CONTRIBUTION À LA MORPHOLOGIE

. Le paroxysme du plissement de la chaîne jurassienne s’est produit après le dépôt du Tortonien : la Molasse d’eau douce supérieure a participé au plissement général comme on le sait depuis longtemps et comme l’ont confirmé des travaux plus récents (J. Favre (12), Muhlethaler (28). Les terrains tertiaires de notre région ne nous ont pas laissé voir les relations qu'ils présentent les uns avec les autres et avec les terrains sous-jacents. En étudiant les relations des derniers bancs crétacés avec les premiers bancs de la Molasse marine, Muhlethaler (28, p. 298) a pu constater une légère discordance, témoignage d’un mouvement orogénique précurseur.

La présence d’un conglomérat à la base du calcaire d’eau douce inférieur, la gompholite stampienne, dans le synclinal crétacé des gorges de l’Areuse, semble attester un plissement précurseur. D’autre part, un rajeunissement de la chaîne s’est produit au Quaternaire comme en témoigne la topographie de la chaîne I.

D’après Brückner (29, p. 477 sq.), la chaîne du Jura a été pénéplainée vers la fin des temps pliocènes, puissoumise à un nouveau plissement. Un exhaussement a entraîné le rajeunissement du relief, particulièrement dans les anticlinaux internes. |

E. de Margerie, (26, p. 67 sq.) n’a pas admis ces épisodes de pénéplanation et de plissement alternés.

En 1920, Argand (2, p. 26 sq.) a rattaché la phase de plissement post-pliocène du Jura à celle qui a affecté, à la même époque, l’ensemble du corps alpin.

Nos observations ne nous permettent pas d’entrer dans des considérations d'ensemble concernant la morphogénèse de la chaîne du Jura. Le fragment de l’anticlinal interne que nous avons étudié nous permet de penser que le relief accuse une surface sénile bien marquée. On distingue bien cette surface sénile, d'âge probablement pliocène, de l’Institut de géologie de l’Université de Neuchâtel (fig. 1) : les antichinaux du Mont Aubert et de la Montagne de Boudry sont tronqués à leur partie supé-

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rieure, où apparaissent de vastes plateaux que l’on raccorde aisément. Au Nord du Falconnaire (fig. 2), de plus, les assises calcaires du Creux du Van sont coupées obliquement par la pénéplaine. Il va de soi que l’aplanissement n’était pas parfait. Pour ce qui est du deuxième cycle morphogénique, il en est encore à la jeunesse : la Montagne de Boudry est anticlinale, le Val-de-Travers est une vallée synclinale.

Le rajeunissement du relief s’est manifesté sur notre territoire, entre

Mont Aubert Montagne de Boudry La Tourne Creux du Van

Phot. C.-E. Thiébaud.

F1G. 1. — LA SURFACE SÉNILE DU MONT AUBERT ET DE LA MONTAGNE DE BOUDRY. Vue prise de l’Institut de Géologie de l’Université de Neuchâtel.

autres choses, par la formation de deux boutonnières d’érosion, le cirque du Creux du Van et le cirque de la Roche de Van.

Le cirque du Creux du Van.

La boutonnière d’érosion du Creux du Van forme un cirque presque complet entaillé dans le plateau de l’anticlinal Soliat-Montagne de Boudry. C’est une des plus belles du Jura. Ses dimenSiôns sont imposantes : 2 km. de longueur, 1200 m. de largeur et près de 500 m. de profondeur. Au Falconnaire, la paroi verticale atteint 160 m. de hauteur. Les assises calcaires sont horizontales dans la paroi située au Sud et à l'Ouest du Creux, sauf au Nord du Falconnaire où elles remontent brusquement à 609. Les couches sont verticales dans le Dos d’Ane. Le

D dd

cirque est creusé dans le calcaire kimeridgien, le calcaire séquanien et les marnes argoviennes. Au fond du cirque, à 400 m. au Sud-Ouest de la Ferme Robert, on peut observer une petite paroi de rochers dont la base est formée de Callovien, d’Oxfordien et d’Argovien inférieur. Cet affleurement est probablement dû à une faille.

Le Creux du Van est une boutonnière d’érosion à peu près circulaire, 27 ? P . .

telle qu’il s’en produit normalement dans les stades jeunes de l’évolution

Phot. C.-E. Thiébaud.

F1G. 2. — TRONCATURE DES PLIS PAR LA SURFACE SÉNILE AU FALCONNAIRE (CREUX DU VAN).

morphologique d’un anticlinal formé de couches résistantes et de couches tendres alternant entre elles.

Les influences tectoniques passives qui ont conditionné la localisation de la boutonnière à cet endroit peuvent avoir consisté en une légère inflexion d’axe affectant une partie du flanc Nord de l’anticlinal, peut-être aussi en une ou plusieurs fractures transversales. S1 ces conformations tectoniques ont existé, elles ont en tous cas couvert une surface inférieure à celle du Creux du Van, car nous n’en avons trouvé aucune trace sur les bords du cirque.

Le rôle des influences tectoniques passives paraît avoir été, comme il arrive ordinairement en pareil cas, de favoriser, entre beaucoup d’autres, un élément de drainage conséquent, lequel l’a emporté sur ses congénères et a creusé la boutonnière.

Au début, aussi longtemps que l’érosion ne débitait que les roches

résistantes du Jurassique supérieur, l'érosion a été lente. Mais dès qu’elle a atteint le sommet des marnes argoviennes, elle s’est accélérée et la boutonnière s’est rapidement élargie dans tous les sens, en même temps qu’elle s ’approfondissait.

Le glacier qui a occupé le Creux du Van a sans doute concouru à lui donner sa forme actuelle, encore que cette part soit certainement bien moindre que celle de l’érosion normale.

De nos jours, l’érosion semble bien ralentie, le fond du cirque étant protégé par la moraine jurassienne et les parois l’étant aussi, jusqu’à un certain point, par les talus d’éboulis qui se forment à leur pied.

Le cirque de la Roche de Van.

Ce cirque, creusé dans le Kimeridgien, n’atteint pas le Séquanien. Il est plus petit et moins développé que le Creux du Van. Cela paraît tenir, pour l’essentiel, au fait que le versant, moins incliné, a cédé moins rapidement à l’érosion normale, et pour une moindre part, à l'exposition au Sud, qui en augmentant l’évaporation, a diminué d’autant le débit. Ajoutons encore que cette différence d'exposition a certainement joué en défaveur du cirque en question, quant à la part qu’a eue l’érosion glaclaire dans la sculpture de cette forme.