na fenda sobreposta, a unidade da placa Lever se sobrepõe à da placa Ornans. A massa do planalto de Levier (entre 300 e 400 metros de espessura) moveu-se ao longo de vários quilômetros, durante a compressão alpina, em direção ao noroeste graças à plasticidade das margas de Lias. Durante a sobreposição, os motivos foram dobrados e quebrados; encontra-se assim margas de Lias (planalto de Levier) que se sobrepõem aos calcários do Jurássico (planalto de Ornans).

Viga heute

O feixe de Heute é uma estrutura defeituosa com cerca de quarenta quilômetros de comprimento, alguns quilômetros de largura, com orientação SW-NE, para uma altitude que varia entre 650 e 780 m . Constitui uma ruptura geológica e topográfica entre o planalto Lédonien (oeste) e o planalto Champagnole (leste). A estrutura da viga é muito variada e existem três zonas: a zona norte (vala de colapso marcada por uma depressão), a zona central (vala de colapso comprimida marcada por uma depressão ou um relevo) e a zona sul (estrutura deformada criando um relevo forte ) A viga está localizada entre o planalto Ledonian e o planalto erodido Champagnole ( Combe d'Ain ). O nome “ Côte de l'Heute ” aplica-se à zona sul e a parte da zona centro, é a partir deste relevo que a viga leva o seu nome. O afloramento da espinha dorsal do feixe é o afloramento dos calcários do Jurássico Superior, enquanto na borda, nos planaltos, são os calcários do Jurássico Médio que afloram. Na zona sul, o relevo é formado por uma ou duas falhas sobrepostas. A rede de falha de feixe é muito complexa; duas falhas acopladas formam a espinha dorsal da viga e definem sua orientação. As falhas transversais na viga têm permitido sua erosão e rebaixamento local.

Pacote Syam

O feixe de Syam separa o planalto Champagnole (oeste) do planalto Levier-Nozeroy (leste). Com cerca de quinze quilômetros de extensão, cerca de 3 quilômetros de largura , orientação NS, é caracterizada por um relevo marcado por uma depressão localizada entre dois planaltos. O feixe desaparece no vale Nans, entre a floresta Fraisse e a floresta Joux . Originalmente, era um anticlinal complexo formado pelo enchimento de margas de sal do Triássico ao nível do feixe; este anticlinal está completamente corroído. Esta extrusão marly ocorre sob a falha de sobreposição da viga. Essa sobreposição fez com que a cobertura de calcário do Jurássico Superior deslizasse em direção ao oeste neste bojo marly, dando uma queda de 200 m entre o planalto de Nozeroy e a viga. A erosão então dispersou completamente as camadas da viga, revelando a depressão.

Dobra de falha Mamirolle

O Mamirolle acidente ou dobrar a falhas é uma falha tira que mostra uma primeira, entre Alaise e Cleron a sudoeste, as características de uma vala tectônica , em seguida, de uma rampa sobre a qual o Jurássico Médio do Hospital-du-Grosbois atravessa o Jurássico superior de Mamirolle para o noroeste e finalmente com uma área de recuos escalonados entre Verrières-du-Grosbois e Baumes les Dames.

A falha dobrada separa o planalto de Ornans em dois: a nordeste o sub-planalto de Saône-Champlive e a sudoeste o sub-planalto de Ornans-Vercel-Sancey.

Estruturas e paisagens da Haute-Chaîne

Paisagem da Haute-Chaîne (vista do Chasseron).

Dobras Morfologia

Zona dobrada, a Haute Chaîne é caracterizada pela presença de dobras particulares denominadas “coffrés”, características das dobras Jura. São caracterizados por flancos quase verticais e sub-horizontais superiores (no caso de anticlinais ) ou inferiores (no caso de sinclinais ). Dois tipos de dobras são identificados no maciço: dobras com evaporitos relacionados localizados na bacia do Molássico e nos planaltos externos do Jura (feixes e dobras-falhas) e dobras ligadas ao impulso localizadas na Haute-Chaîne. Esses dois tipos de dobras comprovam que as camadas superiores do Triássico estão envolvidas no desenvolvimento das estruturas sobrepostas da cobertura de sedimentos e no controle de sua formação.

Anticlinais Synclines Cluses

As eclusas são vales profundos perpendiculares às dobras que se cruzam. Em geral, as eclusas recortam um anticlinal, enquanto outras mais complexas cortam várias dobras, como as eclusas no sul do maciço ( eclusa de Nantua , eclusa hospitalar, etc.) A origem das eclusas ainda é debatida, mas muitos geólogos concordam que resultam de um afundamento in loco de curso de água já existente antes da formação do maciço do Jura. À medida que os anticlinais se dobravam e aumentavam, os rios gradualmente cortavam as dobras. As mechas estão presentes em todo o Jura plissado (Haute-Chaîne e feixes), isoladas ou em rede de mechas alinhadas. Neste último caso, marcam as falhas de orientação norte-sul que cruzam as dobras obliquamente. Geralmente são atravessados por um curso de água, mas às vezes são desprovidos dele, falamos então de eclusas secas. As eclusas são, portanto, passagens privilegiadas para os eixos de comunicação que atravessam o maciço do Jura.

Combes

Uma concha é formada no topo da protuberância de um anticlinal. Aqui, o dobramento promove a erosão ao esticar e fraturar as camadas de calcário. Inicialmente, a erosão cria um rompimento localizado dos solos do topo do anticlinal, formando depressões cársticas (por exemplo, sumidouros) e o dobramento provoca o estiramento das camadas e forma fissuras que se alargam graças à erosão devida em particular à água da chuva e geada. Em uma segunda etapa, essas depressões se alargam e se encontram formando uma depressão mais longa com relevo caótico, o vale se afirma no topo do anticlinal. Em última análise, é dominado em ambos os lados por cristas que alcançam as camadas marginais do anticlinal. A erosão por dissolução de rochas é retransmitida pela erosão física (desintegração, deslizamentos de terra, etc.) exercida sobre as margas, especialmente durante os tempos glaciais do Quaternário.

Acidentes tectônicos Desistências

Em cerca de dez pontos do maciço, entre as duas extremidades da Haute-Chaîne, as dobras são cortadas por grandes falhas que causaram recessos. Estes recuos são orientados de NW-SE na parte sul do maciço, NNO-SSE a NS no Jura central e NNE-SSW no Jura oriental. Os principais recuos observados afetam a cobertura mesozóica , sem afetar a cobertura do embasamento em nenhum dos lados da falha. Atualmente, não existe nenhum elemento válido que permita que essas falhas sejam estendidas à base.

Um dos destacamentos mais espetaculares é o destacamento Pontarlier, que atravessa toda a Haute-Chaîne, desde o norte de Lausanne até o planalto Ornans-Valdahon. Esse recuo se reflete na paisagem por uma longa depressão linear decorrente da erosão dos solos fraturados. A diferença não é a mesma dependendo da localização, porém atinge uma extensão de quase 9 km ao sul de Pontarlier. Esta etapa permite a drenagem da água; o curso do Doubs passa pelo recesso que permite a captação de água do rio em profundidade para o Loue, porque a falha interrompe a continuidade das margas impermeáveis do Lias. A face a face das dobras anticlinal e sinclinal obriga o Doubs a seguir o recesso por vários quilômetros na área de Pontarlier, antes de retomar seu curso em direção ao NE. Uma clara assimetria é visível no mapa geológico da região e o número de dobras difere em cada lado da falha, o que nos permite dizer que é anterior ao dobramento do Jura. Esta falha de destacamento permite a formação da falésia do Monte d'Or , localizada 1,2 km mais a oeste. Podemos, portanto, estimar que a frente vertical recuou tanto desde 5 a 6 Ma, o que dá um recuo de 2 a 3 cm por século.

Sobreposições

Certos anticlinais da Haute-Chaîne se sobrepõem aos sinclinais que estão ligados a eles, formando uma explosão defeituosa de relevo no sinclinal. O Dent de Vaulion é um resíduo de um anticlinal erodido, despejado em direção ao oeste, que se estende até a terminação do sinclinal de Joux. Este sinclinal desaparece nas profundezas do dente e expõe os calcários do Jurássico Médio. Uma escala do Cretáceo na frente da sobreposição enfatiza a complexidade tectônica da região.

Ao nível do anticlinal de Planches-en-Montagne , no limite entre ele e o planalto de Levier-Nozeroy, a compressão leste-oeste desconstruiu o anticlinal, causando sobreposições internas, intercalando uma escala de calcários bajocianos e batonianos entre as duas laterais cumes.

No limite oeste da Haute-Chaîne, o pico da Águia foi criado pela sobreposição das unidades geológicas da Haute-Chaîne sobre o planalto de Champagnole. Podemos distinguir aqui 3 sobreposições sucessivas que expõem sucessivamente, de leste a oeste, os calcários Batoniano e do Jurássico Superior no pico e o Cretáceo no sinclinal que ele domina.

As sobreposições às vezes causam a formação de pequenas dobras, chamadas "desarmônicas", como o Chapeau de Gendarme perto de Septmoncel . Esta dobra é uma desarmonia de calcários do Cretáceo, localizados no flanco do anticlinal de Arenito, a oeste. Durante a sobreposição do anticlinal dos Molunes (leste) com o do Grès, as rochas do Cretáceo localizadas no anticlinal de Grès destacaram-se dos calcários subjacentes do Jurássico Superior graças às margas macias do Berriasian interpostas entre os calcários do Jurássico e Cretáceo. A estrutura em pequenos bancos de calcários e a presença de bancos de marga permitiram uma intensa deformação e dobramento dos calcários do Cretáceo. Não muito longe do Chapeau de Gendarme, outra sobreposição aparece: a sobreposição de Saint-Claude . Aqui, o anticlinal Tressus, NE de Saint-Claude, se sobrepõe a uma estrutura sinclinal. A frente da sobreposição é composta por uma escala do Cretáceo aflorando na base do Monte Bayard .

Recursos naturais

Asfalto

Vários depósitos de asfalto foram identificados no limbo da pedra amarela de Neuchâtel e nas formações dos desfiladeiros Orbe e Vallorbe (Cretáceo Inferior) que se comportam como rochas reservatório .

O mais importante é o descoberto em 1711 por Eirini d'Eyrinis, um estudioso grego, no sinclinal de Val-de-Travers (Jura dobrado). No entanto, as impregnações são conhecidas desde pelo menos 1626, quando são mencionadas como "terra de piche" (Hartz-Erde). O depósito principal está concentrado na parte superior dos calcários Urgonianos (formação Vallorbe) no flanco sul do sinclinal. Está dividido entre vários níveis impregnados dos quais os horizontes “Bon Blanc” e “Petite Couche” são economicamente os mais interessantes. Sua extensão sul-oriental é no entanto interrompido pelo principal sobreposição da Soliat - Creux-du-Van anticlinal que traz os Kimmeridgian calcários do anticlinal em contato com o melaço da syncline Val-de-Travers.

A exploração do asfalto começa no verão de 1713 após a concessão do site foi concedida pelo rei Frederico I st da Prússia em 1712 e que, então, dependia do principado de Neuchâtel . Foi realizada pela primeira vez ao ar livre na margem esquerda do Areuse em direção a Bois de Croix até 1840, depois na margem direita quando o depósito se esgotou. A exploração da mina La Presta começou por volta de 1869 com mais de 100 km de galerias perfuradas. Produziu mais de 53.000 t de asfalto bruto em seu pico em 1913, tornando-se o maior depósito de asfalto da Europa Ocidental. Sua produção diminuiu com a eclosão da Primeira Guerra Mundial e não foi retomada até depois da Segunda Guerra Mundial . A extração cessa emOutubro de 1986 e a mina La Presta fecha administrativamente o 31 de dezembro de 1987. Desde então, foi aberto ao público.

Níveis impregnados de asfalto no Val-de-Travers

Era	Litologia	Termos de mineração	Espessura média	Impregnação	Contente
Aptiano médio	Marls e calcários de marga	Marls	WL	WL	WL
Hauterivien - Barrémien	Calcário asfáltico	Banco pequeno ou fralda pequena	0,6 - 0,8 m	regular	4 - 5%
	Calcário calcário "Banc à Caprotines"	Crappe ou telhado	1,5 - 2,5 m	irregular ou estéril	0 - 3%
	Calcário de arenito asfáltico	Telhado falso	0,5 m	regular	5 - 7%
	Calcário asfáltico	Bom banco	4 - 5 m	regular	8 - 12%
	Calcário de arenito asfáltico	Crappe do fundo	0,3 m	regular	5 - 7%
	Calcário oolítico e espático	Pedra	WL	WL	WL

Outros depósitos menores também foram explorados ao longo da margem ocidental do Lago Neuchâtel em Saint-Aubin e Sauges. O depósito de Saint-Aubin impregnados em causa três bancos que foram operados por dez anos no XIX th século para a fabricação de papelão tubos de betume e mastique. O Urgonian impregnado assume uma tonalidade cinza que é extraída na pedreira Gigy em Bevaix como uma pedra de cantaria . As impregnações também foram relatadas entre Auvernier e Serrières . Mais ao sul, foram identificados depósitos em uma área distribuída entre o extremo sul do Jura ( Chézery ), as margens do Ródano ao norte de Seyssel (Pyrimont e Challonges ) e os desfiladeiros de Fier ( Lovagny e Chavanod ).

Além dos calcários urgonianos, o asfalto também foi encontrado no molasse vermelho (molasse inferior de água doce) ao redor de Genebra ( Dardagny ) e ao sul do lago Neuchâtel ( Chavornay e Orbe ).

Ferro

Devido à sua riqueza em ferro, os arenitos siderolíticos têm sido objeto de inúmeras operações. No Salève , arenitos foram localmente operado entre V th e XIII th século para Faverges rochas para a produção de ferro e aço . Mais tarde, no XIX th e XX th século, as minas foram escavados na bacia Delémont , mas sem obter um retorno suficiente.

Notas e referências

Notas

O sistema Alpine inclui todas as unidades geológicas envolvidas na orogenia Alpina . Eles são caracterizados em particular por um destacamento das coberturas sedimentares e para as unidades internas por um metamorfismo de idade do Cretáceo ao Paleógeno .
Em geologia, os Pré - alpes incluem apenas os relevos constituídos por coberturas sedimentares pertencentes às unidades estruturais Pennine (equivalentes às áreas paleogeográficas de Valais, Briançonnais e Piemonte) enquanto os relevos formados pelas coberturas sedimentares delfino-suíças são recolhidos no subalpino maciços.
A bacia do foreland alpino setentrional corresponde, na verdade, a uma bacia do tipo piggy-back , ou seja, transportada passivamente sobre as coberturas sedimentares do Jura.
Jules Thurmann morreu em 25 de julho de 1855.
Segundo o autor, a sobrecarga sedimentar do Jurássico e do Cretáceo do Jura deveria ter formado cristas poderosas morfologicamente comparáveis às dos Alpes.
A maioria dos locais correspondentes a um ou outro desses dois tipos estruturais analisados por Glaugeaud estão hoje incorporados à família estrutural dos feixes.
Embora esta hipótese tenha sido mencionada anteriormente, a ausência de dados de perfuração ou construção de túneis na Haute-Chaîne não permitiu que fosse confirmada, nem a restringisse nas secções geológicas.
A formação Couches du Chailley é descrita no léxico estratigráfico suíço como o membro Chailley pertencente à formação Twannbach.
Antigamente, era subdividido em 2 partes (as formações da Chambotte inferior e as da Chambotte superior) separadas pelo membro dos Guiers e pelas margas de Arzier. As margas Arzier e a formação Chambotte superior foram incluídas na formação Vuache.
Além dos calcários vermelhos (aos quais está ligada a antiga formação do Chambotte superior) e das margas de Arzier, a formação de Vuache também inclui calcários com Alectryonia rectangularis .
Biozona localizada entre 4,1 e 3,2 Ma e equivalente à unidade faunística Rusciniana. Corresponde ao Zancléen e ao Plaisancien inferior.
O ribeiro Norvaux , afluente da margem esquerda do rio Loue, encontra-se no fundo de um recuo , tal como o Valbois (outro afluente da margem esquerda).

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Geologia do maciço do Jura

Cenário geográfico e geológico

História do estudo geológico do maciço do Jura

Primeiros estudos

O estudo de Jules Thurmann

As primeiras explicações tectônicas

A virada do meio do XX ° século

Levantamentos sísmicos

Subdivisões estruturais

Jura exterior

Jura interno ou Haute-Chaîne

Série estratigráfica

Base paleozóica

trias

jurássico

Cretáceo

Paleógeno e Neógeno

Quaternário

História geológica do Jura

Da cordilheira de Hercínia ao mar epicontinental

Formação do maciço do Jura

Estruturas geomorfológicas

Relevo de Jura e paisagens cársticas

Bandejas

Recuar

Pacotes

Estruturas e paisagens da Haute-Chaîne

Recursos naturais

Asfalto

Ferro

Notas e referências

Notas

Referências

Bibliografia

Veja também

Artigos relacionados

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