Laurent PICOT

Le Paléogène des synclinaux du Jura
et de la bordure sud-rhénane:
paléontologie (Ostracodes), paléoécologie,
biostratigraphie et paléogéographie.

<figure><img src="image_1.png" /></figure>
Département de Géosciences- Géologie et Paléontologie
Université de Fribourg (Suisse)

# Le Paléogène des synclinaux du Jura et de la bordure sud-rhénane: Paléontologie (Ostracodes), paléoécologie, biostratigraphie, paléogéographie

Thèse

présentée à la faculté des Sciences de l'Université de Fribourg (Suisse)
pour l'obtention du grade de *Doctor rerum naturalium*

Laurent Picot
(France)

2002

Thèse n°1375

Multiprint SA, Fribourg
Acceptée par la Faculté des sciences de l'Université de Fribourg (Suisse)

Sur la proposition de :

Prof. Jean-Pierre Berger, Université de Fribourg (Suisse)

Dr Anne-Marie Bodergat, Université de Lyon (France)

Prof. Bettina Reichenbacher, Université de Münich (Allemagne)

Fribourg, le 17 mai 2002

Le directeur de Thèse, Prof.Jean-Pierre Berger

Le Doyen, Prof. A. von Zelewsky :
# TABLE DES MATIÈRES

## RÉSUMÉ

p.4

## ABSTRACT

p.5

## AVANT-PROPOS :

p.6

## CHAP I : INTRODUCTION

p.7

## CHAP II : LITHOSTRATIGRAPHIE ET CARTE GÉOLOGIQUE DES SYNCLINAUX DU JURA.

p.12

### 1-LES GROUPES

p.12

#### 1-1-LE GROUPE DU SIDÉROLITHIQUE

p.12

1-1-1-Définition

1-1-2-Position stratigraphique

1-1-3-Age

1-1-4-Formations mises dans le Groupe Sidérolithique

#### 1-2-LE GROUPE DES CALCAIRES INFÉRIEURS ET TERRES JAUNES

p.14

1-2-1-Définition

1-2-2-Position stratigraphique

1-2-3-Age

1-2-4-Formations mises dans le Groupe des Calcaires inférieurs et Terres Jaunes

#### 1-3-LE GROUPE DES GOMPHOLITHES ET CONGLOMÉRATS

p.21

1-3-1-Définition

1-3-2-Position stratigraphique

1-3-3-Age

1-3-4-Formations mises dans le Groupe des Gompholithes et Conglomérats

#### 1-4-LE GROUPE DES MEERESSAND

p.22

1-4-1-Définition

1-4-2-Position stratigraphique

1-4-3-Age

1-4-4-Formations mises dans le Groupe des Meeressand

#### 1-5-LE GROUPE DES SEPTARIENTON

p.24

1-5-1-Définition

1-5-2-Position stratigraphique

1-5-3-Age

1-5-4-Formations mises dans la série argileuse marine

#### 1-6-LE GROUPE DE LA MOLASSE ALSACIENNE

p.27

1-6-1-Définition

1-6-2-Position stratigraphique

1-6-3-Age

1-6-4-Formations mises dans le Groupe de la Molasse alsacienne
<table><tr><td>1-7-LE GROUPE DES CALCAIRES DELÉMONTIENS</td><td>p.33</td></tr><tr><td>1-7-1-Définition</td><td></td></tr><tr><td>1-7-2-Position stratigraphique</td><td></td></tr><tr><td>1-7-3-Age</td><td></td></tr><tr><td>1-7-4-Formations mises dans le Groupe des Calcaires delémontiens</td><td></td></tr></table>

<table><tr><td>2-SYNTHÈSE DES FORMATIONS ET LITHOSTRATIGRAPHIE</td><td>p.36</td></tr></table>

<table><tr><td>3-LES GROUPES PAR SYNCLINAL</td><td>p.39</td></tr></table>

<table><tr><td>4-CARTE GÉOLOGIQUE DU JURA</td><td>p.42</td></tr></table>

<table><tr><td>CHAP. III :SÉDIMENTOLOGIE, PALÉONTOLOGIE, BIOSTRATIGRAPHIE, ECOLOGIE, PALÉOENVIRONNEMENTS DES COUPES ÉTUDIÉES :</td><td>p.45</td></tr></table>

<table><tr><td>1- GROUPE DES CALCAIRES INFÉRIEURS</td><td>p.45</td></tr><tr><td>1-1-LA COUPE DES CALCAIRES INFÉRIEURS DE MOUTIER (LIEU-DIT PÂTURAGE DU DROIT)</td><td>p.45</td></tr><tr><td>1-2-LES FORAGES RB DE WYNAU</td><td>p.45</td></tr><tr><td>1-2-1-Le forage RB6/95 de Wynau</td><td></td></tr><tr><td>1-2-2-Le forage RB7/95 de Wynau</td><td></td></tr></table>

<table><tr><td>2- GROUPE DES GOMPHOLITHES ET CONGLOMÉRATS</td><td>p.54</td></tr><tr><td>2-1-LA COUPE DE BRESSAUCOURT EST BOIS CARRÉ</td><td>p.54</td></tr><tr><td>2-2-LA COUPE DE L'OISELIER</td><td>p.58</td></tr></table>

<table><tr><td>3- GROUPE DES MEERESSAND</td><td>p.60</td></tr><tr><td>3-1-LES COUPES DE DEVELIER</td><td>p.60</td></tr><tr><td>3-1-1-Coupe Develier villa</td><td></td></tr><tr><td>3-1-2-Coupe Develier virage</td><td></td></tr><tr><td>3-2-LA COUPE DE KLEINBLAUEN OU CHLEINBLAUEN</td><td>p.62</td></tr><tr><td>3-3-LA COUPE D'HOFSTETTEN</td><td>p.64</td></tr><tr><td>3-4-LA COUPE DE METZERLEN</td><td>p.66</td></tr></table>

<table><tr><td>4- GROUPE DES SEPTARIENTON :</td><td>p.66</td></tr><tr><td>4-1-LE SONDAGE DE LAUFEN</td><td>p.66</td></tr><tr><td>4-2-LA CARRIÈRE DE LAUFEN</td><td>p.72</td></tr><tr><td>4-3-LE FORAGE D'OTTERBACH</td><td>p.88</td></tr><tr><td>4-4-LES COUPES DE BRESSAUCOURT ET COURGENAY</td><td>p.92</td></tr><tr><td>4-4-1-la coupe de Bressaucourt UMM</td><td></td></tr><tr><td>4-4-2-La coupe de Courgenay</td><td></td></tr><tr><td>4-4-3-La Coupe de Courgenay-villa</td><td></td></tr><tr><td>4-5-L'AFFLEUREMENT DE WYNAU UMM</td><td>p.94</td></tr></table>

<table><tr><td>5- GROUPE DE LA MOLASSE ALSACIENNE :</td><td>p.95</td></tr><tr><td>5-1-LES FORAGES DE LA VALLÉE DE TAVANNES</td><td>p.95</td></tr><tr><td>5-1-1-Le forage RB1 Tavannes</td><td></td></tr><tr><td>5-1-2-Le forage RB2 Tavannes</td><td></td></tr><tr><td>5-1-3-Le forage RB6 Loveresse</td><td></td></tr><tr><td>5-2 : LA COUPE DE MOUTIER BELPRAHON</td><td>p.101</td></tr><tr><td>5-3 : LA COUPE DU VIADUC MOUTIER</td><td>p.104</td></tr><tr><td>5-4 : LES COUPES DE DORNACHBRUGG ET DE BIEL-BENKEN</td><td>p.104</td></tr><tr><td>5-4-1-La coupe de Dornachbrugg</td><td></td></tr><tr><td>5-4-2-La coupe de Biel-Benken</td><td></td></tr></table>

<table><tr><td>6- GROUPE DES CALCAIRES DELÉMONTIENS :</td><td>p.107</td></tr><tr><td>6-1-LES FORAGES DE RECONVILIER</td><td>p.110</td></tr></table>
6-2-LA COUPE DE COURFAIVRE

6-3-LA COUPE DE LA BROCHENE FLUH p.114

## CHAP IV : OSTRACODES p.129

1-CLASSIFICATION p.129

2-DESCRIPTION p.130

3-ECOLOGIE p.146

3-1-BATHYMÉTRIE ET ZONATIONS p.146

3-1-1-Le système littoral

3-1-2-La plate-forme externe

3-1-3-Le domaine profond

3-2-LES ASSOCIATIONS D'OSTRACODES D'EAUX DOUCES, SAUMÂTRES ET MARINES POUR LA RECONSTITUTION DES PALÉOENVIRONNEMENTS p.148

3-2-1-Modèle paléoécologique pour les dépôts lacustres de l'USM

3-2-2-Modèle paléoécologique pour les dépôts marins de l'UMM

4-BIOSTRATIGRAPHIE p.160

## CHAP V : ETUDE DE MILIEUX ACTUELS p.161

1-INTRODUCTION p.161

2-CARACTÉRISTIQUES DES DIFFÉRENTS ÉTANGS p.161

3-MÉTHODOLOGIE p.166

4-RÉSULTATS p.167

5-INTERPRÉTATION p.167

6-CONCLUSIONS ET IMPLICATIONS POUR LES DÉPÔTS LACUSTRES FOSSILES p.168

## CHAP VI : SYNTHÈSE BIOSTRATIGRAPHIQUE, PALÉOÉCOLOGIQUE p.170

1-L'UMM p.170

1-1-LES ARGUMENTS PALÉONTOLOGIQUES p.170

1-2-LES ARGUMENTS SÉDIMENTOLOGIQUES p.173

1-3-MOUTIER ET WYNAU, JALONS DE LA COMMUNICATION ENTRE LES MERS ALPINE ET RHÉNANE ?p.175

1-4-CONCLUSIONS p.176

2-L'USM p.177

2-1-ETUDE DES MINÉRAUX LOURDS DE QUELQUES ÉCHANTILLONS DES COUPES CONTINENTALES ÉTUDIÉES. p.177

2-2-GRANDS ÉVÈNEMENTS GÉOLOGIQUES ET CRISES CLIMATIQUES p.178

## CHAP VII : CARTES PALÉOGÉOGRAPHIQUES POUR LE PALÉOGÈNE p.181

1-CARTE 1 p.182

2-CARTE 2 p.182

3-CARTE 3 p.183

4-CARTE 4 p.194

5-CARTE 5 p.194

## CHAP VIII : CONCLUSIONS ET IMPLICATIONS GÉODYNAMIQUES p.195

## BIBLIOGRAPHIE p.197

## ANNEXES ET PLANCHES p.209
# RÉSUMÉ

Dans la partie distale du bassin molassique suisse, bassin typiquement d'avant-pays, la Molasse du Jura est piégée dans différents synclinaux. Les dépôts paléogènes, rencontrés dans ces synclinaux mais également dans la partie sud du fossé rhénan, ont fait l'objet d'une synthèse. Toutes les formations utilisées dans la littérature ont été recensées et hiérarchisées. Ainsi, chaque formation a été définie et calée sur la charte biostratigraphique, permettant l'élaboration d'une lithostratigraphie complète pour les dépôts paléogènes. Avec cette nouvelle lithostratigraphie, une carte géologique des dépôts tertiaires a été réalisée pour les différents synclinaux du Jura.

Dans ces dépôts paléogènes des synclinaux du Jura et de la bordure sud-rhénane, une trentaine de coupes ont été étudiées en détail. Des analyses sédimentologiques, paléontologiques et biostratigraphiques ont permis de reconstituer les différents paléoenvironnements marins, estuariens, fluviatiles et lacustres.

Une étude paléontologique poussée a été entreprise sur le groupe des ostracodes. Toute l'ostracofaune récoltée a fait l'objet d'une étude taxinomique précise, où les diagnoses, les descriptions, leur biostratigraphie ainsi que leur paléoécologie ont été développées. Des modèles paléoécologiques basés sur les associations d'ostracodes ont été réalisés. Il est désormais possible d'identifier les associations continentales caractéristiques des zones littorales et sub-littorales lacustres. Grâce à une analyse en composantes principales, sept associations marines caractéristiques ont pu être mise en évidence, permettant de définir les paléoenvironnements marins différents de la mer rhénane rupélienne des synclinaux du Jura et de la bordure sud-rhénane du Fossé rhénan.

Afin de comprendre les modèles paléoécologiques lacustres, une étude sur les milieux lacustres actuels s'est avérée nécessaire et a permis de mettre en évidence que les répartitions bathymétriques des flores et des faunes ne sont pas aléatoires. Ainsi la présence de gyrogonites de charophytes indique des profondeurs situées entre 0 et 4 m. Les faunes épiphytes, comme les ostracodes et les gastéropodes, ont des abondances proportionnelles à l'espace disponible sur les charophytes. Faits importants pour les dépôts lacustres fossiles, l'évolution des plans d'eau et les phénomènes de concurrence entre les Characées, Potamogetons et Myriophylles montrent une dynamique de ces étangs, colonisés par des hydrophytes pionnières (Characées) puis envahis progressivement par les Potamogetons et les Myriophylles qui entraînent la régression et éventuellement la disparition des charophytes.

Ce travail met en évidence l'existence d'une liaison marine entre la mer rhénane et la mer périalpine au Rupélien. Cette communication marine s'est faite sous la forme de petits bras de mers peu étendus avec des conditions écologiques très particulières ne permettant que l'essor d'une faune restreinte. Ces niveaux marins gréseux sont discrets sédimentologiquement et ils sont difficilement discernables des dépôts gréseux fluviatiles qu'ils traversent. En comparant les faunes et flores rupéliennes contenues dans les sédiments de la mer périalpine et de la mer rhénane, les affinités sont faibles. Une des causes principale de ce manque d'affinités est représentée par le fait que les paléoenvironnements en position subalpine (épibathyal) sont différents des paléoenvironnements de la mer rhénane dans le Jura (dépôts situés à environ 30 m de profondeur), avec pour conséquence des faunes et des flores différentes. Par contre, les poissons, nageurs actifs pouvant se soustraire rapidement à des conditions écologiques défavorables, sont communs aux deux mers. De nombreuses faunes et flores remaniées du Paléocène subalpin (foraminifères planctoniques, dinoflagellés et nannofossiles) se retrouvent aussi dans les sédiments de la mer rhénane, attestant ainsi l'existence de la liaison marine.

Dix cartes paléogéographiques ont été réalisées : les cinq premières sont centrées sur la zone des synclinaux du Jura alors que les 5 suivantes replacent l'étude dans le cadre plus large du bassin molassique suisse et de l'Upper Rhine Graben. Ces cartes mettent en évidence les modalités et le « timing » de l'extension et de la régression vers l'est de la mer périalpine. L'invasion du fossé rhénan et des synclinaux jurassiens par la mer rhénane est illustrée, ainsi que sa régression. La communication entre la mer périalpine et la mer rhénane est également figurée et l'existence d'une liaison marine entre le sud du fossé rhénan et le fossé de la Bresse est envisagée via la faille transformante qui les sépare.

L'étude des dépôts paléogènes des synclinaux du Jura et de la bordure sud-rhénane a démontré des implications géodynamiques : la distension rhénane est enregistrée dans le Jura dès la limite Eocène-Oligocène. Les synformes dues au plissement alpin sont déjà présentes dès la base du Rupélien. Certaines failles affectent également dès la base du Rupélien le massif des Vosges et de la Forêt-Noire.
ABSTRACT

In the distal part of the Swiss Molassic basin, a typical foreland basin, the Jura Molasse is trapped within different synclines. This study focused on the paleogene deposits present in these synclines and as well as in the south border of the Graben. All formations mentioned in the literature were identified and a hierarchy was established. Each formation was defined and fixed on the biostratigraphical chart, allowing the construction of a new complete lithostratigraphy for the paleogene deposits. Based on this new lithostratigraphy, a geological map was established for the Jura synclines area.

Out of these paleogene deposits from the Jura synclines and the south border of the Graben, about thirty outcrops were studied in detail. Sedimentological, paleontological and biostratigraphical analyses allowed us to reconstruct marine, estuarine, fuviatile and lacustrine paleoenvironments.

A thorough paleontological study focused on the Ostracods. The totality of sampled ostracofauna was investigated and accurate taxinomical analyses, pertaining to its diagnoses, descriptions, as well as paleoecology were performed. Paleocological models based on ostracods associations were developped. It is now possible to identify continental associations characteristic of lacustrine littoral zones and sub-littoral zones. A mathematical approach revealed the existence of typical marine associations, allowing us to define different marine paleoenvironments for the rupelian rhenish sea of the Jura synclines and the south border of the Graben.

To better understand lacustrine paleoenvironments, a study based on present-day lacustrine environments was undertaken which showed that the bathymetrical repartitions of fauna and flora are not hazardous. The occurrence of fructified charophytes gyrogonites is characteristic of depths of 0 to 4 meters. The abundance of epiphytal faunas like ostracods and gastropods is proportional to the space available on charophytes. Another important observation relevant to fossil lacustrine deposits, is how evolution of lakes and competition phenomena between Charophytes, Potamogetons and Myriophylles reveal the dynamics of these lakes, colonised first by pioneer hydrophytes (Charophytes), then gradually invaded by Potamogetons and Myriophylles which cause the regression and sometimes the disappearance of Charophytes.

This work also displays evidence for the existence of a marine link between the rhenisch sea and the perialpine sea during the Rupelian. This marine communication occurred through small sea channels exhibiting very specific paleoecological conditions, which only allowed a restricted fauna to prosper. These marine deposits are elusive, mainly because these sandstone levels are difficult to distinguish from these fluviatiles sandstones deposits they cross. Rupelian fauna and flora from the perialpine and rhenish seas show few affinities. One of the main reasons for this lack of affinity is the difference in paleoenvironments between perialpine position (epibathyal) and sublittoral (neritic, -30 m depth), leading to essentially different fauna and flora. On the other hand, fishes, which are active swimmer and therefore able to shirk from unfavourable ecological conditions, are common to both seas. A lot of reworked fauna and flora from the subalpine paleocene deposits (planctonic foraminifera, dinoflagelates and nannofossils) are also present in the deposits of the rhenish sea, and are further evidence of the once-existing marine communication.

Ten paleogeographical maps have been established. The first five correspond to the Jura synclines zone, and the last five describe an area located between the Swiss alpine front and the north of the Graben. These maps show the modalities and the timing of the extension and eastward the regression of the perialpine sea. The invasion of the Graben and the Jura synclines by the rhenish sea is illustrated as well as its regression. The communication between the perialpine sea and the rhenish sea is also represented and we surmise the existence of a marine connection between the south Graben and the Bresse graben.

This study of the paleogene deposits of the Jura synclines and the south-border of the Graben also present geodynamical implications: the distension is recorded in the Jura as early as the Eocene-Oligocene boundary. Synforms resulting from the alpine folding are already present at the base of Rupelian, just like are present certain faults which cross the Vosges and Forêt-Noire massif.
AVANT-PROPOS

Au terme de ce travail, je tiens à remercier toutes les personnes qui, de près ou de loin, m'ont aidé et soutenu.

Je tiens à adresser toute ma gratitude au professeur Jean-Pierre Berger (Université de Fribourg, Suisse) qui m'a proposé ce sujet de thèse. Il a suivi avec beaucoup d'intérêt mon travail et m'a fait partager son expérience et ses connaissances. Je lui en suis très reconnaissant.

Je remercie également Dr Anne-Marie Bodergat (Université de Lyon, France) et la professeur Bettina Reichenbacher (Université de Munich, Allemagne) d'avoir accepté de faire partie du Jury et de juger cette thèse. J'espère que cette étude est à la hauteur de leurs attentes. Bettina Reichenbacher m'a également aidé à l'étude des otolithes et des poissons.

Ma reconnaissance va au Dr Horst Janz (Université de Tübingen, Allemagne) qui m'a accueilli dans son laboratoire. Il s'est montré disponible pour répondre à mes nombreuses interrogations. A travers nos nombreuses discussions, il m'a fait bénéficier de ses conseils précieux sur les ostracodes.

De nombreux spécialistes se sont investis dans l'étude des faunes et des flores que j'ai récoltées. C'est pourquoi je remercie vivement Dr K.Grimm (Université de Mainz, Allemagne) pour les foraminifères, Dr B.Engesser (Museum de Bâle, Suisse) et Dr D. Kälin (B.W.G., Bern, Suisse) pour les micromammifères, J.Jost (Zofingen, Suisse) pour les requins, Dr E. De Kaenel (D.P.R., Neuchâtel, Suisse), Dr. P. Hochuli (Museum de Zürich, Suisse) pour la palynologie, Dr. P. Schäfer (Geologisches Landesamt, Mainz, Allemagne) pour les données inédites qu'il m'a fourni, et Dr. R.Becker-Haumann (Université de Köln, Allemagne) pour les minéraux lourds.

Je tiens à remercier Dr. E. Lambert et Dr. M. Guerlesquin (UCO, Angers, France) de m'avoir accueilli et fait partager leurs connaissances sur les charophytes actuelles.

Je tiens à apporter toute ma gratitude au Dr M. Weidmann (Jongny, Suisse) pour avoir partagé ses grandes connaissances de la Molasse et pour les très nombreuses données inédites qu'il m'a gentiment fournies.

Je remercie mon ami Vincent Lebreton (Institut de Paléontologie Humaine, Paris) qui m'a aidé à la compréhension du logiciel Statistica et à extraire de l'information des analyses en composantes principales effectuées sur les ostracodes.

Dr. Ursula Menkveld (Muséum de Bern), Dr. J. Sauvagnat (Muséum de Genève), R. Panchaud (Muséum de Bâle) ont mis à ma disposition des collections d'ostracodes

et de foraminifères. Je les remercie ainsi que Dr. H.-J. Oertli (Pau, France) qui m'a gentiment prêté sa collection privée d'ostracodes jurassiens.

Je tiens à apporter toute ma gratitude à Damien Becker (Université de Fribourg et Section de Paléontologie), la moitié du duo des molasseux, avec qui j'ai passé de bons moments et qui m'a aidé dans mes recherches par le travail effectué en duo sur le terrain et par les nombreuses discussions que nous avons eues. J'ai hâte d'entendre sa soutenance sur les Périssodactyles jurassiens...(Tout un programme !! !).

De nombreux bureaux de géologie et de paléontologie, ainsi que certaines entreprises exploitant des carrières nous ont régulièrement informé de l'existence d'excavation dans la Molasse jurassienne et sud-rhénane. Ainsi je tiens à remercier Messieurs Bapst (MFR de Bienne), Fleury et Grobet (MFR Delémont), Häring (Geothermal Explorers Ltd), Mumenthaler et les dirigeants de la carrière de Laufen (Laufen Tonfabrick AG), Imhof (Gebrüder Imhof, Trimbach) ainsi que Wolfgang Hug (Section de Paléontologie du Jura).

Je tiens à remercier les professeurs de l'Université de Fribourg, Michèle et Christian Caron, André Strasser et Raymond Plancherel qui, de près ou de loin, m'ont aidé à l'élaboration de ce travail.

Je remercie évidemment tous les doctorants et post-doctorants de l'Université: Claude Colombié (qui tient une place particulière), Florence Dapples, Christophe Dupraz, Heiko Hillgärtner, Niels Rameil, Daniel Oswald, Elias Samankassou, Stephan Dall'Agnolo et Luc Braillard. Je n'oublie pas les diplômants du 4ème étage.

Les collaborateurs techniques Daniel Cuennet et Patrick Diestche, ainsi que Françoise Mauroux ont constamment facilité mon travail au laboratoire en répondant toujours positivement à mes sollicitations « urgentes et pressées ». Je les en remercie.

Je tiens à remercier mes parents et mon frère Cédric qui m'ont toujours aidé et soutenu moralement. Mes parents m'ont toujours laissé une très grande liberté et soutenu dans mes choix, et cela est très précieux.

Enfin, au terme de cet avant-propos, je n'oublie pas mes amis de la famille « Gerbus » avec qui j'ai passé de très bons moments. Certains m'ont aidé à affronter les moments difficiles. C'est avec impatience que j'attends nos prochaines pérégrinations.
# CHAPITRE 1: INTRODUCTION

Le bassin molassique est un exemple classique de bassin d'avant-pays (HOMEWOOD, 1986). Il s'étend d'est en ouest, de la Haute Savoie jusque dans la région de Linz-Vienne en Autriche en passant par la Suisse et la Bavière, soit approximativement sur une longueur de 700 km (fig.I-1). Sa largeur devient plus importante lorsque l'on se dirige vers sa partie orientale, où elle peut atteindre 150 km dans le sud de l'Allemagne (HOMEWOOD et al., 1986). En Suisse, sa longueur est de 350 km et sa largeur varie entre 20 et 60 km. Depuis deux siècles, le bassin molassique suisse a fait l'objet de nombreuses études géologiques. Engendré par l'orogénèse

alpine et la subsidence qui en découle, les dépôts molassiques (fig.I-2 et fig.I-3) sont répartis en 3 grandes zones (la paternité du terme Molasse est attribué à DE SAUSSURE (1779)) :

- La Molasse subalpine constitue les dépôts en position proximale, plissés et faillés. Elle est considérée comme allochtone car ces sédiments se sont sans doute déposés entre 50 et 100 km plus au sud.

-La Molasse du plateau constitue des dépôts très épais (plusieurs kilomètres) à faible pendage. Sa limite sud plonge sous la Molasse subalpine et le chevauchement alpin,

<figure><img src="image_2.png" /><figcaption>Fig.I-1: Localisation des différents bassins tertiaires et localisation de la zone d'étude (modifié d'après KELLER, 1989)</figcaption></figure>
<figure><img src="image_3.png" /><figcaption>**Fig.I-2:** Carte géologique simplifiée et emplacements des différentes unités de la Molasse (d'après BERGER, 1996)</figcaption></figure>

<figure><img src="image_4.png" /><figcaption>**Fig.I-3:** Coupe transversale structurale simplifiée du Jura aux Préalpes montrant les différents dépôts molassiques (modifié d'après BERGER, 1989)</figcaption></figure>
et sa limite nord se situe au pied du Jura. Ces dépôts sont considérés comme autochtones car ils n'ont pratiquement pas migré avec l'orogénèse alpine.

-La Molasse jurasienne constitue les dépôts situés dans les synclinaux du Jura. Prolongation vers le nord de la Molasse du plateau, ses dépôts sont peu épais. Ces sédiments sont en général plissés car ils ont à la fois subi la compression de l'orogénèse alpine, ainsi que l'extension du fossé rhénan.

Une succession lithostratigraphique a été définie durant la première moitié du XIX<sup>ème</sup> par STUDER (1825) puis MERIAN (1836-1838) et elle est encore utilisée. Elle se compose de deux groupes de sédimentation continentale et marine, représentés, de bas en haut lithostratigraphiquement par:

UMM (Untere Meeresmolasse) = Molasse marine inférieure

USM (Untere Süsswassermolasse) = Molasse d'eau douce inférieure

OMM (Obere Meeresmolasse) = Molasse marine

1916) par exemple, et d'autres élaborant ou améliorant les cartes géologiques comme KOCH (1923), LINIGER (1925) ou BAUMBERGER (1927) par exemple. Dans la deuxième partie du XX<sup>ème</sup> siècle, les travaux ont tendance à être moins nombreux (OERTLI, 1956) et la recherche a tendance à ralentir. Depuis une vingtaine d'années, l'étude de la Molasse Jurassienne a subi un regain d'intérêt avec les travaux de BERGER (surtout 1992, 1995, 1996), REICHENBACHER *et al.* (1996), ENGESSER (1990), KÄLIN (1993) par exemple.

Ce travail s'intéressera plus particulièrement aux dépôts paléogènes de la Molasse du Jura. Ces dépôts piégés dans les synclinaux du Jura (fig.I-5) ont été regroupés sous différentes dénominations depuis la fin du XIX<sup>ème</sup> siècle, et le nombre de formations paléogènes créées avoisine la soixantaine. Après un rappel historique, les différentes formations ont été ici regroupées, puis hiérarchisées. Ainsi, une lithostratigraphie synthétique a été établie et calibrée biostratigraphiquement. Ce calibrage a été effectué sur la charte biostratigraphique développée par BERGER (1992 b)

<figure><img src="image_5.png" /><figcaption>Fig.I-4: Tableau stratigraphique très simplifié de la Molasse (D'après HOMEWOOD *et al.*, 1989)</figcaption></figure>

supérieure

OSM (Obere Süsswassermolasse) = Molasse d'eau douce supérieure

Par tradition, les abréviations allemandes sont utilisées. Un tableau stratigraphique très simplifié est illustré par la fig.I-4.

Jusqu'à très récemment, les caractéristiques lithologiques et structurales de ces dépôts molassiques ont fait l'objet de nombreuses publications synthétiques, notamment BUECHI & SCHLANKE (1977), MATTER *et al.* (1980), HOMEWOOD (1986), HOMEWOOD *et al.* (1986), HOMEWOOD *et al.* (1988), BERGER (1989) et BERGER (1992).

En ce qui concerne la Molasse du Jura, les premièrs véritables travaux commencent avec ceux de GREPPIN (1870) qui traitent de la géologie du Jura bernois, puis viennent ceux de ROLLIER (1893, 1898 et 1910). Au début du XX<sup>ème</sup> siècle, les publications se multiplient, avec de nombreux auteurs spécialisés dans un groupe fossile comme STEHLIN (1903-

(fig.I-6), où sont mis en parallèle la magnétostratigraphie, la biostratigraphie des foraminifères planctoniques, la biostratigraphie des nannofossiles, la biostratigraphie mammalienne, la biostratigraphie des charophytes et la biostratigraphie des otolithes. La version présentée ici a été améliorée par rapport à la version de BERGER (1992 b). Ainsi chaque dépôt étudié a été calé biostratigraphiquement dans cette charte, quand cela était possible.

La lithostratigraphie synthétique a permis de réaliser une carte géologique des dépôts tertiaires en collaboration avec DAMIEN BECKER (2002) de tous les synclinaux du Jura, entre les coordonnées 550 à l'ouest jusqu'à 630 à l'est, et entre le fossé rhénan au nord et le plateau au sud. Cette carte est basée sur une synthèse des cartes géologiques existantes, une synthèse bibliographique des travaux concernant la Molasse du Jura, et sur nos propres observations et découvertes.

Ce travail contient l'étude complète de plus de 30 coupes situées dans les dépôts paléogènes. Plusieurs approches ont été réalisées sur ces affleurements : les
<figure><img src="image_6.png" /><figcaption>Fig.1-5: Localisation des différents synclinaux tertiaires du Jura</figcaption></figure>
études de la sédimentologie, de la paléontologie, de la paléoécologie ont permis de reconstituer les différents paléoenvironnements de ces dépôts, proposant différents modèles paléoenvironnementaux. Lorsque cela était possible, ces coupes ont été calées biostratigraphiquement sur la base de la charte.

Un accent particulier a été porté sur l'étude des ostracodes. Me spécialisant dans ce groupe paléontologique, une étude taxinomique a été menée sur les ostracodes récoltés. Cette étude menée sur des espèces continentales et marines s'accompagne d'études paléoécologiques, basées sur mes observations directes, mais aussi sur des méthodes

statistiques (analyse en composantes principales) permettant de proposer des modèles paléoécologiques pour les dépôts lacustres de la formation des Calcaires delémontiens, et les dépôts marins de la formation des Septarienton.

La synthèse de l'étude des dépôts paléogènes a permis l'élaboration de cartes paléogéographiques pour le Jura, s'inscrivant dans des cartes paléogéographiques beaucoup plus vastes, s'étendant du front alpin jusqu'au nord du fossé rhénan. Enfin, ce travail sur les dépôts paléogènes souligne certaines implications géodynamiques pour l'orogénèse alpine et la distension du fossé rhénan.

<figure><img src="image_7.png" /><figcaption>Fig.1-6: Charte biostratigraphique (d'après BERGER et al., non publié mais consultable: http://comp.1geol.unibas.ch)</figcaption></figure>
# CHAPITRE 2: LITHOSTRATIGRAPHIE ET CARTE GÉOLOGIQUE

Lorsque l'on s'intéresse aux formations paléogènes du Jura décrites dans la littérature, celles-ci sont représentées par un nombre important de dénominations plus ou moins locales et d'autres beaucoup plus générales. On dénombre plus d'une soixantaine de dénominations différentes pour les formations paléogènes. Cette abondance de termes, le nombre important de termes se rapportant à des faciès semblables (exemple : les calcaires lacustres) plus ou moins bien datés, et les synonymies rendent ce travail de hiérarchisation difficile. WAIBEL & BURRI (1961) et HABICHT (1987) ont effectué la plus grosse partie de ce travail de recensement mais sans vraiment hiérarchiser les formations. Il est important de rappeler qu'une formation représente un ensemble de strates formant une unité lithologique cartographiable au 1/25 000 à laquelle on associe généralement un nom de lieu. Cette formation une fois décrite sert de référence pour les descriptions suivantes comme point de comparaison au niveau des faciès et du contenu fossile. Basée sur des corrélations à une faible distance, on élabore alors une lithostratigraphie. Ces corrélations corrèlent des environnements identiques mais qui n'ont pas toujours exactement le même âge. En effet, la même formation peut être diachrone d'un synclinal à l'autre. Une des plus grandes difficultés pour mettre en stratigraphie ces formations réside dans le fait qu'il est très difficile d'échantillonner les affleurements historiques pour effectuer des vérifications biostratigraphiques ou de mettre en œuvre de nouvelles méthodes d'approche, car dans la plupart des cas, les affleurements de Molasse subsistent environ deux ans avant d'être recolonisés par la végétation et de disparaître.

Les citations présentées dans ce chapitre sont générallement des traductions personnelles de la version allemande.

Ici, je propose de regrouper les formations décrites par la littérature, sous forme de Groupes, afin de redéfinir une lithostratigraphie hiérarchisée. Soucieux de ne pas créer de nouveaux groupes et les voulant les plus descriptifs possible, il en résulte des choix de nom pour les Groupes utilisés qui ne plairont peut-être pas aux puristes de la stratigraphie, mais qui me semblent, pour l'instant, les plus judicieux.

## 1- LES GROUPES :

### 1-1-Le Groupe du Sidérolithique :

#### 1-1-1-Définition :

J'ai regroupé sous le terme Sidérolithique toutes les formations qui contiennent des pisolithes de fer et celles contenant des sables de quartz.

#### 1-1-2-Position stratigraphique :

Ces formations se trouvent directement sur le Mésozoïque, soit sous forme stratifiée (rarement) ou sous forme de poches karstiques ou remplissant des fissures.

#### 1-1-3-Age :

D'après les travaux de STEHLIN (1903), le Sidérolithique se situe dans l'Eocène moyen à supérieur sur la base de l'étude des micromammifères. SCHMIDT-KITTLER (1987) date le plus vieux affleurement tertiaire de Suisse à Egerkingen dans le canton de Soleure et il correspond au niveau mammalien MP14. Il signale Eclépens-Gare qui correspond au niveau mammalien MP 16, puis La Cantine2 et Lebratières1 correspondant au niveau mammalien MP17, puis Gösgen-Kanal qui correspond au niveau mammalien MP18, et enfin Mormont-Entreroches et Obergösgen correspondant au niveau mammalien MP19.

Une étude récente du Sidérolithique (HOOKER & WEIDMANN, 2000) effectuée au nord-ouest de la Suisse confirme en partie ces datations, à savoir un âge bartonien à priabonien, regroupant les niveaux mammaliens MP 16 à MP 19.

Ainsi, le Sidérolithique se dépose à l'Eocène moyen et supérieur, durant l'intervalle MP14 à MP19 (fig. II-1).

#### 1-1-4- Formations regroupées dans le Groupe Sidérolithique :

##### -Bohnertzkonglomerat :

Ce conglomérat à pisolithes de fer est décrit par GREPPIN (1855) comme « brèches jurassiques » : « Elles apparaissent sous forme de blocs ou de galets plus ou moins anguleux, plus ou moins arrondis, agglutinés ou soudés par des sables siliceux ou des oxydes métalliques qui les ont plus ou moins pénétrés et coloriés. Elles constituent des amas considérables ». Cette formation est connue au Moulin de Bourrignon (10 km au NW de Delémont, coord. 585.180 / 250.880)
<figure><img src="image_8.png" /><figcaption>Fig.II-1: Position stratigraphique du Sidérolithique</figcaption></figure>

Hupper, Huppererde, Huppersand, Sables siliceux vitrifiables :

Le Hupper ou Huppersand (sables siliceux vitrifiables) ou Huppererde a été décrit par FLEURY (1909) : « les sables sont formés par des grains de silice transparente. Purs, ils sont blancs, mais très souvent, la présence de sels métalliques les colore diversement. Les teintes les plus communes sont : rouge, rose, jaune, blanc laiteux. On connaît des sables noirs, bleuâtres ou violacés, mais presque toujours, il est facile de reconnaître que la coloration est dûe à des particules très fines, accolées aux grains de silice translucide ou incolore. Assez souvent, les sables très pressés ou cimentés passent à des quartzites ou grès ; les formes cristallines sont toujours une exception». BAUMBERGER (1923b) sépare l'Huppersand de l'Huppererde des Bohnertztonen (argiles à pisolithes de fer) par leur haute teneur en silice (80-90%) et leur faible teneur en argiles (10-20%). Lorsque les teneurs en argiles sont très faibles, elles sont décrites comme Glassande (ou Quartzsande). Le pôle argileux, l'Huppererde, est léger ou gras. C'est dans l'Hupper que l'on trouve des blocs poreux contenant des fossiles mésozoïques, appelés communement « Katzenkopfe » comme on en trouve particulièrement dans la carrière d'Hupper de Lausen dans le Jura tabulaire de Bâle

(TOBLER 1897). Certains fossiles mésozoïques sont souvent directement retrouvés dans l'Hupper.

L'Hupper se rencontre comme les Bohnertztone (argiles à pisolithes de fer) dans les remplissages de fissures. TOBLER (1897) écrit: « En général on peut observer que la paroi de la fissure est d'abord recouverte par de l'argile rouge du Bohnertz ; à une certaine distance de la paroi de la fissure, l'argile possède du sable de quartz. Près du centre de la fissure, la composante de couleur rouge diminue, pendant que le sable quartzeux prend de l'extension. La roche est une argile blanche avec du sable de quartz, qui convient pour la fabrication de produits résistants au feu. Au centre de la fissure, la composante argileuse diminue, la roche passe à un sable de quartz clair. Tous ces dépôts, avec le nom de Bohnertzton (argiles à pisolithes de fer), ont été décrits par tous les travailleurs et les techniciens de la carrière comme Huppererde. »

Lorsque l'Hupper s'est développé en sables de quartz clairs (sables siliceux vitrifiables), il était utilisé pour la fabrication du verre. Les lieux de gisement se nomment souvent « La Verrerie ».

Bien que l'on ne puisse pas parler d'une localité type pour l'Hupper, les meilleurs affleurements examinés ont
pu être trouvés à Lausen (Canton de Bâle) au « Kohlholz » (coord. 624.83/256.67) et au « Weitweid » (coord. 624.25/256.300) dans le Furlental (les deux entre Lausen et Ramlinsburg, à 3.5 km au SE de Liestal). Le terme Hupper était avant tout une dénomination technologique, utilisée par ceux qui exploitaient ces gisements, la plupart du temps pour la fabrication du verre.

### -Fleur de Mine :

Dans le bassin de Delémont, au contact des Bohnertztone et de la surface du calcaire mésozoïque, se développe par endroits une zone de quelques centimètres avec des silicates qui tirent sur le bleu et de la kaolinite que l'on nomme Fleur de Mine (LINIGER, 1925).

### -Calcaire de Daubrée :

« La gompholithe de Daubrée...peut passer à un calcaire avec pisolithes de fer et qui est alors le Calcaire de Daubrée, a été reconnue dans plusieurs régions dans le Jura ».

D'après FLEURY (1909), le Calcaire de Daubrée n'était qu'une variété de sa « Gompholithe de Daubrée», une division du Sidérolithique, dans ce dépôt, que l'on rencontre en bancs épais dans le Bolus. H. LINIGER (1925) voulait interpréter, dans le bassin de Delémont, le Bolus en entier ou en partie comme l'équivalent des Calcaires de Daubrée, en raison de la découverte de mammifères (STEHLIN 1903) de l'Eocène moyen.

Une localité-type du Calcaire de Daubrée n'a jamais été nommée par Fleury. Le nom a été choisi en souvenir du célèbre chercheur A. Daubrée, qui a travaillé de façon importante sur les dépôts du Sidérolithique.

La répartition du vrai Calcaire de Daubrée est plus faible que celle de la Gompholithe de Daubrée, qui a été représentée temporairement comme Calcaire de Daubrée. Nous trouvons le vrai Calcaire de Daubrée dans le Dünnerntal à l'ouest de Matzendorf, à Aedermannsdorf et au SE d'Herbertswil, dans le Guldental au SE de la pente de la chaîne de Passwang, au Moulin de Bourrignon ; dans la partie E du bassin de Delémont, à l'entrée nord des gorges d'Envelier, dans la partie W de Courfaivre, dans la grotte de Ste Madeleine, plus loin à La Channeté au NNW de Glovelier.

### -Gompholithe de Daubrée

FLEURY (1909) donne la description suivante : « La gompholithe de Daubrée est un poudingue, formé par une accumulation de galets, de dimension, de nature très variables, réunis par un ciment calcaire, quelquefois siliceux, mais toujours ferrugineux et empâtant de nombreuses pisolithes de fer. Les galets appartiennent en général aux étages du Jurassique supérieur (en moyenne 95 à 98 %) ; mais il y a cependant des débris de couches plus profondes, du Dogger, du Lias et même du Trias quelquefois. Ces proportions varient ailleurs avec les localités et les gisements : dans certains cas par exemple, le Portlandien et le Kiméridgien à eux seuls forment jusqu'à 99 % des galets ».

« La forme et les dimensions de ceux-ci varient dans une large mesure. Le diamètre des plus gros ne dépasse pas les 30 cm et cette taille est une exception ; en moyenne il varie

entre 5 et 12 cm ; les dimensions moindres sont cependant fréquentes. En général, les galets sont roulés et arrondis ; les formes anguleuses sont rares : cependant dans quelques cas, on voit un passage de la gompholithe à la brèche »

« Le ciment des gompholithes est aussi très différent, non seulement suivant les localités, mais même dans un seul gisement. D'ordinaire, il est calcaire et rappelle la pâte de certains calcaires jurassiques, mais il diffère par de nombreuses veines de calcite ou d'oxydes de fer. Il est d'ailleurs le plus souvent très ferrugineux, coloré en rouge brique ou même quelquefois jaunâtre ».

La Gompholithe de Daubrée, qui a été décrite incorrectement comme Calcaire de Daubrée par quelques auteurs, est un conglomérat avec des pisolithes de fer, s'approvisionnant dans le Bolus (argiles rouges) du Sidérolithique (Bohnerzformation). Grâce aux restes de mammifères découverts dans le Bolus accompagnant, H.G STEHLIN (1903-1910) conclut enfin que le dépôt des pisolithes de fer (Bohnertz) correspond à une formation continentale tropicale de l'Eocène moyen à supérieur (Bartonien et Ludien) (Heim, 1919).

Une localité type pour la gompholithe de Daubrée n'a jamais été nommée par FLEURY. Le nom a été proposé par FLEURY (1909) en souvenir du chercheur célèbre et savant A DAUBRÉE, qui a été parmi les premiers à étudier ces dépôts du Sidérolithique. Cette dénomination est encore aujourd'hui employée. Cette expression générale est attribuée autant aux Calcaires de Daubrée, qu'aux conglomérats.

La répartition de la Gompholithe de Daubrée s.str. est plus importante que celle des Calcaires de Daubrée s. str., et se limite essentiellement au Jura de Soleure et bernois. LINIGER (1925) donne une description détaillée des lieux de gisements de la Gompholithe de Daubrée du bassin de Delémont, où il montre que les affleurements sont limités à des régions bordières du bassin, alors qu'ils ne se rencontrent nulle part à l'intérieur du bassin.

D'autres lieux de gisement se trouvent dans les localités de la pente de Passwang à Höfen Dürrenberg, à Marchstein, N Essert Jeannerin et à Gustiberg (Waibel, 1925), plus loin dans la vallée de Vermes (Elber, 1920), dans le Guldental, dans le Dünnerntal, plus loin à Moulin du Bourrignon, au N de Soulce et à la Channeté au NNW de Glovelier (LAUBSCHER, 1948)

## 1-2- Le Groupe des Calcaires inférieurs & Terres Jaunes :

### 1-2-1- Définition :

J'ai regroupé sous le terme Calcaires inférieurs & Terres Jaunes, les calcaires lacustres reposant directement sur le Mésozoïque ou sur le Sidérolithique, ainsi que le complexe des Terres jaunes du synclinal de Delémont.

### 1-2-2-Position stratigraphique :

Les Calcaires inférieurs et les Terres Jaunes sont situés sur le Mésozoïque ou sur le Sidérolithique.

### 1-2-3-Age :

L'âge de ce Groupe est très étendu. Les « Limneankalk von Mitteldiegten », les « Süsswasserkalk von Hobel »,
équivalent des « Süsswasserkalk von Hochwald », « Süsswasserkalk von Lausen », « Süsswasserkalk von Kohlholz », « Süsswasserkalk von Lenzberg », « Süsswasserkalk von Aesh » se sont déposés entre l'Eocène moyen et l'Oligocène inférieur, la plupart du temps datés sur la base de gastéropodes. Les Terres jaunes (synclinal de Delémont), la Raitsche (synclinal de Delémont), les Streifige Mergel ou Bunte Mergel (sud du fossé rhénan), les Calcaires d'eau douce de Moutier (synclinal de Moutier), le Charruekalk (synclinal de Moutier), le calcaire d'eau douce d'Orbe, les Calcaires inférieurs appartiennent à la zone à *Tuberculata* (charophytes), qui se situe à la limite Eocène-Oligocène (BERGER, 1992 et 1999; REICHENBACHER *et al.*, 1996; CLÉMENT, 1998; CLÉMENT & BERGER, 1999). Les Wynauer Süsswasserkalk, les Süsswasserkalk von Boningen, les Süsswasserkalk von Ober-Wynau sont datés du niveau mammalien MP 27 (ENGESSER 1990) (fig. II-2). La « Gelbe Erde » du sondage Del 1 (ou S1 chez CLÉMENT 1998) a livré ?*Theridomys aquatilis* ce qui pourrait indiquer un niveau mammalien MP 21 (WEIDMANN, comm. écrite).

Ainsi, la formation des Calcaires et Terres Jaunes sont
datés de l'intervalle allant de la zone à *Tuberculata* jusqu'au

niveau mammalien MP 27 de Wynau.

1-2-4-Formations regroupées dans le Groupe des
Calcaires inférieurs et Terres jaunes :

-Limneankalk von Mitteldiegten :

CLOOS (1910) donne la description suivante :
« La roche dépasse une épaisseur de 10 m et apparaît en
de nombreuses variétés : blanc, jaune, dense, poreuse à
alvéolaire, purement calcaire, argileux, (...) fin à grossier
oolithique. ».

Il s'agit d'un calcaire lacustre riche en éléments organiques avec *Limnaeus longiscatus* Brogn., *Limnaeus fusiformis* Sow., *Planorbis pseudodoammonius* Schloth. Ce dépôt repose sur les couches d'Effingen et à *crenularis*.

Ces calcaires lacustres, déjà connus par MERIAN (1821), dans les environs de Hobel (Hochwald) et d'Angestein (Aesch) ont été mis aujoud'hui dans l'Eocène moyen (Lutétien).

Sur la base de la présence de *Limnaeus longiscatus*
Brogn., CLOOS (1910) est d'avis, que le calcaire à Limnées de
Mitteldiegten appartient à l'Oligocène inférieur, comme les

<figure><img src="image_9.png" /><figcaption>① Wynauer Süsswasserkalk, Süsswasserkalk von Boningen, Süsswasserkalk von Ober-Wynau</figcaption></figure>

<caption>② Les Terres Jaunes, La Raitsche, Bunte Mergel & Streifige Mergel, Calcaires d'eau douce de Moutier, Charruekalk, Calcaire d'eau douce d'Orbe</caption>

**Fig.II-2:** Position stratigraphique des Calcaires inférieurs et des Terres jaunes
Calcaires de Moutier.

MÜHLBERG (1915) met ces calcaires de Diegten dans les « Unterer Süsswasser-Kalk » et donc dans l'Oligocène inférieur.

En 1928, JENNY commence une révision de la faune des Süsswasserkalk de Diegten. De plus, il se révèle, que toutes les formes, à l'exception de *Limnea fusiformis* Sow. et *Limnaea (Galba) longiscata* Brongn., appartiennent à l'Eocène moyen et que seules les deux espèces nommées ci-dessus atteignent l'Oligocène inférieur. D'après ce résultat, JENNY (1928) attribue sans aucun doute, un âge Eocène moyen, et non pas un âge Oligocène inférieur, aux calcaires lacustres de Diegten.

Le Calcaire à Limnées de Diegten serait l'équivalent des calcaires d'eau douce (Planorbenkalke) d'Hobel (Hochwald), d'Aesch (Lenzberg) et de Lausen (Kohlholz), comme le calcaire de Buchsweiler de l'Alsace du nord (ANDREAE 1883).

La localité type des Limnäenkalk de Mitteldiegeten se situe à 0.5 km à l'est de Mitteldiegten entre le coin de forêt de Stammbach et du Hof Rüti. Entre ces deux points, le calcaire affleure sur toute la colline sur 500 m de long. (coord. Du Hof Rüti : 628.525 / 252.175), environ à 9.5 km au SE de la gare de Liestal. A la place des « Limnäenkalk von Mitteldiegten », on utilise « Süsswasserkalk von Diegten ». La répartition des calcaires d'eau douce se situe directement à l'est de Nider- et Mitteldiegten.

Fossiles : F. JENNY (1928) mentionne les espèces suivantes : gastéropodes terrestres : *Patula oligogyra* Andreae, *Oxychylus voltzi* Desh., *Palaeoxestina occlusa* Edw., *Poiretia (Palaeoglandina) cordieri* Desh. ; gastéropodes d'eau douce : *Planorbina pseudammonius* Scholth., *Hippeutis chertieri* Desh., *Limnaea fusiformis* Sow., *Limnaea* n. sp. cf. *fusiformis* Sow., *Limnaea crassula* Desh., *Limnaea (Galba) longiscata longiscata* Brong., *Limnaea (Galba) aquensis michelini* Desh. ; Bivalves : *Calyculina castrense* Noulet.

-Süsswasserkalk von Hobel, (équivalent de Süsswasserkalk von Hochwald, Süsswasserkalk von Lausen, Süsswasserkalk von Kohlholz, Süsswasserkalk von Lenzberg, Süsswasserkalk von Aesh ) :

GUTZWILLER (1906) donne la description suivante : « La couleur de la roche est blanche jusqu'à blanc faiblement jaunâtre, rarement rouge. Des petits nodules de calcite, ces derniers avec des dépressions irrégulières complètement remplies, traversent la roche (...). De nombreuses concrétions millimétriques à centimétriques donnent à la roche un aspect oolithique ». Dans le forage d'Allschwil (SCHMIDT et al., 1924), se trouve entre 300.70 et 311.4 le même calcaire riche en *Planorbis pseudoammonius* Schloth., imprégné par endroit par du bitume ; épaisseur environ 10 m. MERIAN (1821) connaissait ce dépôt, seulement sous forme de blocs de calcaire d'eau douce, avec des côtés et des coins anguleux, peu altérés, la plupart avec des morceaux ou des planorbes entières.

ROLLIER (1898) suppose, que les blocs calcaires avec les *Planorbis pseudoammonius* Schloth. à Lausen (Kohlholz) semblent remaniés et dérivent d'une brèche rouge à pisolithes de fer (brèche rouge sidérolithique), qui remplit une faille de

rejet d'Hochwald à Gempen. Cette supposition et le souhait de voir le calcaire d'eau douce dans la coupe, sont la raison de cette décision, de trouver cette roche dans cette faille. De plus, cela entraine, que le calcaire d'eau douce avec des *Planorbis pseudoammonius* Schloth. de Lausen (Kohlholz) et au Lenzberg à Aesch (8-10 m d'épais), repose directement sur le dépôt de Hupper et le bolus de la Bohnertzformation (Eocène), comme celui observé au Lenzberg, recouvert par un complexe d'une puissance de 30-40 m de marnes jaunâtres et des calcaires d'eau douce, contenant localement des feuilles, et vers le bas un conglomérat de blocs du Malm. Sur l'âge de cette dernière formation, les avis sont partagés : appartenant à l'Eocène comme le suppose GUTZWILER (1906), ou appartenant à l'Oligocène, comme le montrent les résultats d'Allschwil (Schmidt et al., 1924), où à 297 m de profondeur sur le calcaire à Planorbes une lacune stratigraphique est présumée.

BAUMBERGER (1934) met ce calcaire lacustre dans le Lutétien (Eocène moyen), du même âge que les « Buchsweiler-Kalke » de l'Alsace, également riches en *Planorbis pseudoammonius* Schloth. (ANDREAE, 1883). Ainsi l'âge des Süsswasserkalk von Hobel est difficile à établir, soit Eocène moyen à supérieur soit Oligocène inférieur.

Dans la littérature, les calcaires à planorbes d'Hobel sont mis au même niveau que les calcaires d'eau douce de Lausen ou de Lenzberg (Aesch).

La localité-type des Calcaires d'eau douce de Hobel se trouve sur le plateau perché de Hochwald-Gempen dans le Jura de Soleure, à 1 km au nord de Hochwald et 10.8 km au SE de Bâle ; coord. 615.520 / 257.15. La dénomination des calcaires provient du nom du village d'Hochwald, appelé « Hobel » par les locaux.

En dehors des trois autres localités : Hochwald, Lausen (Kohlholz) et Aesch (Lenzberg), les calcaires à planorbes éocènes semblent affleurer à Arlesheim (Jura baslois), à Hollenreben au sud du château de Birseck, et établi plus loin dans le forage d'Allschwil à Bâle.

GUTZWILER (1906) mentionne les fossiles : *Planorbis pseudoammonius* Schloth, *Planorbis (Segmentina) chertieri* Desh., *Paludina (Viviparus) novigentiensis* Desh., *Euchilus deschiensianum* Desh., *Glandina cordieri* Desh., *Craspedopoma stehlini* Gutzwiller, *Pomatias sandbergeri* Noulet (=Cochlostoma (Obscurella) buxovillum* Wenz), *Pomatias (Cochlostoma) hochwaldensis* Gutzwiller, *Nania voltzi* Desh., *Nania occlusa* F. Edw., *Patula oligogyra* Andreae, *Helix (Canariella) laxecostulata* Sandb., *Pupa (Abida) multicostulata* Gtzw., des restes de plantes : *Grewia macrocarpa* Gutzw. (=Celtis).

-Raitsche

« Ce sont des assises de bancs calcaires, hydrauliques ou siliceux, compacts ou subcompacts, marneux, tufेux, stalactiformes, de couleurs diverses, mais généralement jaunâtres, grisâtres, pointillés de noir, d'une puissance de 1 à 5 mètres. »

Avec ces calcaires (calcaires d'eau douce), appelés Raitsche par les gens des montagnes, il s'agit de différents niveaux de la partie supérieure de la Gelberde (Terres jaunes). GREPPIN (1870) met ce dépôt encore dans l'Eocène supérieur = terrain sidérolithique, et plus tard, avec la découverte de
*Limnae longiscata* Brong., dans l'Oligocène inférieur = Sannoisien.

Comme localité-type, les affleurements de la Scheulte à l'E de Courcelon (3.5 km à 1'E de Delémont), coord. 596.800/245.280, sont connus (LINIGER, 1925). La dénomination Raische est encore utilisée.

BAUMBERGER (1927) mentionne des restes de ce calcaire à la Charrue dans les environs de la gare de Moutier sur le chemin de Raimeux et à Oberdorf à l'entrée sud du tunnel du Weissenstein. Aux deux endroits, il s'agit de calcaires d'eau douce avec des *Limnea (Galba) longiscata* ostrogallica Font.. Le Calcaire de la Charrue contient une charophyte *Harrisichra gr. tuberculata*., caractéristique de la superzone à *Harrisichra gr. tuberculata* qui date cet affleurement à la limite Eocène-Oligocène (REICHENBACHER et al., 1996).

Au sud de Courroux, GREPPIN (1870) a récolté dans la Raitsche les fossiles suivants : *Limnea longiscata* Brong., *Planorbis rotundus* Brong., *Crocodilus hastingsiae* Owen, *Chara helicteres* Brong., *Ch. siderolitica* Greppin, *Ch. greppini* Heer.

*Chara helicteres* et *Chara greppini* ont été redéterminées par BERGER (1992) comme *Nitellopsis (Tectochara) gr. Latispira* et *Harrisichra gr. tuberculata*. *Harrisichra gr. tuberculata* constitue une superzone à Charophytes située à la limite Eocène-Oligocène. Cette formation n'affleure que dans la partie centrale du bassin de Delémont.

-Gelbe Erde :

GREPPIN (1855) écrit :« La terre jaune, d'une puissance de 4 à 52 mètres, est formée par des argiles calcaires d'un jaune gris tirant souvent sur le jaune ocreux ou sur le rouge ; elle passe insensiblement à des argiles grises encore calcaires, appelées terre cendrée, d'une puissance de 2 à 5 m. A la terre cendrée succède la terre visqueuse assez facile à reconnaître par les argiles compactes, grasses, calcaires, rarement réfractaires qui la constituent. Cette dernière couche, d'une puissance de 1 à 3 mètres, recouvre la deuxième assise. Toutes ces argiles contiennent des taches ou oeils blancs de silicate d'alumine pure d'un diamètre de 0.01 à 0.14 centimètres, et renferment dans leur centre une pointe vert-foncé ».

« Les morceaux sont également formés par des argiles jaunes, quelquefois réfractaires à la base. Ils renferment moins d'oeils que la terre jaune ; ils sont aussi moins durs et moins friables qu'elle, et ils ne se détachent que par grandes masses ou blocs que les mineurs ont appelés morceaux. Les morceaux sont plutôt jaunes que rouges ; ils passent insensiblement au bolus et assez souvent à la mine. De 2 à 6 m de puissance ».

Après LINIGER (1925), qui a retrouvé les affleurements du bassin de Delémont, on trouve dans la Gelberde encore les niveaux suivants :

1-Calcaires d'eau douce : lentilles à calcaires d'eau douce, observées dans la Gelberde des dépressions en deux ou rarement trois profondeurs différentes.

2-Gypse, en couches et en lentilles de gypse fibreux. Il apparaît souvent dans la partie supérieure de la Terre Jaune.

3-Pisolithes de fer : ils sont lessivés.

4-Des taches de sables quartzeux qui sont lessivés de l'Huppererde.

5-Conglomérats de calcaires jurassiques : des blocs (Ptérocérien) trouvés à différentes profondeurs sont nommés par GREPPIN : « Nagelfluh jurassique ».

La Terre Jaune elle-même est souvent un terrain lessivé. Elle montre donc clairement, à l'opposé du bolus primaire, une stratification et contient moins de SiO₂ et plus de calcaire.

GREPPIN (1870) met encore la Gelberde dans l'Eocène supérieur (Terrain sidérolithique), bien que les fossiles découverts, et particulièrement *Limnaeus longiscatus* Brong., montrant les caractéristiques de l'Oligocène inférieur, et indiquent que la Gelberde appartient au Sannoisien. L'épaisseur varie de 2 à 140 m (dans le vieux puits Près Grebis).

Une localité-type pour la Gelberde n'a pas été indiquée par GREPPIN. La dénomination « Terre Jaune » a été établie par les gens des montagnes et est utilisée encore aujourd'hui.

La répartition de ce dépôt se trouve sur la partie centrale des terrains tertiaires du bassin Delémont, entre la faille de Vicques et de Develier, au nord de la ligne Courcelon-Courroux-Delémont-Domont. Dans cette région, la Gelberde y est restreinte, avec une épaisseur plus faible dans la partie Est par rapport à la partie Ouest du bassin.

La découverte de charophytes dans la Raitsche, partie calcaire de la Gelbe Erde, attribuées à *Harrisichra gr. tuberculata* date cette formation à la limite Eocène-Oligocène (BERGER, 1992 ; CLÉMENT 1998).

-Bunte Mergel et Streifige Mergel

Les « Streifige Mergel » et « Bunte Mergel », d'une épaisseur maximale de 300 m. dans la région de Bâle (FISCHER et al., 1971), sont une formation qui se développe dans le sud du fossé rhénan. Cette formation atteindrait 1250 m. d'épaisseur d'après HUBER (1994). FISCHER (1969 b) découpe cette formation en deux parties : à la base se trouve les Streifige Mergel, d'une épaisseur de 200 m. comprenant de bas en haut, la Konglomerat-Zone, l'Untere bituminöse Zone, la Versteinerungsreiche Zone et enfin l'Obere bituminöse Zone. Les Bunte Mergel, d'une puissance de 100 m., recouvrent les Streifige-Mergel.

Une falaise, située sur les îles de Kirchen dans le lit du Rhein, montre des calcaires jaune-brun, en partie finement conglomératique, avec de petits gastéropodes, des bivalves, avec des morceaux anguleux et des nodules pyriteux. Auf dessus, succèdent jusqu'à 40 cm de calcaires marneux noduleux avec beaucoup de pyrite en nodules et enfin des marnes noduleuses avec de la pyrite et des ostracodes (ROTTGARDT 1952).

La formation et l'épaisseur de la série de l'Oligocène inférieur sont très variables. Une activité tectonique nette pendant ce laps de temps donne naissance à différents reliefs considérables dans cette région (tectonique en horst et graben à mailles fines) (FISCHER 1969). La répartition se situe dans la région d'Isteiner Klotz et aussi dans les deux forages d'Allschwil. La transition rapide de faciès a lieu, depuis des dépôts de bassin saumâtre à lagunaire (dans la région des grabens) jusqu'à des formations littorales clastiques
grossières (le long de la faille) pouvant s'imbriquer avec des terrasses lacustres (bassin peu profond dans les parties rehaussées). Des hiatus de sédimentation sont également admis.

Une étude en cours montre que la formation des Streifige Mergel correspondrait à la partie centrale de la superzone à Charophytes à *Harrisichra gr. tuberculata*, et correspondant au niveau mammalien MP 20 et MP 21 (BERGER, com. Pers.). Un niveau un peu plus élevé est donné par HUBER (1994) soit le niveau à nannofossiles NP 22.

## -Calcaires inférieurs

KISSLING (1974) introduit le terme de « Calcaires d'eau douce inférieurs » et mentionne : « la base des Marnes bariolées s.l. n'affleure que très sporadiquement, (...) repose soit directement, soit par l'intermédiaire du Sidérolithique sur le substratum mésozoïque. Cependant en quelques points, on observe à la base des Marnes bariolées s.l., quelquefois au contact avec le substratum, une série de calcaires d'eau douce avec niveaux brèchiques et intercalations marneuses »

La lithologie est représentée pour la plus grande partie par des calcaires avec des intercalations telles que des conglomérats et des brèches (SCHARDT, 1880).

Sur la base de la présence d'un *Plebecula ramondi* au sommet du Calcaire de Grilly (France), MICHEL (1965) place cette formation dans le Chattien. KISSLING (1974) a recolté au sommet de la série du sondage de Peissy *Eomys* sp., *Pseudocricetodon* sp., *Blainvillimys* sp., indiquant un niveau plus ancien que Coderet (antérieur à MP 30). Il a également récolté des charophytes dans les Calcaires de Grilly, à savoir *Tectochara meriani* (Heer), *Sphaerochara* sp., *Rhabdochara major* Grambas et Paul. BERGER (1986) révise les flores de KISSLING mais ne mentionne pas ces charophytes du Calcaire de Grilly, mais des charophytes récoltées par KISSLING (1974) dans le sondage de Peissy dans la formation des marnes bariolées qu'il attribue aux zones de charophytes : zones à *microcera* et *ungeri*, équivalent de l'intervalle mammalien allant de MP24 à MP29 (AGUILAR *et al.*, 1997).

BERGER (1986) mentionne différents affleurements appartenant à la formation des Calcaires inférieurs, à savoir La Findreuse, Fornant (WEIDMANN 1982 et ENGESSER & HUGUENEY 1982), Manné (ENGESSER *et al.*, 1984), Orbe le Puisoir et Orbe-Signal (WEIDMANN 1984). La formation des Calcaires inférieurs comprend la zone à *H. tuberculata* (Manné, Orbe le Puisoir et Orbe-Signal) à la limite Eocène-oligocène et la zone à *S. ungeri* (La Findreuse, Fornant) équivalent de l'intervalle Wynau-Rickenbach, soit MP 27 à MP 29.

## -Calcaires d'eau douce à *Lymnea longiscata* :

JACCART (1869) : « Près du petit lac de Ter, au bord de la route du Lieu au Séchy, on remarque un petit lambeau d'un calcaire compact, blanc-jaunâtre, rempli de lignes spatiales brillantes, produites par la cassure du test de nombreuses coquilles d'eau douce, planorbes, limnées, etc. Quelques échantillons entiers et bien conservés, mais difficiles à extraire, vu la dureté de la roche, ont un aspect cristallisé et une teinte jaune d'ambre. Vers la base, le calcaire d'eau douce passe à un conglomérat ou gompholithe calcaire de peu d'épaisseur, sans fossiles, reposant lui-même sur le

calcaire urgonien supérieur. Puissance 1 à 2 m. »

Stratigraphiquement, ces calcaires se situent, d'après AUBERT (1943) qui a de nouveau examiné ces affleurements, dans le Sannoisien (Oligocène inférieur), le faciès d'eau douce du Lattorfien, pendant que Jaccart les mettait dans le Tongrien. DREYFUSS (1926) mentionne un calcaire à limnées des bassins oligocènes en Haute-Saône, qui contient cinq espèces, qui se trouvent également dans les dépôts du Lac Ter et qui correspondent au Sannoisien. Sur la présence de *Lymnaea longiscata* Brongn., les Calcaires d'eau douce de Moutier appartiennent à ce niveau, comme la Raitsche, la Gelberde (Terre Jaune) contenue dans le bassin de Delémont (WAIBEL & BURRI, 1961). Ensuite JODOT (1955) considère la possibilité que le calcaire du lac de Ter se situe dans Eocène supérieur (Ludien).

Comme localité-type, JACCART nomme l'affleurement situé à 400 m à l'ouest du Lac de Ter dans la vallée de Joux, sur la route du Lieu à Séchy (Coord. 511.85/167.500) dans le Jura vaudois.

En dehors de la localité-type mentionnée, d'autres affleurements dans le jura vaudois et neuchatelois des calcaires d'eau douce à *Lymnaea longiscata* sont connus, même dans le Jura bernois.

Fossiles : *Lymneae elongata* de Serres, *L. acuminata* Brongn., *L. longiscata* Brongn., *L. pyramidalis* Desh., *Planorbis obtusus* Sow., *Pupa* cf. *novigentiensis* Sandb., *Glandina* cf. *cordieri* Desh., *Hydrobia*.

## -Calcaires d'eau douce de Moutier :

CHOFFAT (1877) a trouvé à la Verrerie de Moutier (Jura bernois) et à « la Charrue » (Moutier) des calcaires noirs, sur les calcaires du Kimméridgien, ressemblant à un équivalent des calcaires noirs du Purbeckien, d'autant plus qu'ils contiennent des fossiles d'eau douce. GILLIERON (1897) visite à nouveau le site de la Charrue et trouve *Limnea longiscata* Brard. dans ces calcaires, et c'est pourquoi, ce calcaire, comme celui du Champ-Vuillerat (NW de Moutier), est placé dans l'Eocène supérieur. ROLLIER (1910, 1911) attribue un âge éocène au seul Calcaire du Tirage de Moutier (flanc N du synclinal) alors que le Calcaire à Hydrobies de la Verrerie (flanc sud) est daté de l'Oligocène. BAUMBERGER (1927) attribue au Stampien le Calcaire de la Verrerie qui fut également observé dans le tunnel ferroviaire du Grenchenberg, où il surmonte le Sidérolithique. ANTENEN (1973), qui a pu relever un certain nombre d'affleurements temporaires dans le secteur de la Verrerie estime que le Calcaire de la Verrerie se trouve intercalé entre un « Unteres » et un « Oberes Siderolithikum », l'inférieur étant attribué à l'Eocène et les autres à l'Oligocène.

REICHENBACHER *et al.* (1996) ont bénéficié de différents forages dans la vallée de Moutier, recoupant cette formation. Il résulte de cette étude que au flanc nord du synclinal, le Calcaire du Tirage et le Calcaire de la Charrue n'ont pas été datés avec certitude mais les rares charophytes (*Harrisichara* groupe *tuberculata*) plaident pour un âge très proche de la limite Eocène-Oligocène. Sur le flanc sud du synclinal, le Calcaire de la Verrerie a livré *Gyrogona* groupe *medicagulina* et *G.* groupe *wrighti* qui n'ont jamais été trouvées dans des terrains plus jeunes que le Rupélien, ce que confirment les otolithes par un âge Rupélien moyen à
supérieur.

En raison de leur présence dans la région de Moutier, ces dépôts ont été décrits aussi sous le terme « Süsswasserkalk von Moutier ».

-Calcaire d'eau douce d'Orbe :

SCHARDT (1880) décrit ce dépôt ainsi : « Une couche de marne blanche ou rosâtre, grésiforme, se trouve à la base du dépôt, elle paraît reposer directement sur l'Urgonien ; viennent ensuite 5 bancs de calcaires d'eau douce bitumineux, souvent très compacts et d'une dureté extrême ; ce calcaire est parfois traversé de veines spathiques ; tous les bancs sont séparés par des délits marneux ou grésiformes, et c'est précisément dans ces délits que les grains de Chara se trouvent en plus grande abondance et le mieux conservés. Le dernier banc calcaire est recouvert d'une mince couche terreuse jaune très ferrugineuse. Partout où le calcaire est en contact avec cette dernière, il est visiblement érodé. »

Après la découverte d'ogones de *Chara helicteres* Brongn. dans les marnes et de planorbes et de limnées mal conservées, SCHARDT considère ce dépôt comme Eocène, la « couche terreuse », serait Sidérolithique. CUSTER (1928) a de nouveau examiné ces affleurements, mais ne put rien ajouter ; il les considère comme Tongrien et comme un équivalent des Calcaires d'eau douce à *Lymnea longiscata* du Lac de Ter du Jura vaudois, ainsi que la Raitsche de la Terre Jaune du bassin de Delémont, dans l'Oligocène inférieur = Sannoisien.

WEIDMANN (1984) étudie le calcaire lacustre d'Orbe et mentionne à sa base des petits lamellibranches *Pisidium personatum* Malm et des charophytes, à savoir *Harrisichara tuberculata* (Lyell) Gr. et *Nitellopsis (Tectochara) aff. latispira* Feist. WEIDMANN (1984) considère le Calcaire lacustre d'Orbe comme étant de l'Eocène supérieur à l'Oligocène inférieur déduit des charophytes caractéristiques de la zone de Bembridge.

BERGER (1986) a revisé les charophytes de Schardt et les place dans la zone à *H. tuberculata*.

Comme localité-type, correspond la colline de la ville d'Orbe, 10 km SW d'Yverdon (coord. 530.5 /175.0-176.0), au pied du Jura vaudois.

La répartition de ce calcaire d'eau douce ne s'étend que dans l'anticlinal d'Orbe.

-Charruekalk

GILLERON (1887) donne la description suivante : « 1° Calcaire compact à cassure esquilleuse, d'un gris le plus souvent très clair, un peu panaché de jaune, en petits bancs à surface très raboteuse ; la base devient d'un noir bleuâtre, et les fossiles sont assez nombreux pour former une lumachelle. Epaisseur 1.30 m ; 2° Petite zone de calcaire noir et feuillets de calcaire gris, irrégulièrement mêlés de marne foncée. Beaucoup de fossiles. Epaisseur 0.10-0.20 m ; 3° calcaire compact à cassure esquilleuse, ou cristallin, jaune panaché de rouge, ou gris clair et blanchâtre. Ne paraît pas contenir de fossiles. Epaisseur 1,6 m. ; 4° Calcaire compact à cassure esquilleuse, jaune, quelquefois blanchâtre. Epaisseur 1.9 m ; 5° calcaire compact noir, se décolorant à l'air. Fossiles abondants. Epaisseur 0 à 0.1 m ».

Après la construction de la voie de chemin de fer entre Moutier et Delémont à « La Charrue », cette coupe affleurait

un peu au nord de la station de Moutier. Les calcaires d'eau douce reposent directement sur le Kimméridgien (Virgulien de Greppin), et ils étaient considérés comme Purbeckien, car dans l'ouest de la Suisse le Puberckien est une formation d'eau douce. La découverte de fossiles de *Limneus longiscatus* Brard. permet une meilleure appréciation de l'âge, Eocène supérieur, ce que les nouvelles trouvailles de JODOT (1955) semblent confirmer. Enfin, BAUMBERGER (1927) positionne le Charrue-Kalke dans l'Oligocène inférieur (Sannoisien). Les Charruekalke sont décrits avec les calcaires d'eau douce du Champ-Vuillerat (NE de Moutier) comme Süsswasserkalke von Moutier. REICHENBACHER *et al*. (1996) ne peuvent dater le Calcaire de la Charrue avec certitude mais les rares charophytes (*Harrisichara* groupe *tuberculata*) plaident pour un âge très proche de la limite Eocène-Oligocène.

La localité-type des Charruekalke se trouve à « La Charrue » dans l'entaille de la voie ferrée au nord de la station de Moutier, à la sortie sud de la cluse entre Roches et Moutier, au pied sud du Raimeux (coord. 595.810 / 237.030). La dénomination Charrue-kalke n'est plus aujourd'hui utilisée.

La répartition des Charruekalk est très locale et se situe dans la partie plongeante ouest de la « Basse Montagne » et au N et NW de Moutier.

Fossiles : *Limnaea* (Galba) longiscata ostrogallica Font., *Planorbis choffati* Mail et les charophytes *Harrisichara* gr. *tuberculata*.

-Wynauer Süsswasserkalk :

KAUFMANN (1872) : « Sur la rive droite de l'Aare, on voit à l'ouest d'Ober-Wynau un banc de calcaire d'eau douce horizontal. Cependant, il n'est atteignable que par des niveaux d'eau très bas (...) sur la rive droite, on observe le prolongement de cette couche (...) environ 100 m plus loin. ». Il s'agit des affleurements de la centrale électrique de Wynau qui n'était pas encore construite à l'époque.

La localité-type se situe à l'usine électrique de Wynau, sur la rive droite de l'Aare, LK Bl. Murgenthal, coord. 626.200 / 234.000 (fosse de construction Zentrale Wynau II).

Différents profils ont été étudiés: le long du canal en basse eau de la Centrale Wynau II, coord. 626.250 / 234.100, sur la rive droite de l'Aare au-dessous de la cantine de la centrale Wynau I, coord. 626.450 / 234.100 (dans ERNI & KELTERBORN 1948), comme le forage RB 5 de l'entreprise Colombi, Schmutz, Dorthe A. G: (MAURER *et al*. 1982), à 490 m à l'E de la centrale Wynau II.

Les lithologies sont représentées par trois bancs épais de 1.5 m à 4 m d'épaisseur de calcaire d'eau douce clair, intercalés dans des grès fragiles gris, des marnes, des argiles bigarrées et des roches silteuses (forage RB 5).

L'estimation de l'épaisseur de cette formation fluctue entre « minimum 25m » (MARTIN 1906) et environ 50 m. (HEIM & HARTMANN 1919). D'après ERNI ET KELTERBORN (1948), l'épaisseur est « plutôt de 30 m. » après les résultats du forage RB 5, l'épaisseur totale ne doit être estimée qu'à 20 m.

La position stratigraphique des Wynauer Süsswasserkalk a été discutée en premier par MARTIN (1906). D'après cet auteur, les calcaires d'eau douce de la centrale
électrique de Wynau reposent sur les « Aarwangerschichten », alors qu'ils sont, dans la forêt de Kellenboden (environ 2.5 km à l'est), recouverts par la KnauerMolasse sableuse, qui d'après KISSLING (1903) « est identique aux grès d'Aarwangen », mais MARTIN (1906) les compare avec La Molasse grise de Lausanne (Molasse lausannienne). Les « Aarwangerschichten » à la centrale électrique de Wynau ont été mises sous les Wynauer Süsswasserkalk, ce qui a engendré une interprétation erronée de la position des couches (MARTIN 1906). D'abord, HEIM & HARTMANN (1919) ont corrigé cette erreur. Heim affirme, que les Wynauer Süsswasserkalk représentent le membre le plus profond de l'USM de la région Aarwangen-Wynau, et sont recouverts par l'Aawanger Molasse concordante.

Ce que les Wynauer Süsswasserkalk recouvraient, Heim ne pouvait le savoir avec les affleurements de surface. En revanche, BAUMBERGER (1927) par un niveau d'eau très bas de l'Aare sous les Wynauerkalk à Ober-Wynau, a trouvé une typique Blättermolasse (Molasse à feuilles) micacée (Molasse alsacienne, Aarwanger Molasse). La similarité lithologique fait que BAUMBERGER corrèle les Wynauer Kalk avec les Matzendorfer Kalk de la vallée de Balsthal. Ensuite, les Wynauer Kalk se situent stratigraphiquement d'après BAUMBERGER (1927 b) à 200 m au-dessus du contact Jurassique-Molasse. Cela été mis en doute par ERNI & KELTERBORN (1948).

La connaissance des Wynauer Süsswasserkalk a été élargie par les forages les traversant en 1980 (MAURER *et al.* 1982). Au début, il semble, que les deux forages RB 4 (280 m à l'Est de la localité-type) et RB 5 (à 490 m à l'est de la localité-type) soient aussi bien identiques. La succession des couches du forage RB 5 se montre identique à celle de la localité-type. Il s'agit de trois grands horizons calcaires d'épaisseurs identiques (1.5 m à 3.5 m) qui se découpent sur 18 m. (17 m. dans le RB5).

Une série de forages a été effectuée de 1994 à 1995 par la CSD (Colombi Schmutz Dorthe AG) pour les CFF. Nous avons relevé ces forages. Deux forages RB6 / 95 et RB7 / 95 atteignent le Mésozoïque. Nous avons pu observer que les Wynauer Süsswasserkalk reposent directement sur le Mésozoïque ou sur le Sidérolithique (Bohnertz).

Fossiles et Age : ERNI & KELTERBORN (1948) : *Cepea subsulcosa* Tho. (= *Cepaea rugulosa* Ziet.), *Pomatias antiquum* Brgt., *Galba cornea* Brgt., *Planorbius cornu* Brgt., BAUMBERGER (1927) cite : *Cepaea rugulosa* Ziet., *Ericia antiqua* Brgt., *Planorbis (Coretus) cornu* Brgt., *Limnaea (Galba) cornea* Brgt. et des oogones de charophytes. BAUMBERGER conclut à un âge stampien supérieur (1927 a,1934). D'après la découverte de micromammifères, les couches de l'Aarwangermolasse appartiennent à la partie supérieure des Wynauer Süsswasserkalk dans le Stampien moyen (STEHLIN 1922). Le niveau Wynau 1 (ENGESSER & MAYO, 1987, ENGESSER 1990) appartient au niveau mammalien MP 27, se trouvant dans le Chattien (AGUILAR *et al.*, 1997). Dans les forages RB6 / 95 et RB7 / 95 de ce travail, nous avons récolté une riche flore de charophytes et une dent de mammifère (niveau RB6 / 95 12.3-12.5 m.). Les charophytes du forage RB6 / 95 et RB7 / 95 appartiennent aux zones à major et microcera, soit l'intervalle allant du Rupélien moyen jusqu'à la base du Chattien. La dent de

mammifère indiquerait un niveau mammalien MP26.

### -Süsswasserkalk von Boningen :

MARTIN 1906 : « Dans un puits au sud de la ferme de Lehen près de la salle polyvalente de Gunzgen, Dr Mühlberg a découvert dans le calcaire et marnes d'eau douce d'Aarau... des blocs de Calcaire...contenant *Helix rugulosa*, *Planorbis cornu* et *Limnaeus* ».

MARTIN (1906) met en synonymie les Süsswasserkalk von Boningen avec ceux d'Oberwynau (Wynauer Süsswasserkalk). HÜRZELER a découvert une riche faune de mammifères qui semble correspondre à celle de Wynau et de Wolfwil. D'après ERNI & KELTERBORN (1948), les Süsswasserkalk de Boningen sont légèrement plus jeunes que les Wynauerkalk et appartiennent à la partie inférieure de l'Aarwangermolasse.

La localité-type se situe à la salle polyvalente de Gunzgen, LK-B1 1108 Murgenthal, coord. 630.910 / 239.760.

Les Süsswasserkalk de Boningen contiennent les gastéropodes *Plebecula ramondi* Brgt., *Parachloraea oxystoma* Tho., *Cepaea subsulcosa* Tho, planorbes et limnées (ERNI & KELTERBORN, 1948). Sur la base des micromammifères (ENGESSER & MAYO, 1987), les Süsswasserkalk von Boningen appartiennent au niveau mammalien MP 27 Boningen, d'âge chattien (AGUILAR *et al.*, 1997).

### -Oensingerkalk :

BAUMBERGER (1927) : « complexe de couches principalement du même genre, comprenant des marnes bariolées presque plastiques (rouge, gris, vert olive) et une intercalation de calcaires d'eau douce. Nous décrivons ce calcaire d'eau douce comme le calcaire d'eau douce inférieur ou le calcaire d'Oensingen. Sur ce calcaire, se trouve une épaisseur significative de Glimmermolasse stampienne ».

A Oensingen, BAUMBERGER a rencontré, grâce aux travaux de terrassement de l'été 1916, au pied de la Ravellenfluh, sur les argiles à pisolithes de fer, la formation stampienne suivante d'une épaisseur de 7 m 65 : 1- marnes friables (3,20 m) gris-vert, grises vers le haut ; 2- calcaire d'eau douce (2.5 m), gris cendre, sonores, avec les fossiles : *Planorbis cornu*, *Cepaea rugulosa* ; 3- marnes grises friables (1.25m) ; 4- calcaire d'eau douce comme le niveau 2 (0.5-0.6 m) ; 5- marnes brun-chocolat (0.10 m) ; 6- marnes vert-olive avec des concrétions calcaires (1.20 m) ; 7- calcaire d'eau douce comme les niveaux 2 et 4 (0.45 m) ; 8- marnes vertes sableuses (1.25 m).

BAUMBERGER place les Oensingerkalke à la base de la Molasse stampienne, appartenant au Chattien.

La localité-type des « Oensingerkalke » se trouve au bord du chemin à l'ouest du point 508 (Butten sur Oensingen), coord. 620.950 / 238.05. Le nom du calcaire est dû au village d'Oensingen (environ 16 km au NE de Soleure).

Les fossiles récoltés sont : *Plebecula ramondi* Brgt., *Cepaea rugulosa* Zieten, *Ericia antiqua* Brgt., *Amnicola helicella* Sandb., *Melania escheri* var. *costata* Kl., *Limnaea (Radix) subovata* Hartm., *L. (Radix) subbullata* Sandb., *L. pachygaster* Tho, *Planorbis (Coretus) cornu* Brgt., *Planorbis cornu* Brgt var. *solidus* Tho., *Pl. (Gyraulus) declivis* A. Br., *Pl. (Gyraulus) dealbatus* Sandb., *Oxychilus subcellarium* Tho. (syn. *Helix impressa* Sandb.), *Canariella lapicidella*
Tho., *C. massiliensis* Math., *Theodoxia ferrusaci* mayer, *Parachlorea oxystoma* Tho., oogones de Charophytes.

MAYO (1980) positionne les Oensingerkalk directement sur le Mésozoïque et c'est pour cela que je les rapproche des calcaires inférieurs plutôt que de la Molasse alsacienne. Les Oensingerkalk sont donc mis dans les Calcaires inférieurs tandis que le niveau des Matzendorfkalk est mis dans la Molasse alsacienne car ce niveau est une intercalation lacustre dans la Molasse alsacienne. MAYO (1980) date les Oesingerkalk du niveau mammalien MP 26.

## 1-3-Le Groupe des Gompholithes & Conglomérats :

### 1-3-1-Définition :

J'ai regroupé sous le terme Gompholithes et Conglomérats, les conglomérats fluviatiles et marins. Ces faciès semblent souvent représenter des environnements côtiers. Il faut mentionner que beaucoup de conglomérats situés dans les synclinaux nordiques ont été mis dans le Groupe des Meeressand (FISCHER 1965 a).

### 1-3-2-Position stratigraphique :

Les Gompholithes et Conglomérats reposent directement sur le Mésozoïque ou sur le Sidérolithique.

### 1-3-3-Age :

L'âge des Gompholithes et Conglomérats est assez difficile à estimer. Dans ce travail, le forage de l'Etang dans le synclinal Bressaucourt-Porrentruy montre que les Conglomérats de Porrentruy sont surmontés par les Septarienton qui ont été datés, dans un proche affleurement, par nannofossiles NP21. A Develier, un affleurement conglomératique a été daté par la présence de charophytes, appartenant à la zone à *Harrisichra gr. tuberculata*, soit du sommet du Priabonien à la base du Rupélien. Cependant, dans les synclinaux du nord du Jura, les conglomérats de base sont souvent rattachés à la formation des Meeressand (FISCHER, 1965 a). Dans l'état actuel des connaissances, la formation des Gompholithes et Conglomérats est considérée comme correspondant à la fin de la zone à charophytes *Harrisichra gr. tuberculata* jusqu'à la fin du niveau nannoplanctonique NP 21.

### 1-3-4-Formations placées dans le Groupe des Gompholithes et Conglomérats :

#### -Conglomérat de Porrentruy :

Dans un couloir, creusé dans le Malm, dans une direction NE-SW, passant par Bressaucourt, Porrentruy et Coeuve vers Réchésy, reposent des restes de conglomérats d'eau douce, contenant du Bolus et des pisolithes de fer remaniés, et plus vieux que le Rupélien marin, appartenant sans doute au Sannoisien (SCHNEIDER 1960). Le couloir s'ouvre dans le « Système de Bourogne » (Sannoisien supérieur) du golfe de Montbéliard, une formation côtière du bassin salifère de Wittelheimer. A l'opposé de la Gompholithe d'Ajoie (Rupélien), qui lui était attribué avant, cette formation n'est pas marine. Ces éléments proviennent

exclusivement du Malm, en grande partie du Kimméridgien, ces blocs de Malm du soubassement allant du mètre cube aux petits galets ; ceux-ci sont bien arrondis, la plupart non triés, non liés en dehors de dépôt isolé. La formation finement clastique passe progressivement à des calcaires d'eau douce (Laubscher, 1963).

Nous avons levé des coupes au sud-ouest de Porrentruy, près de Bressaucourt (coord. 571.3 / 250.35) et à l'Oiselier (coord. 571.60 / 250.40). La première coupe a montré que cette formation contient à la fois des ostracodes continentaux et des foraminifères. Cette formation n'est peut-être pas strictement continentale et pourrait constituer un faciès côtier.

Le cadastre des gisements de mammifères fossiles du Musée de Bâle indique à Porrentruy (571.620 / 250.560) à l'Oiselier la découverte d'un *Aceratherium*.

#### -Gompholithe d'Ajoie

ROLLIER (1893) : « A côté de quelques roches énigmatiques (galets de brèches), tous les galets de la gompholithe sont portlandiens et kimméridiens. Les caractères de la gompholithe sont outre des impressions sur les galets, et des éraillures sur des sertissages de grains de fer et de quartz ».

D'après LINIGER (1925), cette gompholithe est découverte à Develier, faite uniquement de galets kimméridiens, à l'exception d'un galet de calcaire de Vérènes (Séquanien supérieur). La Gelberde remaniée (Oligocène inférieur, Sannoisien) est présente sous forme de particules qui colorent les couches en jaune. Ensuite, BIRKHAÜSER (1925) montre que ce fan alluvial dans les environs d'Undervelier a la même composition que le conglomérat éocène (Calcaire de Daubrée). Ces éléments appartiennent au Malm et atteignent une grosseur de 10 cm ; de plus des pisolithes de fer sont remaniés, et, plus loin, des blocs de Bohnertzkonglomerat sont trouvés. La gompholithe d'Ajoie se distingue très clairement du Bohnerzkonglomerat par sa cohésion plus faible entre ses éléments ». A Bressaucourt, les blocs sont par endroits perforés par des Pholades.

La position stratigraphique de ce dépôt s'observe à la sortie sud des Gorges du Pichoux, où la Gompholithe d'Ajoie érode le Bohnertzkonglomerat ; les blocs eux-mêmes constituant la base du Stampien. Le versant présente de la Molasse Alsacienne, qui appartient au Chattien. La formation conglomératique a été mise par GREPPIN dans l'Eocène, alors que Rollier l'a mise ensuite dans les Nagelfluh d'Ajoie de l'Oligocène moyen ; puis elle est enfin placée par BAUMBERGER (1934) dans le Rupélien. L'épaisseur de la Gompholithe d'Ajoie est d'environ 40 m à Châtelat.

Aucune localité-type n'a été nommée. Le nom provient de la région d'Ajoie = Elsgau = environs de Porrentruy. La dénomination Gompholithe d'Ajoie est encore usitée.

Comme répartition régionale, on considère le bassin central de Delémont (Develier-Châtillon), les environs d'Undervelier, les gorges du Pichoux, la vallée de Bellelay, la vallée de Châtelat-Sornetan (Petit Val) et la vallée de Tavannes-Tramelan. HUG (1996) mentionne très brièvement un affleurement au sud des gorges du Pichoux, composé d'un conglomérat qu'il estime de l'Eocène.
-Kalkarenite von Oltingue :

La Calcarénite d'Oltingue de couleur brun clair possède dans la plupart des cas une granulométrie fine. Cette roche dure, bien cimentée présente un contenu changeant de débris de quartz et de grains de glauconie. De rares horizons de marnes sont intercalés dans les bancs de conglomérats.

La Calcarénite d'Oltingue contient des foraminifères (Textulariés, Miliolidés, Discorbidés et Globigérines) (FISCHER 1965 a), ainsi que divers restes alguaires et de petits gastéropodes ; dans les marnes, les ostracodes saumâtres sont fréquents (FISCHER 1965 b).

Cette formation se situe au sud-ouest du fossé rhénan à l'ouest de la ville d'Oltingue en France. FISCHER (1965 a) date cette formation à la base du Sannoisien.

## 1-4-Le Groupe des Meeressand & Calcaires marins :

### 1-4-1-Définition :

J'ai rassemblé sous le terme Meeressand et Calcaires marins, les formations composées de grès calcaires et de conglomérats, ainsi que les calcaires marins d'Ajoie.

### 1-4-2-Position stratigraphique :

Les Meeressand et les Calcaires reposent sur le Mésozoïque ou le Sidérolithique.

### 1-4-3-Age :

Malgré une riche faune de foraminifères dans les Meeressand, aucune datation précise n'a été publiée. Les Meeressand et les Calcaires marins sont estimés du Rupélien. La faune de mammifères de Kleinblauen a permis de dater cet affleurement au niveau mammalien MP 22 (BECKER, 2002). Si l'on considère que les Meeressands et Calcaires marins sont les faciès côtiers des Septarienton, on peut extrapoler que

<figure><img src="image_10.png" /><figcaption>Fig.II-3: Position stratigraphique des Meeressand et Calcaires marins</figcaption></figure>
l'âge des Meeressand est le même que celui des Septarienton,
soit l'intervalle basé sur les zones de nannofossiles NP 21 à
la base de NP 25 (fig.II-3).

1-4-4-Formations placées dans le Groupe des Meeressand et Calcaires marins :

-Meeressand :

Les « Meeressand » sont composés de grès calcaire et de conglomérats (jusqu’à 40 m.). Les principaux affleurements se situent le long de la chaîne du Landskron, de la montagne de Witterswiler à la cluse inférieure, plus loin du flanc sud de Blauen descendant de façon raide et sur le plateau de Chleinblauen-Nenzlingen et le long de la flexure du fossé rhénan entre Schloss Pfeffingen, la montagne de Dornach jusqu’au NNE d’Arlesheim (BITTERLI-BRUNNER et al., 1988), dans le bassin de Delémont, à Develier, Recolaine et à l’ouest de Delémont.

Avec la dénomination « Meeressand », les dépôts côtiers se situent, le long de la flexure avec le fossé rhénan, discordant sur les niveaux différents du Malm transgressés. A cela, correspondent des conglomérats de ressac, qui sont souvent liés avec la couche du dessous de Malm calcaire, traversés ici et là par des Pholades et ils contiennent parfois des huîtres comme à Develier. La répartition des dépôts s'observe par exemple le long de la crête au SW de la ruine de Dorneck (HERZOG, 1956) ou avec un conglomérat basal sur la montagne de Dornach au nord du virage au point 460 (coord. 614.15 / 258.00). Au « Meeressand », correspondent des sables quartzeux fins, parfois des conglomérats durs et des grès calcaires, des sables calcaires orange-jaune et différentes marnes sableuses de différentes couleurs (BITTERLI, 1987).

Ici et là, la série est plutôt fossilifère, mais aucun lieu de récolte n'est ouvert pour le moment. Même le profil connu, de 14 m. de Meeressand dans la carrière de Chleinblauen ne montre plus grand chose (Description et liste de fossiles : BITTERLI 1945). Comme typiques représentants, on peut citer : *Glycimeris obovata* (Lam.) (= »Pectunculus «), *Ostrea callifera* Lam., différents genres de *Cardium* et *Meretrix*, beaucoup de gastéropodes, dents de requins, restes osseux d'*Halitherium* ainsi que des foraminifères (Miliolidés, Planorbulinés, Globigérines...etc). Le cadastre des gisements de mammifères fossiles du Musée de Bâle indique une riche faune de mammifères à Kleinblauen (coord. 607.950 / 255.850) : *Anthracotherium* cf. *bumbachense*, *Engelodon* sp., *Plagiolophus javali*, *Engyodon osborni*, *Aceratherium filholi* et *Halitherium schinzi*. Le mammifère le plus répandu dans les Meeressand est *Halitherium schinzi* (Lörrach (coord. 617.150 / 272.960), Stetten / Obermatt (coord. 617.370 / 272.140), Dornach (coord. 613.330 / 257.900 et 613.800 / 258.125), Nenzlingen (coord. 608.180 / 256.150), Pfeffingen (coord. 611.700 / 255.880), Aesch (coord. 612.215 / 256.925), Courgenay (576.825 / 249.000), Rödersdorf (coord. 594.350 / 258.650). Les Rhinocerotoidae de Kleinblauen (ou Chleinblauen) ont été révisés par BECKER (2002). Il mentionne *Ronzotherium filholi*, *Epiaceratherium* sp., *Epiaceratherium magnum* et *Eggysodon osborni*. Ils indiquent un niveau mammalien MP 22.

Le cadastre des gisements de mammifères fossiles du
Musée de Bâle indique des mammifères à Bressaucourt (coord.

569.550 / 248.200) dans le « conglomérat des Meeressands »,
à savoir *Aceratherium filholi* et *Cadurcotherium cayluxi*, des
mammifères dans les « Meeressand avec des conglomérats »
de Delémont (coord. 591.800 / 245.800) à savoir un
Rhinocerothidae. BECKER (2002) a revisé les Rhinocerotoidea
et *Aceratherium filholi* est devenu *Ronzotherium filholi*.

-Brislacherkalk :

KISSLING (1896) : « grès calcaires légèrement rouge brun, durs, de 0.5 m d'épaisseur, très riches en fossiles ». Il se trouve sur le calcaire jurassique, perforé par des phollades et il est recouvert par les marnes jaune clair contenant *Lucina heberti* Desh. et des sables blancs fossilifères. Les Brislacherkalk ont été mis par Kissling dans le « Meersand » (Rupélien). Des grès calcaires en même position stratigraphique, se trouvent dans l'entaille de la voie de chemin de fer de Courgenay, au tunnel de La Croix ; à cet endroit, le grès calcaire est en partie conglomératique, atteignant une épaisseur de 1.5 m.

Pour localité-type des Brislacherkalk, KISSLING mentionne un affleurement à peine visible, un peu au nord du village de Brislach, sur un chemin vicinal, celui qui conduit au « äussern Feld », entre les courbes de niveau 400 et 410 (coord. 607.950 / 252.650). La dénomination « Brislacherkalk », qui provient de l'agglomération de Brislach et de la formation calcaire des Meeressand, n'est plus aujourd'hui utilisée.

La répartition des « Brislacherkalk» se situe dans
le Jura bernois au nord du Mont Terry (Ajoie) et dans les
localités de Bressaucourt et de Courgenay, comme dans les
environs de Brislach dans le bassin de Laufen.

KISSLING a découvert dans les grès calcaires les fossiles suivants : *Chrysophrys* sp., *Lamna cuspida* Ag., *Ceritium dentalum* Dfr., *C. lamarcki* Brongn., *Natica achatensis* de Kon., *N. crassatina* Desh., *Panopaea heberti* Bosq., *Corbula henckeli* Nyst., *Thracia elongata* Sandb., *Th. Speyeri* v. Koenen, *Tellina nysti* Desh., *Psammobia fischeri* Heb. & Renev., *Cytherea incrassata* Sow, *C. splendica* Merian, *Cardium scobinula* Merian, *Lucina tenuistria* Heb., *L. thierense* Desh., *Leda gracilis* Desh., *Pectunculus obovatus* Lam., *Arca sandbergeri* Desh., *Pecten pictus* Goldf., *P. decussatus* Münster.

-Calcaires à Cérithes d'Ajoie, Cerithiumkalk von Porrentruy,
Elsgauer Cerithiumkalk :

ROLLIER (1898) : « Le calcaire tongrien mérite bien son nom de calcaire à Cérithes, parce qu'il est littéralement pétri de moules, avec négatifs dans la roche, du *Cerithium lamarcki* Brongt. C'est un calcaire grenu, un peu sableux. »

Ce calcaire prend la même position stratigraphique
que les Brislacherkalk et appartient à la base des Meeressand,
donc du Rupélien. A Friégiécourt, ce calcaire, d'un mètre
d'épaisseur recouvrant le calcaire kimméridgien, est
recouvert par une gompholithe compacte.

ROLLIER ne décrit aucune véritable localité-type,
cependant l'affleurement de la sortie ouest de Friégécourt (10
km à l'est de Porrentruy), sur la route vers Pleujouse (coord.
582.300 / 251.320) est connu, car là le calcaire contient des
Cerithes.

Une autre affleurement se trouve à 5 km au SE de
Porrentry dans une entaille de la voie de chemin de fer à la sortie nord du tunnel de La Croix à Courtemautry. Dans le bassin de Delémont, LINIGER (1925) mentionne ce calcaire à la sortie NE du village de Develier-dessous (3.5 km à l'ouest de Délemont). Ceux décrits par KISSLING (1896) comme Calcaires de Brislach, ont été décrits par ROLLIER (1910) comme Calcaire à Cérithes d'Ajoie.

Comme fossiles, ROLLIER ne cite que *Pectunculus obovatus* Lam., *Cerithium lamarcki* Brgt., et *Ostrea callifera* Lam..

### -Calcaire grossier

ROLLIER (1898) décrit ce dépôt : « Ces bancs sont peu fossilifères (*Pectunculus obovatus* Lam., *Cerithium lamarcki* Brgt.). C'est un calcaire grenu, un peu sableux, passant vers la base à une gompholithe moins grossière qu'à Bressaucourt ».

ROLLIER met cet affleurement dans le Tongrien (Stampien), à savoir dans les « Meeressand » (Rupélien), équivalent des « Brislacherkalk» de KISSLING, également des Elsgauer Cerithienkalk (Calcaires à Cérithes d'Ajoie) de ROLLIER (1898).

Comme localité-type pour les « Calcaires grossiers », L. ROLLIER mentionne l'entaille de la voie de chemin de fer à la sortie nord du tunnel de La Croix à Courtemautruy (coord. 576.750 / 249.100), environ à 3.5 km au nord de Sainte-Ursanne. La dénomination « Calcaire grossier » est aujourd'hui à peine employée.

La répartition de ce calcaire se situe dans le Jura bernois du Mont Terry (Ajoie) et aussi dans les localités Courgenay-Courtemautruy, Bressaucourt et Frégiécourt-Pleujouse.

## 1-5-Le Groupe des Septarienton

### 1-5-1-Définition :

J'ai placé sous la dénomination Septarienton, tous les sédiments de nature marneuse ou argileuse, de

couleur bleu à brun, marins contenant le plus souvent des foraminifères. Cependant, aucun *Septaria* n'a été récolté dans les Septarienton dans le Jura. Les Foraminiferenmergel, dénomination la plus descriptive des roches du Jura, est utilisée dans le fossé rhénan et je ne l'utiliserai donc pas. Les Septarienton constituent un faciès de bassin, équivalent latéral des Meeressand, faciès côtier. La lithostratigraphie développée par FISCHER (1965 a), des synclinaux du Jura au fossé rhénan, est la suivante : il n'y aurait dans le Jura que des Septarienton, partie sommitale de la série aussi appelée Meletta-Schichten, comprenant à la base de la série les Foraminiferenmergel (parties inférieure et supérieure), puis les Fischschiefer appelés également Amphisyle-Schiefer ou Schistes à poissons. Les parties inférieures ne seraient enregistrées qu'au nord de Brislach. Dans ce travail, je maintiendrai le découpage de la série argileuse marine selon FISCHER (1965 a) car je ne possède pas assez d'informations concernant les formations de la base de la série marine argileuse. Cependant, il s'avère difficile d'attribuer un nom de formation à des argiles bleues uniquement sur leur contenu avec plus ou moins de foraminifères, ou plus ou moins d'écailles de poissons. Une étude du sud-rhénan, un peu plus au nord de mon champ d'investigation, devrait confirmer ou infirmer les conclusions de FISCHER (1965 a) et voir si la volonté de reprendre les dénominations du bassin de Mayence n'a pas faussé les résultats (fig.II-4).

### 1-5-2-Position stratigraphique :

Les Septarienton reposent directement sur le Mésozoïque, le Sidérolithique, les Calcaires Inférieurs et Terres Jaunes, les Gompholithes et Conglomérats et les Meeressand-Calcaires marins.

### 1-5-3-Age :

D'après FISCHER (1965 a), les Septarienton seraient Eocène supérieur-Oligocène d'après les foraminifères. Le sommet des Septarienton a été daté des niveaux à nannofossiles NP 24-NP 25 à Courgenay (BERGER, 1992 et

<figure><img src="image_11.png" /><figcaption>**Fig.II-4:** Découpage de la série marine argileuse dans le Fossé rhénan et les synclinaux au nord de Delémont</figcaption></figure>
<figure><img src="image_12.png" /><figcaption>Fig.II-5: Position stratigraphique des Septarienton</figcaption></figure>

WEIDMANN, comm. écrit.). Dans le synclinal de Delémont, les Septarienton ont été datés par CLÉMENT (1998) et CLÉMENT & BERGER (1999) du début de l'Oligocène (l'intervalle mammalien MP 23-MP 24, la zone à charophytes major à ungeri et l'intervalle de nannofossiles NP 23-24). Dans le fossé rhénan, la série argileuse (Foraminiferenmergel-Fisch-Schiefer et Septarienton) a été datée des niveaux à nannofossiles NP 23 et NP 24 (HUBER, 1994).

Dans ce travail, des analyses sur les Septarienton de Laufen montrent un âge beaucoup plus vieux, soit NP 21-NP 22 déduit des nannofossiles, NP22 déduit de la palynologie. A Bressaucourt, les sédiments de la coupe Bressaucourt ont un âge NP 21 déduit des nannofossiles

Ainsi la formation des Septarienton se dépose durant l'intervalle allant de la fin du niveau NP 21 jusqu'à la base de NP 25 (fig.II-5)

### 1-5-4-Formations de la série argileuse marine :

-Foraminiferenmergel :

Dans le sud du fossé rhénan, la série marneuse apparaît rarement à la surface. D'une puissance de 10 m., cette formation a été signalée lors de la création d'un chemin

au NNE de Metzerlen. Probablement, elle a été extraite lors du recaptage de la source de la Croix (Kreuzquelle) à Hoffstetten (BITTERLI-BRUNNER *et al.* 1988).

Les Foraminifermergel sont l'équivalent latéral éloigné de la côte des « Meeressand » (FISCHER 1965).

Les marnes argileuses, claires, gris-bleu à gris-jaune, contiennent une faune riche de foraminifères (plutôt de grande taille dans la partie inférieure, et devenant plus petite vers le haut) et des écailles et éléments de squelette de poissons (FISCHER 1965).

-Meletta Schichten

D'après (BITTERLI-BRUNNER *et al.* 1988), les Melletta-Schichten seraient l'équivalent des Septarienton et des Blauer Letten, d'une puissance, dans le sud rhénan, jusqu'à 350 m.

Cette formation se situe dans tout le domaine du fossé rhénan, soit en surface (Birsigtal, inclus les hauteurs d'Oberwiler, jusqu'au bord du Graben entre Leymen et Aesch, quelques affleurements à Hoffstetten), soit en forages profonds (à l'ouest de la zone de rupture d'Allschwill.)

La succession épaisse et monotone de marnes argileuses laminées, contenant du mica, gris-bleu se trouve le plus souvent dans des affleurements artificiels. Comme on
pouvait l'observer avant dans la grande marnière d'Allschwil (bord nord de la feuille), dans la partie supérieure des Meletta-Schichten, la fraction sableuse croissante est remarquable. Les couches sableuses contiennent de temps en temps des nodules durs contenant du calcaire, dans lesquels on trouve des restes de plantes. Ces marnières sont aujourd'hui en partie rebouchées. Les Meletta-Schichten sont observées en forages, dans les fosses de construction et dans une marnière abandonnée à l'ouest d'Oberwil (Ziegelhof-Bottenlohn-Bielhübel-Biel).

Certains affleurements des Meletta Schichten sont riches en fossiles : en dehors de nombreuses écailles de *Clupea*, on trouve aussi des poissons entiers et des insectes (HESS & WEILER 1955), ensuite des gastéropodes de petite taille, des cyrènes et des oursins. La microfaune est représentée par des foraminifères (dans la partie supérieure avec de nombreuses formes dominantes de l'Eocène marin) et des ostracodes ; les nannofossiles calcaires sont également fréquents (FISCHER 1965 a). FISCHER (1965 a) date cette formation du Rupélien.

### -Blauer Letten :

GUTZWILER (1890) donne la description suivante : « La roche ne ressemble pas toujours à une argile bleu uniforme, mais souvent comme un grès gris.... Du sulfure de fer est souvent observé dans les « Letten » comme dans les grès à la surface. Les Blauen Letten deviennent de couleur gris-beige lorsqu'elles sont altérées par l'air ou l'eau. Dans les « Letten » grasses et étanches, seule une petite couche superficielle sera altérée, mais lorsqu'elle est plus sableuse, moins étanche, le changement de couleur pénétrera plus profondément».

Sur la position stratigraphique des Blauer Letten dans l'Oligocène, des incertitudes règnent. GREPPIN (1867) les considère comme un faciès des « Meeressand » (Rupélien inférieur) et met les Cyrenenmergel à la base du Chattien. Les Blauer Letten reposent au-dessus du Meeressand et sont recouvertes par les Cyrenenmergel. Elles prennent alors la position des Septarienton (Rupélien supérieur) du bassin de Mainz et sont mises dans le Rupélien, c'est pourquoi elles s'appellent « Rupelton ». L'épaisseur de cette formation est importante, elle est mesurée dans les environs de Bâle, à 157 m d'épaisseur dans le forage d'Allschwil (SCHMIDT *et al.*, 1924), pendant que plus au nord, dans le nord de l'Alsace elle atteint 200 m.

En général, les environs de Bâle montrent deux parties des Blauer Letten.

A-La partie inférieure : les Fischschiefer ou les Amphisyle-Schiefer. Elles sont finement feuilletées, bitumineuses, facilement délitables ou très compactes collées l'une à l'autre, couches en plaques de couleur gris à gris foncé. Elles sont riches en foraminifères et en restes de poissons. Ces restes de poissons ont pu être déterminées comme étant du genre *Amphisyle*. Dans le nord de l'Alsace, l'épaisseur est estimée à 20 m.

B-La partie supérieure : Melettaschiefer. C'est une partie beaucoup plus puissante. La roche ressemble à une marne gris foncé, avec quelques passées sableuses. Les fossiles sont rares. Souvent, des écailles de poissons peu fréquentes, de rares squelettes du genre *Meletta* et d'autres espèces

de poissons ont été récoltés (HESS & WEILER, 1955). Plus haut, les Melettaschiefer passent progressivement aux Cyrenenmergel. Des grès sous forme de nodules, des sables argileux alternent avec des marnes argileuses bleu-gris. Les nodules gréseux, situés aussi à la limite entre les Septarienton et des Cyrenenmergel, contiennent ça et là de nombreuses feuilles (GUTZWILLER, 1890). BAUMBERGER (1928) nomme ce complexe sableux « Allschwiler Sande ».

On peut remarquer également que KOCH (1923) est d'avis, après résultats de ses recherches dans le bassin tertiaire de Laufen, que les « Fischschiefer » doivent être examinés comme l'équivalent synchrone de la partie supérieure des « Meeressand ». LINIGER (1925) parallèlise, dans le bassin de Delémont, sur la base des récoltes de fossiles, les marnes et argiles bleues (Blauer Letten) des Septarienton avec les « Schleichsanden » (partie supérieure des Meeressand) du bassin de Mainz.

La localité-type pour les « Blauer Letten » est la marnière d'Allschwil de Bâle.

Les « Blauer Letten » ont une grande répartition dans le fossé du Rhin, presque dans tous les environs de Bâle, recouverts par une couverture plus ou moins épaisse. Ensuite, nous les rencontrons dans le Birsigtal et le Birstal, comme dans les bassins tertiaires de Laufen (Saalfeld) et de Délemont.

### -Septarienton :

Cette formation est considérée comme l'équivalent des Meletta-Schichten (Bitterli-Brunner *et al.* 1988). Une brève description est donnée par FISCHER (1965 b) : « Equivalente des Meletta-Schichten, d'une épaisseur maximale de 150 m, cette succession épaisse est composée de marnes argileuses grises contenant du mica. Dans la partie supérieure des Septarienton, il y a de plus en plus d'apports alluviaux (début de la Molasseschüttung = cônes alluviaux provenant du sud). Les Separienton contiennent, de façon variable, des foraminifères, des ostracodes et des nannofossiles. Dans la partie supérieure, on trouve de nombreux petits gastéropodes, des cyrènes juvéniles, des oursins et des foraminifères et des nannofossiles remaniés (provenant du Crétacé supérieur et de l'Eocène des Alpes).

### -Fischschiefer (Amphysile Schiefer) :

Les Fischschiefer, d'une puissance de 10 m, sont l'équivalent des Schistes à poissons et des Amphisyle-Schiefer. Affleurant dans les fosses de construction à Witterswil, Hofstetten et Ettingen et autour du Château de Pfeffingen (VONDERSCHMITT 1941), les Fischschiefer ont été traversés dans les forages d'Allswil, Neuwiler, Leymen et Witterswil.

Les argiles marneuses, finement fissibles, en couches fines, brun-gris à gris foncé, qui contiennent un peu de mica et qui sont légèrement bitumineuses, contiennent des foraminifères (Rotalidés, Bolivines, Nonionidés...) et des écailles de poissons nombreuses. Parfois on trouve des squelettes de poissons entiers. (BITTERLI-BRUNNER *et al.* 1988).
# 1-6- Le Groupe de la Molasse alsacienne:

## 1-6-1-Définition :

J'ai rassemblé sous la dénomination Molasse alsacienne les dépôts micacés avec des intercalations de marnes et de calcaires. Le terme de Molasse alsacienne a été utilisé abusivement, désignant des dépôts micacés continentaux contenant des feuilles. Or des dépôts saumâtres ayant la même nature ont été mis sous cette dénomination. Pour éviter des confusions, je distingue deux ensembles :

La Molasse alsacienne s.s. située dans les synclinaux au sud de celui de Delémont, caractérisée par des dépôts micacés continentaux fluviatiles avec des intercalations lacustres.

Le deuxième ensemble : la Molasse alsacienne s.l. située au nord du synclinal de Delémont est constituée à la base des Cyrenenmergel, puis du Cyathula bank et enfin de la Molasse alsacienne supérieure, l'ensemble étant des dépôts micacés saumâtres devenant progressivement continental. La succession dans le synclinal de Delémont, bien que proche de celle des synclinaux du nord et du fossé rhénan, est différente (fig.II-6). La série commence par des dépôts saumâtres à huîtres, les Cyathulamergel dont le faciès ressemble à celui

des Cyrenenmergel du nord, puis passe aux Marnes noires (les Bunte und Schwartze Mergel de LINIGER 1925) et se poursuit par la Molasse alsacienne supérieure. CLÉMENT & BERGER (1999) ont montré que ces dépôts continentaux sont en interfingering avec les dépôts marins, rendant complexe la compréhension des unités lithostratigraphiques, ces dépôts délimitant une ligne de côte fluctuante.

## 1-6-2-Position stratigraphique :

La Molasse alsacienne s.l. recouvre le Mésozoïque, le Sidérolithique, les Calcaires inférieurs et Terres Jaunes, les Meeressand et les Septarienton. La Molasse alsacienne s.s. recouvre le Mésozoïque, le Sidérolithique, les Calcaires inférieurs. Il faut noter que de nombreux niveaux calcaires, mis dans les calcaires inférieurs par d'anciens auteurs, sont rapportés à la Molasse alsacienne car ils s'y trouvent intercalés. La Molasse alsacienne est recouverte par les Calcaires delémontiens.

## 1-6-3-Age :

Molasse alsacienne s.s. :

La Molasse alsacienne de Moutier a été datée par des charophytes caractéristiques des zones à major et

<figure><img src="image_13.png" /><figcaption>Fig.II-6: Découpage de la Molasse alsacienne en fonction de sa position dans les différents synclinaux et datation des différentes sous-unités.</figcaption></figure>
microcera (REICHENBACHER et al., 1996) soit du Rupélien supérieur au Chattien basal. FAVRE (1998) date la Molasse alsacienne du synclinal de Tavannes par charophytes et elles correspondent à la zone à ungeri et éventuellement notata. PFIRTER (1997) signale une faune de mammifères à Moutier, qui date la Molasse alsacienne du niveau MP 27. Dans le synclinal de Mümliswil, prolongement à l'est du synclinal de Tavannes, MAYO (1980) date la Molasse alsacienne du niveau mammalien MP 26. La Molasse alsacienne du synclinal de Soulce serait datée par l'intervalle mammalien MP 22-MP 28 (BRUNET & SUDRE, 1987). La molasse alsacienne (Aarwanger Molasse) de la région de Wynau a été datée à l'intervalle mammalien MP 27-MP 29 (ENGESSER & MAYO, 1987).

Dans ce travail, la Molasse alsacienne s.s. du synclinal de Tavannes a été datée des zones à charophytes ungeri ou notata. Dans le synclinal de Moutier, la coupe de Moutier Belprahon indique les zones à charophytes major et microcera, et la coupe Viaduc Moutier indique un âge correspondant aux zones de charophytes, major ou microcera et atteignant la zone à ungeri.

Molasse alsacienne s.l. :

CLÉMENT (1998) et CLÉMENT & BERGER (1999) datent la Molasse alsacienne du bassin de Delémont et

proposent l'intervalle mammalien MP 23- MP 26. Des dents de micromammifères ont été récoltées dans les dépôts de Dornachbrugg dans la Molasse alsacienne s.l. du fossé rhénan (ENGESSER & MAYO, 1987) et appartiennent au niveau mammalien MP 22. Dans le bassin de Delémont, dans la partie à l'ouest, la coupe du Mont Russelin levée par Weidmann a fourni une dent de *Pseudocricetodon* sp., qui pourrait indiquer un âge MP23-MP24 (WEIDMANN, comm. écrit.). La section paléontologique du Jura a récolté des dents d'un Théridomorphe primitif (en cours de détermination) à la Beuchille (synclinal de Delémont) indiquant un niveau mammalien MP24-MP25. Toujours à Delémont, une dent appartenant à *?Archeomys* sp., récoltée dans la Molasse alsacienne du forage Del 1 (ou S1 chez CLÉMENT 1998) indiquerait un âge MP27-MP29 (WEIDMANN, comm. écrit.). Enfin dans le synclinal de Courgenay, le forage POT63 montre la Molasse alsacienne qui surmonte les Septarienton datés NP24 à la base NP 25. La Molasse alsacienne est y donc post NP 24-NP 25 (BERGER, 1992) (fig.II-6 ; fig. II-7).

Dans ce travail, une datation par nannofossiles a été réalisée sur les dépôts de Dornachbrugg dans la Molasse alsacienne. Elle indique un niveau nannoplanctonique NP 21 déduit de l'étude des nannofossiles et NP 22 déduit de

<figure><img src="image_14.png" /><figcaption>Fig.II-7: Position stratigraphique de la Molasse alsacienne</figcaption></figure>
l'analyse palynologique.

Ainsi, la Molasse alsacienne dans son ensemble se dépose dans l'intervalle allant de MP22 à MP 29. Les diverses datations de la Molasse alsacienne ont permis de voir les différentes relations entre les sous-unités de cette formation et les différentes zones de synclinaux (fig.II-6).

### 1-6-4-Formations mises dans le Groupe de la Molasse alsacienne:

**-Molasse alsacienne :**

ROLLIER (1893b) : « La molasse alsacienne est bien caractérisée minéralogiquement par des paillettes de muscovite, très nombreuses et souvent très grandes (1-2 mm²). On n'y trouve guère en fait de fossiles que des empreintes de plantes (Cinnamomum) ».

ROLLIER propose de nommer la Molasse à feuilles, qui se trouve sous les dépôts délemontiens, Molasse alsacienne (Elsässermolasse), que l'on rencontre partout sur le bord du bassin d'Alsace (Oberrhein). Cette proposition a trouvé une approbation, ROLLIER (1893b) donne l'âge de la Molasse alsacienne comme Aquitanien.

En 1910, ROLLIER modifie sa position, à savoir que la Molasse alsacienne est d'âge stampien ; ensuite il réserve le nom de Molasse alsacienne pour le complexe situé sous les marnes noires à *Helix rugulosa*, alors que le complexe supérieur désigné par lui comme « Molasse delémontienne » ou aquitanienne atteint l'Aquitanien.

LINIGER (1925) divise la Molasse alsacienne dans le bassin de Delémont en une Molasse alsacienne inférieure située sous des marnes noires, et la Molasse alsacienne supérieure située au dessus des marnes noires. Liniger décrit le complexe sableux au-dessus des marnes noires: sables micacés contenant des feuilles avec des niveaux de nodules et des intercalations de marnes. L'épaisseur totale fluctue dans le bassin de Delémont entre 100 et 180 m. Liniger place la Molasse alsacienne dans le début du Stampien (Chattien).

Avec sa description des formations stampiennes, BAUMBERGER (1927) a travaillé amplement sur la Molasse alsacienne, qu'il nomme aussi Glimmermolasse stampienne. Celle-ci commence à l'ouest sur les Calcaires d'eau douce inférieurs stampiens, que BAUMBERGER a décrit à Oensingen comme Oensingerkalke. Ici, la Molasse alsacienne est une typique Molasse micacée à feuilles (comme l'Aarwangermolasse). A peu près à la moitié du complexe, on rencontre à nouveau un calcaire d'eau douce, que Baumberger nomme « Mittleren Süsswasserkalk » ou « Mätzendorferkalke ». Un peu au dessus de cet horizon, on rencontre, entre Bâle et Laufen, le Cyatulahizont (bank). Par dessus, suit une série épaisse de Molasse alsacienne, qui est recouverte par les marnes et les calcaires delémontiens ; ces derniers ont été décrits par Baumberger comme « Obere Süsswasserkalke » = « Delsbergerkalke ». Tous ces dépôts, avec la partie delémontienne, ont été mis par BAUMBERGER dans le Stampien supérieur (Chattien), et par Liniger, à la limite Stampien-Aquitanien au toit de sa Molasse alsacienne.

Dans les alentours de Bâle, GUTZWILLER (1915) découvre que les Cyrenenmergel supérieures sont dans le niveau de Molasse alsacienne (avec la terminologie

stratigraphique et paléontologique du Mainzerbecken).

Une localité-type de la Molasse alsacienne n'a jamais été décrite par Rollier ; le nom a été déduit de son existence sur le bord sud du bassin alsacien. La dénomination Molasse alsacienne = Elsässermolasse est encore aujourd'hui utilisée.

La région de répartition s'étend de Bâle aux bassins de Laufen et de Delémont, comme dans la vallée de Moutier ainsi que dans les petites vallées tertiaires du Jura de Soleure et bernois.

Les fossiles contenus dans la Molasse alsacienne sont: *Cepaea rugulosa* Zieten, *Melanopsis acuminata* Mayer, *Planorbis (Coretus) cornu* Brgt., *Unio subflabellatus* Roll., *U. inaequiradiatus* (Gümbel) Wolff, *Parachloraea oxystoma* Tho., *Ericia antiqua* Brgt.

Il faut noter que bien que parallélisée avec les Cyrenenmergel de Laufen et du fossé rhénan (dès LINIGER 1925), la dénomination Molasse alsacienne a été utilisée abusivement pour toutes les formations micacées du Jura. La Molasse alsacienne de Moutier a été datée par des charophytes caractéristiques des zones à *Rhabdochara major* et *Chara microcera* (REICHENBACHER *et al.*, 1996) soit du Rupélien supérieur au Chattien basal. FAVRE (1998) date la Molasse alsacienne du synclinal de Tavannes par charophytes : elles correspondent à la zone à *ungeri* et éventuellement *notata*, soit l'équivalent mammalien MP 27 à la base de MP 30. PFIRTER (1997) signale une faune de mammifères à Moutier, qui date la Molasse alsacienne du niveau MP 27. Dans le synclinal de Mümliswil prolongement à l'est du synclinal de Tavannes, MAYO (1980) date la Molasse alsacienne du niveau mammalien MP 26. CLÉMENT (1998) et CLÉMENT & BERGER (1999) datent la Molasse alsacienne du bassin de Delémont et proposent l'intervalle mammalien MP 23- MP 26.

**-Cyrenenmergel :**

Dans la partie haute de la vallée du Birsigtal, environ 25-30 m. de Cyrenenmergel atteignent l'ouest de la zone de rupture d'Allswiler, (Graben de Wolschwiller) (BITTERLI-BRUNNER *et al.*, 1988). Cette série se compose de marnes de temps en temps sableuses, bigarrées (gris, ocre, en partie rougeâtre et verdâtre) et des sables (de temps en temps des grès) micacés jaune-brun ; ces derniers peuvent être confondus lithologiquement avec les grès de la Molasse alsacienne supérieure. La mauvaise conservation des affleurements et les changements latéraux de faciès rapides rendent les corrélations des couches impossibles à courte distance. Autrefois, de bons affleurements existaient au sud et à l'est de Therwil (Stutzweg, Fichtenrain, Keibhölzli), (GUTZWILLER 1890 et 1917).

Les Cyrenenmergel saumâtres contiennent une faune riche (similaire à celle des Melleta-Schichten supérieures (FISCHER 1965 a et 1965 c) ; de plus, dans ces niveaux, les formes remaniées sont nombreuses.

**-Marnes bigarrées :**

GREPPIN : « Ce sont des marnes rougeâtres, jaunes, grises, bigarrées, feuilletées ou grumeleuses, souvent très compactes, souvent très douces au toucher (tripoli), apparaissant seules ou alternant avec des calcaires également bigarrés, marno-compacts, souvent feuilletés et carriés, à
cellules pleines de substances terreuses, le tout rappelant très bien les divisions keuperiennes ».

Ces dépôts, épais de 7-10 m, se trouvent sur la Molasse alsacienne s.s., et sont recouverts par les « marnes pisolithiques à *Helix ramondi* » et les calcaires delémontiens. Les marnes bigarrées sont sans fossiles et ont été mises par GREPPIN dans le Delémontien. LINIGER (1925) met les marnes bigarrées du bassin de Delémont dans l'Aquitanien inférieur. E. BAUMBERGER (1923a) examine ces marnes bigarrées de la vallée tertiaire de Balsthal, où 66 m sont découverts, et les considère comme Aquitanien inférieur. Il change d'avis plus tard (1927a) et les met dans le Stampien supérieur (Chattien), du fait que le Delémontien est au même niveau que le calcaire à gastéropodes terrestres de Hochheim-Flörsheim du bassin de Mainz.

Pour l'instant, le meilleur affleurement des Marnes bigarrées se trouve sur la colline Neuf Champs (coord. 587.700 / 243.900), NW de Courfaivre (6 km SW de Delémont).

La dénomination Marnes bigarrées-Bunte Mergel est encore aujourd'hui utilisée.

Les Marnes bigarrées sont bien réparties dans le Jura soleurois et bernois.

**-Marnes noires de la Birse :**

GREPPIN (1870) : « Ces marnes sont noirâtres, onctueuses, fissiles, bitumineuses, et renferment beaucoup de fossiles écrasés conservant souvent l'irisation de leur test. » GREPPIN donne une épaisseur de 1 m. LINIGER (1925) les a à nouveau trouvées sur les affleurements de la Birse entre Courroux et Courrendlin (S de Délemont) et a montré, qu'au sud du site de Greppin on peut trouver quatre fois les mêmes marnes, intercalées dans les marnes bigarrées (gris, bleu et rouge), des marnes sableuses et des sables verts. LINIGER nomme ce complexe « Schwarze und bunte Mergel = Marnes noires ». Cet horizon a une signification stratigraphique : il permet avec sa position dans le milieu de la Molasse alsacienne une division de la série. Ici la Molasse alsacienne appartient à la base du Stampien (Chattien), ce qui permet de définir l'âge des Marnes noires.

L'affleurement dans la Birse entre Courroux et Courrendlin, au sud de Delémont, coord. 594.880 / 244.720, fait fonction de localité-type. La dénomination « Marnes noires » est encore aujourd'hui utilisée.

La répartition des Marnes noires se trouve dans les bassins tertiaires de Delémont dans le Jura bernois.

Les fossiles récoltés sont : *Cepeae rugulosa* Zieten, *Archaezonites subverticillus* Sandb., *Limnaea inflata* Brongn., *L. cf.minor* Thomae, *Ericia antiqua* Brong., *Planorbis cornu* Brong., *Chara meriani* (A. Br.) Heer, *Microtherium renggeri* A. V. Meyer.

CLÉMENT 1998 a daté les Marnes Noires par la récolte de micromammifères dans ce niveau. Ainsi les Marnes Noires ont été datées du niveau mammalien MP 23.

**-Blättersandstein von Dornach :**

GUTZWILLER (1890) mentionne au dessus du Cyatulabank : « 7 m de couches dénudées de sables, de grès et de nodules, riches en restes de plantes, tiges et feuilles, comme d'ailleurs déjà à la base du banc à huîtres. C'est la

Blättermolasse von Dornach. »

Situés dans le fossé rhénan, ces dépôts ont été décrits comme une formation d'eau douce. Là, elle surmonte le Cyatulabank, et se trouve donc dans les Cyrenenmergel supérieures (ou Molasse alsacienne supérieure), qui appartient au Chattien. ROLLIER (1893) a donné un âge aquitanien à ces grès.

La localité-type se trouve sur la berge gauche de la Birse à Dornachbrugg (7.6 km S de Bâle), (coord. 612.650 / 259.790). Le nom des Blättersandstein, qui est toujours utilisé, est déduit de la richesse en feuilles.

GUTZWILLER (1915) y a trouvé : *Pinus lardyana* Heer (Zapfen), *Cyperus braunianus* Heer, *C. chavannesi* Heer (Zapfen), *Sabal major* Ung., *Salix angusta* ? A. Br., *Rhamnus rossmässleri* Ung., *Rh. brevifolius* A. Br., *Berchemia multinervis* A. Br., *Cinnamomum polymorphum* A. Br., *C. lanceolatum* Ung., *C. scheuchzeri* Heer, *C. subrotundatum* A.Br., *Daphnogene* n. sp., *Labiata salicites* ? Web., *Eucalyptus oceanica* Ung., *Leguminosites proserpina* Heer, *Apeibopsis gaudini* Heer (fruit), *Cassia ambigua* Ung.

Une nouvelle étude de ces dépôts, et de ceux de Biel-Bencken, a permis de mettre en évidence que ces grès contiennent des foraminifères et des ostracodes saumâtres, et qu'il fallait désormais leur attribuer un environnement saumâtre malgré la présence de tronc de palmier (VISCHER, 1933). Des dents de micromammifères ont été récoltées dans les dépôts de Dornachbrugg (ENGESSER & MAYO, 1987) et appartiennent au niveau mammalien MP 22.

**-Cyathulahorizonbank :**

GUTZWILLER (1890) : « couches gris -vert, de 2-3 m d'épaisseur, riche en *Ostrea cyathula* Lamk. ». Cette couche reste inchangée de Bâle jusqu'au bassin de Laufen (KOCH, 1923). Le Cyathulabank permet de partager la Molasse alsacienne s.l. En-dessous de ce banc, on trouve les Cyrenenmergel et au-dessus la Molasse alsacienne supérieure.

Le dépôt des Cyathulabank correspond à une transgression marine. Baumberger (1934) met le Cyathulabank dans le Chattien. LINIGER (1925) cite le Cyathulabank dans le bassin de Delémont et introduit le terme de Cyathulamergel, formation saumâtre située au-dessus des Septarienton. Le cadastre des gisements de mammifères fossiles du Musée de Bâle indique dans les Cyathula-mergel de Neuf-Cul dans le bassin de Delémont des restes d'*Halitherium schinzi* (coord.593.975 / 245.350).

La localité-type se situe au sud de Therwil sur le Stutzweg (coord. 608.750 / 260.070), environ à 8 km SSW de Bâle. Le nom Cyathulahorizont ou -bank est encore aujourd'hui utilisé ; il a été déduit de la présence en masse de *Ostrea cyathula* Lam. var. *crispata* Goldf.

La répartition de ce dépôt s'étend de Bâle au bassin tertiaire de Laufen.

L'horizon avec Ostrea cyatula (Cyathula-Bank) se situe au sein des Cyrenenmergel pour BITTERLI-BRUNNER et al. (1988) : cet horizon-guide, que l'on peut suivre sur de grandes étendues, témoigne d'une transgression marine à court terme dans la région centrale du fossé rhénan. Les marnes argileuses, grises de 2 m d'épaisseur contiennent en fonction des affleurements de nombreuses coquilles (Huîtres,
Cerithes etc.) et des concrétions et des croûtes calcaires blanches. A quelques endroits (Biel-Benken, de Therwil à Bootmingen), la couche de marnes peut être observée lors d'affleurements temporaires. Le cadastre des gisements de mammifères fossiles du Musée de Bâle indique des restes de ? « *Blainvillimys* » dans les Cyathulamergel de Therwil.

-Marnes pisolithiques à *Helix ramondi* :

GREPPIN (1870) : « celles-ci se reconnaissent facilement par leur couleur rougeâtre, leur forme pisolithique, et surtout par leur faune, qui est restreinte à *Helix ramondi* et à *H. rugulosa* ». Ensuite LINIGER (1925) décrit ces couches épaisses de 1 à 2 m dans le bassin de Delémont : « bancs marneux, la plupart contenant des concrétions, ici et là remplis avec des conglomérats d'eau douce contenant fréquemment des gastéropodes terrestres. Les gastéropodes terrestres des marnes pisolithiques sont rarement conservés avec leur coquille ».

Ces dépôts reposent sur les Marnes bigarrées (= Bunte Mergel) et sont recouverts par les calcaires delémontiens. L'âge des « Marnes pisolithiques à *Helix ramondi* » est fixé au Chattien supérieur. GREPPIN (1867) décrit ces dépôts comme « marnes pisolithiques à *Helix rubra* », ce qui constitue une erreur : l'*Helix rubra* Nicolet = *Cepaea eversa* larteti Boissy est une forme de l'Helvétien (Miocène).

Comme localité-type, Greppin mentionne la rive droite du « Gabiare » de Thiergarten (coord. 599.690 / 243.700) entre Recollaine et Vermes dans le Jura bernois, à 8 km ESE de Delémont. La dénomination « Marnes pisolithiques à *Helix ramondi* » ou « Marnes rouges pisolithiques » est encore aujourd'hui utilisée.

La répartition sur le terrain de ces dépôts se situe principalement dans le Jura bernois, ainsi que dans le Jura de Soleure.

Cette formation contient : *Helix* (*Plebecula*RAMONDI et *Helix* (*Cepaea*) *rugulosa* Zieten.

-Matzendorferkalk :

Les sédiments décrits par BAUMBERGER (1927) comme Matzendorferkalke, se situent dans la partie moyenne de la Glimmermolasse stampienne (Molasse alsacienne = Aarwangenermolasse). Ces dépôts ont été décrits par Rollier en « Rugulosakalke », avec la présence de *Cepaea rugulosa* Zieten.

Dans les environs de Bâle, à Therwil sur le Stutzweg, se trouve un calcaire lacustre à l'intérieur de la Glimmermolasse qui comprend ce niveau (WAIBEL & BURRI, 1961). A Käpelirain entre Therwil et Reinach, dans ce calcaire, on a récolté *Cepaea rugulosa* Zieten. Une autre caractéristique : un peu au-dessus de ce calcaire, se trouve un horizon avec de nombreux exemplaires d'Ostrea cyatula Lamk. var. *crispata* Goldf., englobé dans des argiles vert foncé à gris foncé. KOCH (1923) montre sur le tableau I, que pour le bassin de Laufen, sous le Cyatulabank se trouve un calcaire lacustre, qui correspond au Matzendorfkalk.

Comme localité-type pour les Matzendorfkalké, BAUMBERGER (1927) nomme le site « Im Rohr » de Matzendorf (coord.614.150/240.29) dans le Dünnertal, à 5 km à l'ouest de Balsthal. La dénomination Matzendorfkalke n'est, à part

pour la localité-type, plus utilisée.

La répartition de ce dépôt est très sporadique, et il n'existe pas d'affleurements complets. Ils se répartissent principalement dans le Jura au sud du fossé du Rhin (« Raurische Sencke » de BAUMBERGER).

Les fossiles récoltés sont : *Cepaea rugulosa* Zieten, *Dreissenia helvetica* Loc., *Planorbis (Coretus) cornu* Brgt., *Pl. (gyraulus) cordatus* Sgndb., *Hydrobia* sp., *Limnaea inflata* Brgt., *L. subbullata* Sandb., *L. pachygaster* Tho., *Limnaea (Radix) subovata* Hartm., *L. (Galba) subpalustris* Tho., *L. (Galba) cornea* Brgt., *Cyrena brongniarti* Desh., *C. semistriata* Desh., *Amnicola helicella* dandb., *Ericia antiqua* Brgt., *Zonites (Aegopis) verticilloides* Tho., *Chara meriani* Heer, oogones de charophytes.

MAYO (1980 et 1987) donne pour cette formation un âge déduit des micromammifères, à savoir le niveau MP 26 Mümliswil.

-Rugulosakalke :

ROLLIER (1910) donne la description suivante : « Les couches fossilifères du Bogenthal sont un calcaire à Helix, Planorbes, Limnées, (...) assez dur, bistre ou blanchâtre, grenu, très propre à la conservation des coquilles incluses qui s'obtiennent avec leurs tests blancs, mais un peu pulvérantes. Il n'y a pas de carrière à cet endroit qui est assez boisé, mais on peut facilement obtenir des blocs de calcaire fossilifère et les exploiter ».

Les calcaires sont une intercalation dans la Molasse alsacienne, à savoir dans la partie moyenne, de telle façon qu'ils aient la même position stratigraphique que les « Marnes noires » du bassin de Delémont ou les « Matzendorfkalke » de BAUMBERGER (1927). BAUMBERGER fait observer, que le nom « Rugulosakalke » de L. ROLLIER n'est pas bien choisi, parce que *Helix* (*Cepaea*) *rugulosa* Ziet. ne correspond pas seulement à cet horizon du Stampien, mais est présent plus haut (Calcaires delémontiens) ou plus bas (Oensingerkalke), d'où des confusions possibles.

Comme localité-type pour les « Rugulosakalke », ROLLIER nomme le Bogenthal dans le Jura de Soleure (coord. 615-616 / 246.7-247), environ à 12.5 km ESE de Laufen, le calcaire contenant des fossiles très bien conservés, où les *Cepaea* (*Helix*) *rugulosa* Ziet. sont fréquents, permettant de dénommer ce calcaire. Le nom « Rugulosakalke » ou « Calcaires à Helix rugulosa » est utilisé de temps en temps.

Rollier (1910) mentionne les fossiles : *Helix* (*Coryda* ou *Hemicycla*) ? *globulosa* (Benz) Ziet. = *Cepaea rugulosa* (Martens) Zieten, *Limnaea* (*Gulnaria*) *zieteni* Rollier = *L. ventricosa* (Mart.) Ziet., *Limnaea* (*Gulnaria*) *inflata* Brong., *L. (G.) subovata* (Hartm.) Zieten, *L. (Lymnophysa) brongiarti* Desh. ; *L.(L.) cornea* Brong. ; *L. (L.) subpolita* Andreae ; *L. (L.) försteri* Rollier ; *Planorbis* (*Segmentina*) *declivis* A. Braun, *Planorbis* (*Coretus*) ? *cornu* Brong., *P. (Merretus) prevostinus* Brong. ; *Amnicola helicella* (A. Braun) Sandb., *Cyclostoma antiquum* Brong..

-Aarwanger Molasse :

HEIM & HARTMANN (1919) mentionnent : « Stampien (= Rupélien). Ces roches atteignent une grosse épaisseur (environ 400m) et affleurent dans la région d'Aarwangen..... deux niveaux sont distingués : Les Süsswasserkalk von
Wynau et l'Aarwanger Molasse. »

La localité-type se situe à Aarwangen (Lk-feuille 1108 Murgenthal). Les affleurements importants sont : Zelg (coord 624.025 / 232.575 et 624.025 / 232.700) et Mühlebühl (coord. 625.760 / 233.120), les deux d'après CARTIER (1874) dans le même niveau, que NIGGLI (1912) mentionne ; ensuite Kellenboden, à 700 m descendant la rivière de Wynau (Profil KISSLING 1903) et Kenisbännli (coord. 628.355 / 234.650).

D'après HEIM & HARTMANN (1919), la lithologie est représentée par des grès micacés souvent grossiers, gris, avec niveaux de marnes, contenant des éléments de charbon. KISSLING (1903) décrit une veine de charbon. ERNI & KELTERBORN (1948) séparent une série inférieure de marnes calcaires la plupart gris-vert et une série supérieure de bancs épais de grès avec des niveaux de nodules marneux et d'argile, de calcaires et de grès. A la série supérieure correspond le profil décrit par MARTIN (1906) de la localité mentionnée ci-dessus de Mühlebühl, lui correspond aussi le profil de KISSLING (1903), MARTIN (1906) et ERNI & KELTERBORN (1948) des affleurements de la forêt de Kellenboden sur la rive sud de l'Aare à l'E de Wynau.

L'épaisseur de la série est « en moyenne, à peine 150 m» (ERNI & KELTERBORN, 1948). Quelques épaisseurs plus importantes sont souvent admises.

La série repose sur les Wynauer Süsswasserkalk.

Dans la même position stratigraphique, se trouve la succession lithologique sableuse dans la partie basale de l'USM de l'ouest de la Suisse (- Grès à galets mous,- Grès de Goumoens,- Grès de Suscévaz). La part relativement haute de l'Epidote dans les Grès de Suscévaz, et d'après MAURER et al. (1982), aussi dans l'Oberen Aarwanger Molasse parle pour une origine de la Genfer- et Thunersee-Schüttung au travers d'un transfert vers le NE le long du Jura, et au travers de la Raurachische Senke vers le N. Vers l'E, l'Aarwanger Molasse n'atteint pas Olten. D'après HOFMANN (1968), l'Aarwanger Molasse manque dans le forage Pfaffnau- Süd 1. D'après les résultats palynologiques d'un galet mou d'argile d'un cutting de ce forage (HOCHULI, 1978), l'Aarwanger Molasse pourrait être présente. Ce type de galets de marne ou d'argile est fréquent dans la Oberen Aarwanger Molasse (avec également des parties contenant des fossiles et plus vieilles). D'après MAURER et al. (1982), la partie la plus jeune de l'Aarwanger Molasse est reconnue du moins dans le forage Altishofen 1 situé assez loin vers l'est. Le milieu de dépôt de l'Aarwanger Molasse est essentiellement fluvio-terrestre. Une exception montre, près de l'intercalation limnique, des marnes gris-vert près de l'Aare dans la partie inférieure de la succession (coord. 628.490 / 234.520) dans lesquelles FISCHER (1965 a) a récolté une faune de foraminifères, qui semble être autochtone, ce qui est en la faveur d'une relation marine durable entre Unterer Aarwanger Molasse avec la mer oligocène du fossé rhénan ou de la Molasse.

BAUMBERGER (1927) donne la liste suivante des mollusques récoltés par Cartier : *Plebecula ramondi* Brgt., *Cepaea subsulcosa* Tho., *Parachloraea oxystoma* Tho., *Theodoxus* cf. *gregarius* Tho., *Melanopsis acuminata* Gümb, *Pomatias antiquum* Brgt., *Planorbarius cornu* Brgt., « *Limnaea* » sp. div., *Unio subflabellatus* Roll., *Unio inaequiradiatus* Gümb., et *Unio vogti* Loc. Cette faune est d'après BAUMBERGER sur la base des « leitformen »

*Plecubecula ramondi* et *Parachloraea oxystoma*, chattienne.

Les sites de découvertes de mammifères (Zelg, Mühlebühl, Mühlebühl-Ost. Wynau I, II et III, Wolfwil-Kenisbännli, Wolfwil-Haselwage, Boningen) ont fourni le même type de faune de mammifères, bien qu'ils ne soient pas tout à fait stratigraphiquement du même âge. D'après ERNI & KELTERBORN (1948), les formes stratigraphiquement importantes sont : Rongeurs : *Glivarus ernii* Stehl., *Eomys zitteli* Schloss., *Eomys benali* Stehl., *Archaeomys* 2 sp., *Issiodoromys* sp., *Heterocricetodon schlosseri* Schaub, *Cricetodon incertum* Schloss, *Eucricetodon praecursor* (Schaub), *Mellissiodon* sp., *Plesiosminthus* sp. ; Antracothères : *Anthracotherium hippoideum* Rütim., Hypodamidés : *Brachiodus borbonicus* Gerv. ; Pecora : *Bachitherium insigne* Filh. ; *Bachitherium curtum* Filh. ; Perrissodactyles : *Aceratherium filholi* Obso.

Sur la base de ces faunes de mammifères, l'Aarwanger Molasse correspond d'après STEHLIN (1922) au Stampien moyen, ce qui signifie pour BAUMBERGER (1934 a) le Chattien inférieur. D'après BRUNET *et al.* (1981), la faune appartient au niveau de Boningen. Les faunes de mammifères de l'Aarwanger Molasse se laissent grouper comme suit (du plus jeune au plus vieux) :

Aarwangen 3 (=Rickenbach)
Boningen
Aarwangen
Wolfwil-Kenisbännli
Wynau I
Wynau II

Wynau I et Wynau II ne peuvent être séparés paléontologiquement pour l'instant. Ces niveaux révisés correspondent à l'intervalle MP 27 (ENGESSER & MÖDDEN 1997).

Les résultats palynologiques sont présentés seulement pour le forage voisin de Pfaffnau-Süd 1 (HOCHULI 1978). L'échantillonnage mentionné plus haut appartient au Rupélien sur la base de l'apparition d'*Aglaoereidia, Boehlensipollis* et de deux autres genres de pollens de la zone paléogène 20 b (Rupélien). Il est accepté que cet échantillonnage contient des clastes d'érosion pénécontemporaine. Ainsi l'avis a été exprimé que les nodules argileux et les masses sableuses enrobées sont pratiquement de même âge. Ainsi il est vraisemblable que l'Obere Aarwanger Molasse ait un âge Rupélien. Cet avis a été appuyé pour la géologie régionale avec le fait, que d'après SITTLER (1965) *Boehlensipollis* est présent dans le Rupélien, dans les Cyrenen Mergel du fossé rhénan au nord. (D'après les résultats de l'IGCP-Project 124) (HABICHT, 1987).

-Allschwiler Sande :

BAUMBERGER (1928) décrit ce dépôt : « sables argileux à marneux, identiques aux Schleichsanden du bassin de Mainz, (...) une couleur rouille.. Avec le contact avec les « Blauen Letten », on observe des lentilles de roches sablo-calcaires indurées, bleu-gris qui contiennent de nombreuses feuilles de Dicotylédones. »

Ce dépôt, qui à Allschwil atteint environ 8 m, montre la transition entre les « Blauen Letten » (Septarionton=
Rupélien) et les marnes à Cyrènes riches en fossiles, avec des Cyrènes et des Cerithes (Chattien inférieur). Pour nommer ces dépôts, Baumberger a utilisé l'expression « Allschwiler Sande ». GUTZWILLER (1915) rapporte les Allschwiler Sande encore au Septarienton, donc au Rupélien, alors que BAUMBERGER (1928) remarque que cette lithologie sédimentaire se rapproche plus des Cyrenenmergel (Chattien) que des Septarienton. Des niveaux paléontologiques manquent pour une meilleure estimation de l'âge.

La localité-type est la marnière d'Allschwil à Bâle (coord. 278.0 / 266.160). L'expression « Allschwiler-Sande » a été délaissée par HESS & WEILER (1955), ce sable n'étant pas un complexe indépendant reconnu, mais plutôt un intervalle contenu dans les Septarienton ou les Cyrenenmergel.

Les Allschwiler Sande sont une formation locale, qui est seulement reconnue dans les environs de Bâle.

La riche flore des galets de grès a été décrite par GUTZWILLER (1890)

-Glimmermolasse :

La Glimmermolasse stampienne est une dénomination utilisée par BAUMBERGER (1927). Elle est

synonyme de Molasse alsacienne.

-Molasse alsacienne supérieure :

Cette dénomination est utilisée dans le fossé rhénan et désigne la partie de la Molasse alsacienne située au-dessus du Cyathula-bank ou Schicht (BITTERLI-BRUNNER *et al.*, 1988 ; FISCHER *et al.* 1971).

Cette formation est composée de sables gris à jaune-brun avec des bancs de grès indurés et des niveaux de nodules sableux concrétionnés. La base contient de temps en temps des intercalations marneuses saumâtres. En dehors de cette zone marneuse, les dépôts contiennent des microfaunes fluvio-terrestres. Les Blättersandstein von Dornach sont rapportés à ce niveau (Habicht 1887) et la découverte de micromammifères à Dornachbrugg indique un niveau mammalien MP 22.

# 1-7-Le Groupe des Calcaires delémontiens :

## 1-7-1-Définition :

J'ai placé dans le Groupe des Calcaires delémontiens, tous les calcaires lacustres recouvrant la Molasse alsacienne et recouverts, la plupart du temps par l'OMM.

<figure><img src="image_15.png" /><figcaption>Fig.II-8: Position stratigraphique des Calcaires delémontiens</figcaption></figure>
### 1-7-2-Position stratigraphique :

La formation des Calcaires delémontiens recouvre
le Mésozoïque dans quelques cas (Brochene Fluh) mais
généralement elle repose sur la Molasse alsacienne.

### 1-7-3-Age :

Dans le synclinal de Tavannes, les Calcaires delémontiens de coupe de Saicourt correspondent aux zones à charophytes *ungeri* ou *notata* (FAVRE, 1998). Egalement dans la région de Tavannes, différents forages (F1 à F4) indiquent un âge MP30 par la présence d'*Heteroxerus* sp. dans la formation des Calcaires delémontiens (WEIDMANN, comm. écrit.). Dans la région de Vermes, les Calcaires delémontiens ont été datés par THEILER (1998) et correspondent à l'intervalle mammalien MP 29-MN 1. La coupe de la Brochene Fluh (étudiée également dans ce travail), dans le synclinal de Waldenburg, correspond à l'intervalle MP29-MN1, soit le Chattien supérieur jusqu'à la base de l'Aquitanien, (ENGESSER 1990, PICOT *et al.* (1999), BECKER *et al.* (2002) et PICOT *et al.* (2002)).

Dans ce travail, le forage de Reconvilier, situé dans le synclinal de Tavannes indique que la formation des calcaires delémontiens correspond aux zones de charophytes *ungeri* ou *notata*. Dans le synclinal de Delémont, la coupe de Courfaivre indique les mêmes zones à charophytes.

Les Calcaires delémontiens sont donc datés de l'intervalle mammalien allant de MP 29 à la base de MN1 (Chattien supérieur à la base de l'Aquitanien (fig. II-8).

### 1-7-4- Formations mises dans le Groupe des Calcaires delémontiens :

-Calcaires delémontiens (Delsbergerkalke) :

GREPPIN (1870), en créant le *Delémontien* (étage régional spécifique au bassin de Delémont), est le premier à parler de la formation des "Calcaires delémontiens". Du point de vue stratigraphique, il les place dans la partie supérieure de son étage "*Delémontien*", qu'il intercale entre deux dépôts marins, le "*Tongrien*" au-dessous et l'"*Helvétien*" au-dessus. Il les nomme "assise supérieure" et en donne la description suivante: "Le bas de l'assise est formé de calcaires gris foncés, poreux, siliceux, souvent bitumineux (calcaire fétide) très durs, alternant avec des couches de marnes vertes, brunes, jaunes bigarrées, souvent très onctueuses; le haut se distingue par des calcaires blancs ou grisâtres, compacts ou friables, marneux, alternant aussi avec des couches de marnes grises ou vertes, quelquefois sableuses, même micacées." Il fait également mention d'un affleurement d'une puissance d'environ 30m, actuellement considéré comme la localité-type des "Calcaires delémontiens", à Thiergarten, entre Recollaine et Vermes. Par la suite plusieurs auteurs (GUTZWILLER 1890 & 1914; ROLLIER 1892, 1893 & 1910; KELLER_1922; BAUMBERGER 1923a & 1927; LINIGER_1925; HEUSSER 1926; ROTHPLETZ 1933; ZIEGLER 1956) ont précisé l'importance de l'étendue géographique de cette formation, qui n'est pas confinée à l'unique bassin de Delémont. Des affleurements de Calcaires delémontiens ont été trouvés dans tout le "sillon rauracien", à savoir, du nord au sud, de Lörach (région nord de Bâle) à Court (sud de Moutier) et d'est en ouest, de Bennwil

(nord-est d'Oberdorf) à Sonvilier dans le Vallon de Saint-Imier. Pour ROLLIER (1892) les "Calcaires delémontiens" représentaient une formation de lagune marquant le début d'une phase transgressive de la mer molassique vers le nord. D'autre part HEUSSER (1926) définissait les "Tüllingerkalke", déjà décrits par GUTZWILLER (1890 et 1914), comme un probable équivalent latéral. Il est aussi important de noter la présence d'une coupe de 5-7m de "Calcaires delémontiens" dans la région NW de Courfaivre, au lieu dit des "Neuf Champs" (LINIGER, 1925).

Durant les années 30, BAUMBERGER (1923a, 1927) s'attacha tout particulièrement à l'importance stratigraphique des "Calcaires delémontiens". Aux calcaires d'eau douce dont parlait GREPPIN (1870), il rattacha les calcaires marneux à concrétions et les marnes qui leur sont directement sous-jacentes. Du fait de la présence quasi constante d'*Helix (Plebecula) ramondi*, il les nomme "Ramondikalke" et leur donne un âge Chattien supérieur. Il note également un gradient positif du nord au sud quand à la puissance de cette formation (100 m à Tüllingerberg et seulement 50 m à Dünnerntal) et décrit des affleurements allant de la région de Bâle à la région de Bahlstal et au Vallon de Saint-Imier. Il est aussi le premier à donner une coupe détaillée de la Brochene Fluh et à parler de la présence fréquente de Characées.

ROTHPLETZ (1933) parle des "Calcaires delémontiens" comme étant la partie supérieure calcaire du *Delémontien* (calcaires gris à concrétions et *Plebecula ramondi*), auxquels il attribue un âge Stampien. Il les localise dans l'entier du synclinal du Petit Val et du bassin de Bellelay ainsi que dans une grande partie du synclinal de Tavannes. Il signale en outre, la présence dans les affleurements les plus septentrionaux des marnes pisolitiques à la base de ces calcaires.

ANTENNEN (1973), reprenant en grande partie le travail de BAUMBERGER (1927), donne une interprétation hypothétique de la genèse des "Calcaires delémontiens": bras morts ou mares, loin des systèmes de courants de l'époque, ayant permis l'accumulation de sédiments lacustres. Il confirme un âge Chattien supérieur pour cette formation. En 1986, M. WEIDMANN & J.-P. BERGER (comm. écrit.) ont relevé quatre forages exécutés par le bureau Schindler en vue de la construction d'un home pour personnes âgées à Reconvilier. Les forages ont pu être datés de la zone à *Notata* (et peut-être *Nitida*) par les charophytes.

Depuis les années 90, les derniers travaux ayant trait aux "Calcaires delémontiens" ont contribué à fixer un âge précis, en accord avec les zones mammaliennes, les zones à charophytes et la magnétostratigraphie. Ainsi ENGESSER (1990) donne, pour la coupe de Brochene Fluh, un âge MP29 à MP30, corrélable avec les données publiées par BERGER (1992, charophytes) et les résultats magnétostratigraphiques (6Cr à 6Cn2r) de SCHLUNEGGER *et al.* (1996). Cette dernière coupe est parfois considérée actuellement comme une deuxième localité-type, en parallèle à celle de Thiergarten.

Etudiant le synclinal de Tavannes dans le cadre de son travail de diplôme, FAVRE (1998) donne pour la coupe de Saicourt un âge Chattien supérieur basé sur les zones à charophytes.

Dans le synclinal de Delémont, diverses découvertes (KÄLIN 1994, THEILER 1998) permettent d'attribuer les
affleurements de Calcaires delémontiens au Chattien supérieur et à l'Aquitanien inférieur. Ces données seront discutées plus loin.

Reprenant l'étude de la Brochene Fluh, PICOT *et al.* (1999), BECKER *et al.* (2002) et PICOT *et al.* (2002) ont montré que cette coupe était datée de l'Oligocène supérieur et de la base du Miocène, déduit de l'étude paléontologique des charophytes, des otolithes, des ostracodes et des micromammifères.

**-Ramondikalke :**

BAUMBERGER (1927). Comme « Ramondikalke », on décrit souvent dans le complexe des « Calcaires delémontiens », un calcaire marneux bigarré concrétionné vers le haut, qui se trouve directement sous les calcaires lacustres et contient *Helix (Plebecula) ramondi*. Les marnes sont connues sous le nom de « Délémontien mergel ». La dénomination Ramondikalke est encore quelquefois utilisée.

**-Molasse delémontienne :**

La partie supérieure de la Molasse alsacienne a été décrite par ROLLIER (1910) comme « Molasse delémontienne » après ses investigations dans le bassin de Delémont mais aussi comme « Molasse aquitanienne ».

LINIGER (1925) a établi trois parties dans la Molasse alsacienne pour le bassin de Delémont, à savoir un complexe gréseux inférieur, la Molasse alsacienne inférieure, puis au-dessus reposent les marnes noires, et enfin un complexe sableux ou gréseux dans la partie haute des Marnes, la Molasse alsacienne supérieure, appelée Molasse delémontienne ou Molasse aquitanienne par ROLLIER (1910). LINIGER (1925) fait avec raison la remarque. «les sables supérieurs sont identiques lithologiquement à ceux du bas : sables micacés contenant des feuilles avec des niveaux de nodules et intercalations de marnes ; on ne sait pas si les sables supérieurs contiennent aussi des fossiles stampiens ; ils ne sont nulle part bien conservés, comme dans la Molasse alsacienne dans le lit de la Birse à Courrendlin. De plus, il manque sur le terrain, les affleurements normaux des Marnes noires et bigarrées (= Marnes noires), ainsi il est la plupart du temps impossible de séparer ces deux complexes molassiques. » ROLLIER n'avait aucune preuve pour l'âge aquitanien de sa Molasse delémontienne, qui est mise aujourd'hui dans le Chattien (BAUMBERGER, 1934).

La dénomination Molasse delémontienne ou aquitanienne ne s'emploie plus. La Molasse delémontienne est difficile à placer, soit on la rattache à la Molasse alsacienne soit aux Calcaires delémontiens.

**-Delemontienmergel :**

Dans la partie haute de la Molasse alsacienne, se développent, en une transition lithologique progressive, des marnes et des calcaires marneux avec des *Plebecula ramondi* BRgt., qui sont connus depuis GREPPIN (1867) sous le nom « Delémontien ». Ces dépôts, mis longtemps dans l'Aquitanien inférieur dans le Jura bernois par LINIGER (1925), ont été mis dans le Stampien supérieur (= Chattien) par BAUMBERGER (1934).

Dans le synclinal de Laufen (KOCH 1923), comme dans les autres parties du Jura bernois (BIRKHÄUSER,

1925), où les affleurements sont rares, la formation « Delémontienmergel », dépôts marneux, est employée comme transition entre la Molasse alsacienne et les Calcaires delémontiens.

**-Tüllingersüsswasserschichten :**

Situés dans le fossé rhénan, estimés d'une puissance de 200 m., les Tüllingerschichten montrent deux types de faciès, à savoir à leur base un faciès marneux et à leur sommet un faciès calcaire (FISCHER *et al.*, 1971).

Equivalents des Calcaires delémontiens, les faciès calcaires sont d'une couleur mate mais certaines variétés montrent également une couleur gris foncé. Les calcaires crayeux ne sont pas rares. Les faunes de gastéropodes sont représentées par *Planorbis cornu* Brgt., *Planorbis (Gyraulus) declivis* A. Braun, *Lymnaea (Radix) pachygaster* Tho., *L. subovata* (Hartm.), *L. subbulluta* Sandb., *Plebecula ramondi* (Brgt.), *Cepaea rugulosa* (Zieten) et *Hydrobia dollfusi* Wenz. Dans la partie basale de la formation, se trouvent des cristaux de gypse dans des marnes qui ont été observées dans la fosse de construction de l'usine électrique de Birsfelden. Ces marnes contiennent des nodules contenant des gastéropodes. D'après le cadastre des gisements de mammifères fossiles du musée de Bâle, des côtes de ?Rhinoceros ont été récoltées dans ces niveaux à Birsefelden.

Le cadastre des gisements de mammifères fossiles du musée de Bâle indique également des restes de mammifères dans la formation des Tüllingerkalk à Riehen (coord. 615.500 / 271.500), à Lörrach (coord. 615.775 / 272.950 et coord. 615.170 / 273.100), à Bâle (coord.613.850 / 265.725), à Arlesheim (coord. 612.950 / 261.880). L'affleurement de Bâle (St Jacob) a fourni une faune de mammifères datant cette formation du niveau mammalien MP 29 (niveau Brochene Fluh 19/20), (ENGESSER & MÖDDEN, 1997)

**-Süsswasserkalk von Wannenmatt :**

D'après KOCH (1923) : « Il s'agit d'un calcaire d'eau douce très dur, dense, gris clair avec des fragments de coquilles ». Stratigraphiquement, ce calcaire d'eau douce se situe entre le toit de la Molasse alsacienne et la base des Marnes delémontiennes, sur les Mergelkalk der Wannenmatt. GUTZWILLER (1915) place la Molasse alsacienne dans le Stampien supérieur, de façon que les couches situées au-dessus, comme le Süsswasserkalk der Wannenmatt, viennent dans l'Aquitanien, prenant l'avis de R. KOCH, et s'appuyant sur les travaux de ROLLIER (1910) sur les calcaires d'eau douce du Bogental, qui se situent seulement à quelques kilomètres au SW de Laufen, et qui contiennent des fossiles. BAUMBERGER (1927) y est opposé, car les fossiles du Stampien sont du même niveau que les calcaires. L'avis de Baumberger s'est maintenu jusqu'à maintenant. De cette façon, les Süsswasserkalke der Wannenmatt correspondent au Chattien, ils ne sont utilisés que comme formation locale.

La localité-type se situe dans le Schlismattägerten (Coord. 609.90 / 250.0) près des affleurements de calcaires marneux de Wannenmatt entre Breitenbach et Fehren (5 km ESE de Laufen) dans la partie SE du bassin de Laufen.

Ce calcaire n'a été trouvé que dans le Schlismattägerten, où il est extrait lors du labourage des champs en gros blocs. Baumberger a déterminé les fossiles
suivants : *Limnaea subovata* (Hart.) Zieten, *Planorbis cornu* Brong., *Amnicola helicella* (Alb. Braun), et de nombreuses Hydrobies.

## -Mergelkalk von Wannenmatt

KOCH (1923) donne la description suivante : « Le calcaire marneux gris est assez poreux (spécialement léger), faiblement bitumineux et contient des fossiles nombreux écrasés. Malheureusement, les coquilles sont excessivement fragiles, rendant une préparation impossible. On peut cependant constater, qu'il contient des planorbes, des limnées et des Hydrobies ; et des restes charbonneux de plantes. Nous avons à faire à des dépôts saumâtres ou d'eau douce. »

Ce calcaire marneux recouvre, séparé seulement par un niveau fin argileux gris-violet, l'Elsässermolasse = la Molasse alsacienne et est recouvert par les « Süsswasserkalk von Wannenmatt », qui sont d'âge stampien supérieur d'après BAUMBERGER.

La localité-type des Mergelkalke se trouve à l'est de la rive du ruisseau de Rütenen à Wannenmatt (coord.609.180 / 249.900) dans le bassin de Laufen, entre Breitenbach et Fehren, à 5km ESE de Laufen.

Les Mergelkalke ont été trouvés jusqu'à présent seulement à deux endroits à Wannenmatt et plus loin, au SE des ruines du Neuenstain à Wahlenbache, à 3.8 km au S de Laufen.

## -Les Marnes à Gypse :

Considérées comme l'équivalent latéral de la formation des Calcaires delémontiens, le terme de Gypsmergel ou Marnes à Gypse a été utilisé pour la base des Tüllingerkalk (FISCHER *et al.*, 1971), pour les marnes à gypse situées dans l'excavation de l'usine électrique de Birsefelden. PITTET (1991) a levé un forage à Sonceboz, situé à l'est du vallon de Saint-Imier, dans le synclinal de Pery-Reuchenette montrant des Marnes à Gypse. Malheureusement aucune datation n'a été déduite de l'étude de ce forage.

## -Süsswasserkalk von Eichen :

D'après LEHNER (1920), il s'agit d'un dépôt d'un calcaire bréchique et conglomératique, bigarré ; les éléments dominants de ce conglomérat proviennent du Malm, des calcaires lacustres éocènes contenant des pisolithes de fer, des calcaires oolithiques (Séquanien supérieur). Au-dessus, on trouve un calcaire dur, blanc, finement bréchique. L'épaisseur atteint 10 m.

Après l'examen des fossiles par BAUMBERGER (1927), il s'agit des mêmes gastéropodes terrestres et d'eau douce que ROLLIER a décrits dans le Bogental, au sud de Nunningen dans le Jura de Soleure, et ont été mis par les deux auteurs dans le Stampien supérieur (=Chattien). D'après la faune, les calcaires d'eau douce sont équivalents des Calcaires delémontiens.

Comme localité-type, on mentionne des environs d'Eichen (coord. 618.430 / 251.050), 1.750 km NNW de l'église de Reigoldswil.

Fossiles : d'après BAUMBERGER, on trouve dans ces calcaires blancs : *Helix (Cepaea) rugulosa* Zieten = *Helix globulosa* Benz, *Helix (Plebecula) ramondi* Brong., *Planorbis cornu* Brong., *Limnaea subovata* Zieten, *L. cornea*

Brong., *L. inflata* Brong., *L.zieteni* Rollier = *L. ventricosa* Zieten, *Ericia antiqua* Brong..

# 2-SYNTHÈSE DES FORMATIONS ET

## LITHOSTRATIGRAPHIE :

Après avoir hiérarchisé les formations du Paléogène des synclinaux du Jura sous forme de Groupes, une lithostratigraphie va être établie. Concernant cette lithostratigraphie déduite, deux zones ont été différenciées : la première zone concerne les synclinaux situés au sud du Jura, ceux au sud de la cote 240.00. La deuxième zone concerne les synclinaux situés au nord du Jura, au nord de la cote 240.00, ce qui correspond au sud du synclinal de Delémont.

La lithostratigraphie calibrée sur la charte biostratigraphique déduite de ce travail est donnée par les figures fig.II-9 et fig.II-9 bis. Sur cette figure, 36 coupes et affleurements datés par différentes méthodes (majoritairement par mammifères, nannofossiles et charophytes) ont été reportés sur les différentes formations pour justifier la construction de cette lithostratigraphie.

Ces coupes et affleurements datés sont :

1- Sidérolithique. Egerkingen. MP 14 (SCHMIDT-KITTLER, 1987).

2- Sidérolithique. Eclepens gare MP 16 (SCHMIDT-KITTLER, 1987 ; HOOKER & WEIDMANN, 2000).

3- Sidérolithique Gösgen-Kanal MP 18 (SCHMIDT-KITTLER, 1987).

4- Sidérolithique Mormont-Entreroches, Obergösgen MP 19 (SCHMIDT-KITTLER, 1987; HOOKER & WEIDMANN, 2000).

5- Calcaires inférieurs et Terres Jaunes, Delémont, zone à *Harrisichara gr tuberculata* (BERGER, 1992, CLÉMENT 1998).

6- Calcaires inférieurs et Terres Jaunes, sud Fossé rhénan, « Streifige Mergel », zone à *Harrisichara gr tuberculata* (BERGER, comm. pers ; ce travail).

7- Calcaires inférieurs et Terres Jaunes, Moutier, zone à *Harrisichara gr tuberculata*, (REICHENBACHER *et al.*, 1996).

8- Calcaires inférieurs et Terres Jaunes, Wynau MP 27 (ENGESSER, 1990).

9- Calcaires inférieurs et Terres Jaunes, Wynau forage RB6/ RB7, zone à *microcera* ou *major*, zone à *ungeri* (ce travail).

10- Calcaires inférieurs et Terres Jaunes, Delémont MP21 (WEIDMANN, comm. écrit.).

11- Meeressand, Develier, zone à *Harrisichara gr tuberculata*, (ce travail).

12- Kleinblauen, MP 22 (BECKER, 2002).

13- Septarienton, Bressaucourt UMM, NP 21 (ce travail).

14- Septarienton, Laufen, NP 22 (ce travail).

15- Septarienton, Delémont, NP 23-NP 24 (CLÉMENT, 1998).

16- Septarienton, Courgenay forage POT, NP 24 – NP 25 (BERGER, 1992).

17- Molasse alsacienne, Moutier, zone *major* à *microcera* (REICHENBACHER *et al.*, 1996).

18- Molasse alsacienne, Tavannes, zone *ungeri* à *notata*, (FAVRE, 1998).
Formations paléogènes:

<figure><img src="image_16.png" /></figure>

Sidérolithique

<figure><img src="image_17.png" /></figure>

Septarienton

<figure><img src="image_18.png" /></figure>

Calcaires inférieurs et Terres jaunes

<figure><img src="image_19.png" /></figure>

Molasse alsacienne

<figure><img src="image_20.png" /></figure>

Gompholithes et Conglomérats

<figure><img src="image_21.png" /></figure>

Calcaires Delémontiens

<figure><img src="image_22.png" /></figure>

Meeressand et Calcaires marins

<figure><img src="image_23.png" /></figure>

Marnes à gypse

① Sidérolithique. Egerkingen. MP 14 (Schmidt-Kittler, 1987; Hooker & Weidmann, 2000)

② Sidérolithique. Eclepens gare MP 16 (Schmidt-Kittler, 1987)

③ Sidérolithique Gösgen-Kanal MP 18 (Schmidt-Kittler, 1987)

④ Sidérolithique Mormont-Entreroches, Obergösgen MP 19 (Schmidt-Kittler, 1987; Hooker & Weidmann, 2000)

⑤ Calcaires inférieurs et Terres Jaunes, Delémont, zone à *Harrisichara gr tuberculata* (Berger, 1992, Clément 1998)

⑥ Calcaires inférieurs et Terres Jaunes, sud Fossé rhénan, " Streifige Mergel ", zone à *Harrisichara gr tuberculata* (Berger, comm. pers ; ce travail)

⑦ Calcaires inférieurs et Terres Jaunes, Moutier, zone à *Harrisichara gr tuberculata*, (Reichenbacher et al., 1996)

⑧ Calcaires inférieurs et Terres Jaunes, Wynau MP 27 (Engesser, 1990)

⑨ Calcaires inférieurs et Terres Jaunes, Wynau forage RB6/RB7, zone à *microcera* ou *major*, zone à *ungeri* (ce travail).

⑩ Calcaires inférieurs et Terres Jaunes, Delémont MP21 (Weidmann, comm. écrit.)

⑪ Meeressand, Develier, zone à *Harrisichara gr tuberculata*, (ce travail)

⑫ Kleinblauen, MP 22 (Becker, 2002)

⑬ Septarienton, Bressaucourt UMM, NP 21 (ce travail)

⑭ Septarienton, Laufen, NP 22 (ce travail)

⑮ Septarienton, Delémont, NP 23-NP 24 (Clément, 1998)

⑯ Septarienton, Courgenay forage POT, NP 24 – NP 25 (Berger, 1992)

⑰ Molasse alsacienne, Moutier, zone major à microcera (Reichenbacher et al., 1996)

⑱ Molasse alsacienne, Tavannes, zone ungeri à notata, (Favre, 1998)

⑲ Molasse alsacienne, Moutier, MP 27, (Pfirter 1997)

⑳ Molasse alsacienne, Mümliswil MP 26 (Mayo, 1980)

㉑ Molasse alsacienne, Soulce, MP 22 à MP 28 (Berger, 1992)

㉒ Molasse alsacienne, " Aarwanger Molasse ", MP27 à MP 29 (Engesser, 1990)

㉓ Molasse alsacienne, Tavannes, tunnel de Rochette, zone à ungeri, (Favre, 1998)

㉔ Molasse alsacienne, Loveresse, forage RB6, zone ungeri à notata, (ce travail)

㉕ Molasse alsacienne, Moutier-Belprahon, zone major ou microcera, (ce travail)

㉖ Molasse alsacienne, coupe Viaduc de Moutier, zone major ou microcera et zone à ungeri (ce travail)

㉗ Molasse alsacienne, Delémont, MP 23- MP 26 (Clément, 1998)

㉘ Molasse alsacienne, Dornachbrugg, MP 22 (Engesser & Mayo, 1987)

㉙ Molasse alsacienne, Delémont, forage Del 1, MP 27-MP 29, (Weidmann, comm. écrit.)

㉚ Molasse alsacienne, Delémont, La Beuchille, MP 24-MP 25 (Section de Paléontologie du Jura)

㉛ Calcaires delémontiens, Saicourt, zone ungeri à notata, (Favre, 1998)

㉜ Calcaires delémontiens, Reconvilier, forage RE2, zone ungeri à notata, (ce travail)

㉝ Calcaires delémontiens, Courfaivre, zone ungeri à notata, (ce travail)

㉞ Calcaires delémontiens, Vermes, MP29 - MN1 (Theiler, 1998)

㉟ Calcaires delémontiens, Brochene Fluh, MP 29- MN1 (Engesser, 1990 et Picot et al., 2002)

㉠ Calcaires delémontiens, Reconvilier, forage F1 à F4, MP 30 (Weidmann, comm. écrit.)

**Fig.II-9** bis: Légende de la figure II-9: Formation, lieux et datations des coupes utilisées pour réaliser la lithostratigraphie.
19- Molasse alsacienne, Moutier, MP 27, (PFIRTER 1997).

20- Molasse alsacienne, Mümliswil MP 26 (MAYO, 1980).

21- Molasse alsacienne, Soulce, MP22 à MP 28 (BERGER, 1992).

22- Molasse alsacienne, « Aarwanger Molasse », MP27 à MP 29 (ENGESSER, 1990).

23- Molasse alsacienne, Tavannes, tunnel de Rochette, zone à ungeri, (FAVRE, 1998).

24- Molasse alsacienne, Loveresse, forage RB6, zone ungeri à notata, (ce travail).

25- Molasse alsacienne, Moutier-Belprahon, zone major ou microcera, (ce travail).

26- Molasse alsacienne, coupe Viaduc de Moutier, zone major ou microcera et zone à ungeri (ce travail).

27- Molasse alsacienne, Delémont, MP 23- MP 26 (CLÉMENT, 1998).

28- Molasse alsacienne, Dornachbrugg, MP 22 (ENGESSER & MAYO, 1987).

29- Molasse alsacienne, Delémont, forage Del 1, MP 27-MP 29, (WEIDMANN, comm. écrit.).

30- Molasse alsacienne, Delémont, La Beuchille, MP 24-MP 25 (Section de Paléontologie du Jura).

31- Calcaires delémontiens, Saicourt, zone ungeri à notata, (FAVRE, 1998).

32- Calcaires delémontiens, Reconvilier, forage RE2, zone ungeri à notata, (ce travail).

33- Calcaires delémontiens, Courfaivre, zone ungeri à notata, (ce travail).

34- Calcaires delémontiens, Vermes, MP29 - MN1 (THEILER, 1998).

35- Calcaires delémontiens, Brochene Fluh, MP 29- MN1 (ENGESSER, 1990 et PICOT *et al.*, 2002).

36- Calcaires delémontiens, Reconvilier, forage F1 à F4, MP 30 (WEIDMANN, comm. écrit.).

Ainsi nous avons le découpage lithostratigraphique suivant : Sidérolithique :

Les datations effectuées sur le Sidérolithique proviennent, la plupart du temps, des synclinaux du sud du Jura, souvent à la limite du plateau. Ces datations correspondent à l'intervalle MP 14-MP 19. En l'absence de datation précise nordique, par extension, cette datation a été attribuée à tout le Sidérolithique du Jura.

### Calcaires inférieurs et Terres Jaunes :

Dans les synclinaux sud-jurassiens, les Calcaires inférieurs sont datés à leur base par les Calcaires inférieurs de Moutier par la zone à *Harrisichara gr. tuberculata* et correspondent à leur sommet au niveau mammalien MP 27 pour les Wynauer Süsswasserkalk.

Dans les synclinaux nord-jurassien, les Terres Jaunes, les Streifige Mergel sont datées par la zone à charophytes *Harrisichara gr. tuberculata*.

### Gompholithes et Conglomérats :

Ils sont situés dans les synclinaux du nord. La datation de la formation Gompholithes et Conglomérats est estimée à la fin de la zone à *Harrisichara gr. tuberculata* (coupe de Develier-villa) et proche de la zone NP 21 à Bressaucourt. Ces dépôts côtiers devraient se prolonger dans

les zones nannoplanctoniques supérieures (nous l'avons arrêté à la base de NP 23 arbitrairement).

La datation de cette formation est difficile à établir avec certitudes car elle se fait, dans la plupart des cas, de façon indirecte.

### Meeressand :

Situés dans les synclinaux du nord, les Meeressand sont considérés comme des faciès côtiers par rapport à la Formation des Septarienton, faciès marin plus distal. Il en résulte que les Meeressand devraient avoir le même âge que la formation des Septarienton. Les Meeressand de Develier correspondent à la zone de charophytes *Harrisichara gr. tuberculata*. A Kleinblauen, les Meeressand sont datés par les mammifères et correspondent au niveau mammalien MP 22 (Becker, 2002). Dans ce travail, nous attribuerons l'âge des Septarienton aux Meeressand, soit l'intervalle allant du sommet de NP21 jusqu'à la base de NP 25.

### Septarienton :

Situés dans les synclinaux au nord de la cote 240.00, les Septarienton sont datés à leur base par le sommet du niveau NP 21 à Laufen ou Bressaucourt et atteignent la base de la zone nannoplanctonique NP 25 à Courgenay.

### Molasse alsacienne :

Dans les synclinaux du sud, la Molasse alsacienne a sa base datée du niveau mammalien MP22 et son sommet est daté du niveau mammalien MP 29.

Dans les synclinaux du nord, la Molasse alsacienne devrait commencer environ à MP 22, voire avant, et se termine à MP 29.

### Calcaires delémontiens :

Présents dans les synclinaux nord et sud-jurassiens, les Calcaires delémontiens (ainsi que leur équivalent latéral : Marnes à Gypse) sont datés de l'intervalle MP 29 jusqu'à la base de MN1.

## 3- GROUPES PAR SYNCLINAL :

Dans ce paragraphe, pour chaque synclinal, les différentes formations paléogènes vont être précisées, afin de permettre la construction d'une carte géologique pour les différents synclinaux du Jura. Les noms et la localisation des différents synclinaux sont donnés par la figure fig.II-10.

### Synclinal de la Chaux-de-Fonds :

Il n'y a pas de formations paléogènes dans le synclinal de la Chaux-de-Fonds, et aucun sidérolithique n'est mentionné.

### Synclinal du Val de Ruz :

Dans le synclinal du Val de Ruz, la formation des Marnes bigarrées et Grès est mentionnée sur la carte géologique du Val de Ruz (BOURQUIN *et al.*, 1968). Cette formation correspondrait au Chattien et a été cartée arbitrairement en Molasse alsacienne.
<figure><img src="image_24.png" /><figcaption>Fig.II-10: Localisation des différents synclinaux tertiaires du Jura</figcaption></figure>
Synclinal de Saint-Imier :

Dans le synclinal de Saint-Imier, la formation des Marnes, grès et Calcaires d'eau douce est signalée sur la carte géologique de Saint-Imier (BOURQUIN et al., 1946) et serait datée du Stampien et de l'Aquitanien. Cette formation n'a pas été reportée sur notre carte géologique.

Synclinal de Châtillon :

Dans le synclinal de Châtillon, il y aurait de l'Untere Süsswassermolasse d'après SCHÄR et al., (1971). Cette formation n'est pas cartée et n'apparaît pas dans les deux forages effectués dans ce synclinal. La présence de cette formation dans le synclinal est juste supposée dans le profil structural de la région cartée (SCHÄR, 1971).

Synclinal d'Orvin :

Bien que ce synclinal soit signalé dans un très grand nombre de cartes tectoniques, aucune information concernant son remplissage n'a été mentionnée. De plus, ce synclinal se situe sur une carte géologique non encore réalisée (Feuille Büren).

Synclinal de Perry-Reuchenette :

Bien que ce synclinal soit également sur la feuille Büren, nous disposons d'un peu plus d'information. Des forages ont été réalisés à Sinceboz et mentionnés par PITET (1991). Ces forages montrent des alternances de calcaires lacustres et de niveaux de marnes à gypse. L'attribution à une formation est controversée, mais nous avons placé ces dépôts momentanément dans la formation des Calcaires delémontiens.

Synclinal de Tramelan-Tavannes-Court :

Dans le synclinal de Tramelan-Tavannes-Court, la série paléogène commence avec le Sidérolithique sous forme de Bohnertz et d'Huppererde. Ensuite, au-dessus, se trouve le Groupe de Molasse alsacienne s.s. avec une intercalation de calcaires lacustres. Au sommet de la série, se situe le Groupe des Calcaires delémontiens (PFIRTER et al., 1996, PFIRTER, 1997).

Synclinal de Welchenröhr-Balstahl :

Dans ce synclinal, la série paléogène commence avec le sidérolithique, puis ensuite se déposent le Groupe de la Molasse alsacienne s.s. avec son intercalation lacustre (Calcaires de Matzendorf), puis le Groupe des Calcaires delémontiens (ROLLIER, 1904; MÜHLBERG, 1914; MAYO, 1980).

Synclinal de Sornetan-Bellelay :

Dans le synclinal Sornetan-Bellelay, les premiers dépôts paléogènes sont représentés par le Sidérolitique. Aux coordonnées 586.90 / 236.80, PFIRTER et al. (1996) cartent des calcaires au contact du Sidérolitique et les rapprochent des calcaires de Matzendorf. Cela semble être une erreur, car les calcaires de Matzendorf se trouvent au sein de la Molasse alsacienne s.s.. Ces dépôts calcaires devraient être rapprochés de la formation des calcaires inférieurs, dont on trouve des affleurements dans le prolongement de la synforme, au nord de Moutier. Au-dessus, de ces Calcaires inférieurs,

se déposent la Molasse alsacienne s.s. puis le Groupe des Calcaires delémontiens.

Synclinal de Moutier :

Dans le synclinal de Moutier, la série paléogène commence par le Sidérolithique sous forme de Bolus, d'Huppererde, exploité au lieu-dit la Verrerie. Au-dessus, se sont déposés les Calcaires inférieurs (Calcaires d'eau douce de Moutier), puis le Groupe de la Molasse alsacienne s.s. avec une intercalation calcaire, le tout coiffé du Groupe des Calcaires delémontiens.

Synclinal de Mümliswil :

Dans le synclinal de Mümliswil, la série paléogène commence par le Sidérolithique, sous forme de Bohnertz et d'Huppererde. Au-dessus, se développe le Groupe de la Molasse alsacienne (KOCH et al., 1936).

Synclinal de Soulce :

Dans le synclinal de Soulce, se développe à la base le Sidérolithique sous forme de Bohnertz et d'Huppererde. Au-dessus, directement, se dépose une série de calcaires lacustres que l'on peut rapprocher du Groupe des Calcaires inférieurs. Ensuite se situe le Groupe de la Molasse alsacienne, surmonté par le Groupe des Calcaires delémontiens (PFIRTER, 1997).

Synclinal de Delémont :

On peut séparer le synclinal de Delémont en 3 parties, confirmées par les études sismiques (SUTER, 1978). La partie centrale est limitée à l'ouest par l'axe anticlinal passant au niveau de Develier, et limitée à l'est par l'axe anticlinal passant au niveau de Vicques. Dans la partie à l'ouest, la série paléogène commence par le Sidérolithique. Au-dessus d'après LINIGER (1925), il n'y a pas de Meeressand dans la partie ouest du bassin de Delémont. Donc, directement sur le Sidérolitique, se dépose le Groupe de la Molasse alsacienne, surmonté du Groupe des Calcaires delémontiens.

Dans la partie centrale du bassin, la série paléogène commence également par le Sidérolithique, qui est surmonté, ici, par la formation des Terres Jaunes, ensemble fluviatile et lacustre (mis dans ce travail, dans le Groupe des Calcaires inférieurs et Terres Jaunes). Au-dessus, se dépose le Groupe des Meeressand sur les bordures de la partie centrale (Develier). Ensuite, se dépose le Groupe des Septarienton, passant latéralement au Groupe de la Molasse alsacienne. En effet, CLÉMENT (1998) et CLÉMENT & BERGER (1999) ont mis en évidence des « interfingering » de faciès marins et de faciès continentaux dans ce bassin montrant les fluctuations de la côte et ils utilisent les termes de faciès « UMM » et de faciès « USM ». La Molasse alsacienne du bassin de Delémont est considérée comme Molasse alsacienne au sens large, c'est à dire que sa base peut montrer des faciès saumâtres (les Cyathulamergel de LINIGER (1925)). A l'ouest de la partie centrale du bassin, se situe le Groupe des Calcaires delémontiens.

Dans la partie est du synclinal de Delémont, la série paléogène commence par le Sidérolithique. Ensuite se dépose le Groupe des Meeressand, uniquement à sa limite avec la partie centrale du synclinal (Recolaine). Ensuite se situent les dépôts de la Molasse alsacienne, surmontés par le Groupe des
Calcaires delémontiens (KELLER & LINIGER, 1930).

### Synclinal de Waldenburg :

Dans le synclinal de Waldenburg, se dépose directement le Groupe des Calcaires delémontiens.

### Synclinal de Laufen :

Dans le synclinal de Laufen, la série paléogène débute avec le Sidérolithique sous forme de Bohnertz, voire de calcaires lacustres et de conglomérats à l'est du synclinal. Ensuite, il ne semble pas qu'il y ait des Meeressand directement dans le synclinal, mais ce Groupe existe sur sa bordure nord, à Kleinblauen. Enfin se dépose le Groupe des Septarienton, surmontée par la Molasse alsacienne s.l. (KOCH, 1936).

### Synclinal de Courgenay-Charmoille :

Dans ce synclinal, la série paléogène débute par le Sidérolithique. Ensuite se déposent des faciès plus ou moins conglomératiques que l'on pourrait attribuer soit au Groupe des Meeressand ou soit au Groupe des Gompholithes et Conglomérats (Gompholithe d'Ajoie et Conglomérats de Porrentruy). Ensuite se situe le Groupe des Septarienton, surmonté ou passant latéralement au Groupe de la Molasse alsacienne s.l. (DIEBOLD, 1960; DIEBOLD *et al.*, 1963).

### Synclinal de Bressaucourt-Porrentruy :

Dans le synclinal de Bressaucourt-Porrentruy, la série paléogène débute par les Conglomérats de Porrentruy (mis dans le Groupe Gompholithes et Conglomérats dans cette étude). Curieusement, aucun Sidérolithique n'a été carté dans cette région. Au-dessus des Conglomérats et latéralement (Chap.III coupe de Bressaucourt Bois carré et l'Oiselier), se dépose le Groupe des Septarienton. A l'extrême nord de ce synclinal, les Conglomérats sont recouverts par le Groupe des Meeressands (DIEBOLD, 1960; DIEBOLD *et al.*, 1963).

### Synclinal de Liesberg :

Dans ce synclinal, le Groupe des Calcaires delémontiens s'est déposé directement sur le Mésozoïque (KELLER & LINIGER, 1930).

### Synclinal de Löwenburg :

Dans ce synclinal, le Groupe des Septarienton s'est déposé directement sur le Mésozoïque (KELLER & LINIGER, 1930).

### Synclinal de Movelier :

Dans le synclinal de Movelier, la série paléogène débute avec le Sidérolithique. Au-dessus, se dépose le Groupe des Meeressand (KELLER & LINIGER, 1930).

## 4-CARTE GÉOLOGIQUE DU JURA :

En collaboration avec DAMIEN BECKER, j'ai réalisé une carte géologique des synclinaux du Jura. Le Mésozoïque n'est pas différencié et il est uniformément coloré en bleu. Sur cette carte, les Groupes paléogènes et miocènes sont figurés. Les Groupes miocènes et la lithostratigraphie miocène seront développés dans la thèse de DAMIEN BECKER (BECKER, 2002). Les couleurs utilisées pour les Groupes paléogènes sont les mêmes que celles utilisées sur la figure fig.II-9 pour la lithostratigraphie. Sur cette carte, les principaux accidents tectoniques ont été reportés (en rouge), ainsi que les axes des anticlinaux (en bleu). Cette carte générale a été élaborée à partir de nombreuses cartes géologiques au 1 : 25 000 de la région étudiée, ainsi que des cartes produites lors de publications annexes à ces cartes appartenant majoritairement à la série « Matériaux pour la carte géologique de la Suisse ». Les principaux travaux utilisés sont ceux de PFIRTER *et al.*, 1996; KELLER & LINIGER 1930; SCHÄR *et al.*, 1971; DIEBOLD *et al.*, 1963; BOURQUIN *et al.*, 1968; BOURQUIN *et al.*, 1946; KOCH *et al.*, 1936; BITTERLI-BRUNNER *et al.*, 1984; FISCHER, 1965b; LINIGER, 1969; LAUBSCHER, 1963; WITTMANN *et al.*, 1970; MÜHLBERG, 1914; ROLLIER, 1904; ROLLIER, 1901; ROLLIER & FAVRE 1910; ROLLIER, 1894; MÜHLBERG, 1907; GUTZWILLER & GREPPIN, 1915; GREPPIN, 1908; ZIEGLER, 1956; KOCH, 1923; FISCHER, 1965a; TSCHOPP, 1960; SUTER, 1936; DIEBOLD, 1960; SCHNEIDER, 1960; VOGEL, 1934; LINIGER, 1925.

La carte géologique des synclinaux du Jura est donnée par la fig. II-11 (carte) et la fig.II-12 (légende).
<figure><img src="image_25.png" /><figcaption>Fig. II-11: Carte géologique</figcaption></figure>
Légende de la carte géologique:

<figure><img src="image_26.png" /><figcaption>Fig.II-12: Légende de la carte géologique</figcaption></figure>
# CHAPITRE 3: SÉDIMENTOLOGIE, PALÉONTOLOGIE, BIOSTRATIGRAPHIE, ECOLOGIE ET PALÉOENVIRONNEMENTS DES COUPES ÉTUDIÉES

## 1-GROUPE DES CALCAIRES INFÉRIEURS :

### 1-1-La coupe des calcaires inférieurs de Moutier (lieu-dit : Pâturage du Droit)

Dans le synclinal de Moutier, au nord de Moutier, au lieu-dit le Pâturage du Droit, se trouvent des affleurements calcaires (coord. 594.60 / 237.30). D'une puissance de 4.50 m environ, ces affleurements montrent des calcaires massifs, homogènes, durs et de couleur grise (Fig. III-1). Les bancs, d'une épaisseur allant de 40 cm à 10 cm, montrent un pendage de 45°/330°. La légende de toutes les coupes de ce travail se trouve en Annexe 1.

En raison de la nature des roches, aucun lavage n'a été réalisé. Cependant l'étude des lames minces a permis d'observer quelques fossiles très mal conservés, à savoir quelques gastéropodes et quelques gyrogonites de charophytes. Les lames minces montrent des calcaires micritiques, à structure péloïdale à micropéloïdale, contenant des gastéropodes et des charophytes partiellement dissous. Certains niveaux (PAT 3) montrent des développements stromatolithiques, finement laminés, et par endroits, avec des croissances columellaires. Dans les dépressions de ces columelles se cristallisent des microcristaux de sparite. Certains niveaux (PAT 3 et PAT 7) montrent des structures « cloted » (ESTEBAN & KЛАППА, 1983). Cette structure particulière indique un début de pédogénèse. Certaines lames minces (PAT 14) montrent que certains horizons parallèles à la stratification sont recristallisés en microcristaux de sparite. Enfin, tous les niveaux sont parcourus par des fissures droites et courbes où se cristallisent des microcristaux de sparite. Les niveaux calcaires montrent une porosité moldique (due à la dissolution des coquilles de gastéropodes) et une porosité due à la présence de traces racinaires. La porosité due aux traces racinaires se caractérise par un trou dont le bord porte des microcristaux de sparite (ciment vadose) : cette structure est une rhizoconcrétion (à un stade précoce d'après KЛАППА 1980).

En résumé, les calcaires du Pâturage du Droit montrent un environnement lacustre où vivent des gastéropodes et se développent des charophytes. Comme le

montre l'étude des lames minces, ce plan d'eau subit des émersions et est colonisé par les végétaux, implantant leurs racines dans le sédiment. Certains niveaux stromatolithiques montrent que les conditions des eaux du lac sont parfois mauvaises pour le benthos qui meurt, laissant ainsi ces dépôts laminés se développer.

### 1-2- Les forages RB de Wynau

Les Elektrizitätswerke Wynau AG Langenthal (EWW) ont réalisé une étude géologique en vue de la réalisation d'une nouvelle centrale électrique. Une série de forages a donc été entreprise, ainsi qu'une campagne de mesures en sismique-réflexion afin de connaître la géologie régionale avant d'implanter cette centrale (FREI et al., 1996). Nous avons eu accès à ces différents forages que nous avons échantillonnés. Ici, nous étudierons deux forages, RB6/95 et RB7/95, les seuls qui ont atteint le Mésozoïque.

#### 1-2-1-Le forage RB6 / 95 de Wynau :

Le forage RB6/95 (coord. 628.19 / 234.28) a une puissance de 72 m et contient près de 60 m de Tertiaire et de Quaternaire. Les sédiments montrent des alternances de calcaires massifs et de marnes plus ou moins gréseuses. Les lithofaciès et la répartition des faunes et des flores sont donnés par les figures fig. III-2, fig. III-3 et fig. III-4.

#### 1-2-1-1-Lithofaciès et sédimentologie :

Le forage RB6/95 montre une alternance de marnes plus ou moins gréseuses et de calcaires massifs. De bas en haut, surmontant le calcaire mésozoïque dont le sommet se situe à 60.90 m de profondeur, de petits bancs décimétriques de calcaires alternent avec des marnes gréseuses rouges jusqu'à 58.70 m de profondeur. Les lavages stériles effectués dans ces niveaux n'ont pas malheureusement pas permis de savoir si ces dépôts correspondent à l'Eocène ou l'Oligocène. Au-dessus, se trouve un banc de calcaire de près de 2 m d'épaisseur légèrement verdâtre. Une lame mince a été effectuée dans ce niveau (RB6 57-58). Elle montre des intraclastes micritiques de couleur rouge à brun foncé non jointifs baignant dans une matrice micritique. Ces intraclastes contiennent eux-mêmes quelques cristaux de quartz et des structures « cloted ». Des cristaux de quartz
<figure><img src="image_27.png" /></figure>

N.B: la légende pour toutes les coupes se trouve en Annexe 1

<caption>Fig.III-1: Log lithostratigraphique de la coupe du Paturage du Droit</caption>

baignent également dans la matrice. Cette roche montre une porosité, soulignée par un ciment sparitique, figurant ainsi des émersions. Au-dessus se trouvent 1.20 m de marnes gréseuses vertes stériles. Au-dessus, se trouve près de 3.20 m de calcaire massif. Une lame mince a été effectuée dans ce niveau (RB6 55-55.5). Elle montre un calcaire micritique pelloïdal typiquement lacustre. Il contient quelques cristaux de quartz anguleux, ainsi que des bioclastes difficilement reconnaissables car ils sont recristallisés en sparite. Toute la lame est traversée par de grandes fissures courbes, synonymes d'émersion. Au-dessus se trouve 1 m de marnes passant progressivement du brun vers le vert ; puis, ensuite, on observe près de 2 m de grès fin. Ensuite se trouve près 2.50 m de calcaire massif. Une lame mince a été effectuée dans ce niveau (RB6 47.8-48), (Planche A ; 1). Elle montre un calcaire micritique micropelloïdal de couleur foncée. Ce calcaire contient des gastéropodes qui sont recristallisés en sparite. Certains bioclastes ne sont pas reconnaissables en raison de leur recristallisation en sparite. Ensuite se déposent 4 m de marnes gréseuses vertes stériles. Entre 43 m et 32.5 m de profondeur alternent des bancs de calcaires massifs et des marnes souvent gréseuses. Ensuite se déposent près 6 m de calcaire massif. Une lame mince a été effectuée dans ce niveau (RB6 29.8-30). Elle montre un calcaire micritique micropelloïdal de couleur brun foncé. La lame est traversée par de nombreuses fissures, parallèles et perpendiculaires à la stratification, ainsi que d'autres courbes. Ces fissures dénotent

une émersion. Au-dessus se trouvent 1 m de marnes vertes puis 2 m de marnes gréseuses séparées par un banc calcaire. Ces niveaux sont très riches en gastéropodes. Au-dessus, se trouve 1.50 m de calcaire. Une lame mince a été effectuée dans ce niveau (RB6 23.6-23.9). Elle montre un calcaire micritique micropelloïdal qui contient des gastéropodes recristallisés en sparite. Cette lame montre une porosité dont les bords des pores présentent un ciment drusique. La lame est parcourue par une fissure perpendiculaire à la stratification et qui perd de son importance en allant vers le bas la lame. Cette fissure pourrait figurer un stade précoce de la fabrication de polygones de dessiccation dûs à une émersion. La porosité peut avoir deux origines : soit elle provient de la dissolution des bioclastes, soit de traces racinaires. Ensuite se trouvent 60 cm de marnes gréseuses surmontées par 1.20 m de calcaire dans lequel une lame mince a été réalisée (niveau RB6 21.5-21.7), (Planche A, 2). Elle montre un calcaire micritique à structure pelloïdale qui contient des gastéropodes, des ostracodes et des charophytes. Ensuite de 21 m à 4 m de profondeur, les mêmes faciès de calcaire et de marnes souvent gréseuses alternent. Le Tertiaire est surmonté par 4 m de Quaternaire.

En résumé, les lithofaciès du forage RB6 de Wynau montrent des dépôts typiquement lacustres, peu profonds, souvent soumis à des émersions. Seul un événement fluviatile bien marqué (50-52m) interrompt cette série lacustre.
<figure><img src="image_28.png" /><figcaption>Fig.III-2: Log lithostratigraphique du forage RB6 de Wynau</figcaption></figure>
<figure><img src="image_29.png" /><figcaption>Fig.III-3: Log lithostratigraphique du forage RB6 de Wynau</figcaption></figure>
<figure><img src="image_30.png" /><figcaption>Fig.III-4: Log lithostratigraphique du forage RB6 de Wynau</figcaption></figure>
### 1-2-1-2-Paléontologie :

#### Micromammifères :

Le niveau RB6 12.3-12.5 a livré une unique dent de micromammifère. Il s'agit d'un fragment, dont la partie antérieure manque. C'est pourquoi sa détermination est difficile. S'il s'agit d'une dent de lait (D4), la dent appartiendrait probablement à *Protechimys major*, une espèce typique pour le niveau mammalien MP 26 (détermination B. ENGESSER).

#### Poissons :

Le niveau RB6 12.3-12.5 a livré une vertèbre de poisson. Aucune détermination spécifique n'est envisageable. Le niveau RB6 16-18 a livré une dent pharyngienne de poisson. De nombreux autres niveaux contiennent des éléments ostéologiques de poissons (épines, os de la mâchoire) et malheureusement aucun otolithe n'a été récolté permettant une datation.

#### Gastéropodes :

La faune de gastéropodes du forage de Wynau est riche et ils sont récoltés dans pratiquement tous les niveaux. Les gastéropodes les plus courants sont les limnées et les planorbes. Lorsque l'on trouve ces herbivores en grande quantité, comme c'est le cas ici, on conviendra que la végétation lacustre devait être importante. Ici les charophytes sont les représentantes de la végétation lacustre qui a été conservée. Cette végétation se developpait à des paléoprofondeurs faibles, en raison du besoin de lumière (aujourd'hui la profondeur de la prairie à charophytes fructifiée est estimée entre 0 et 4 m). Ainsi, indirectement, la récolte de planorbes et de limnées herbivores en grande quantité implique de faibles paléoprofondeurs.

#### Ostracodes :

Curieusement, dans ces dépôts lacustres, la faune d'ostracode est rare par rapport à d'autres dépôts lacustres tertiaires (cf. coupes dans la formation des Calcaires delémontiens). Le genre le plus souvent récolté est *Metacypris* sp. (niveaux RB6 10-10.5, RB6 25, RB6 25.9-26, RB6 52-52.2). Ce genre implique des paléoprofondeurs supérieures à 3 m (cf. Chap. Ostracodes).

Le niveau RB6 34.8 a fourni une larve d'Ilyocypris sp..

#### Charophytes :

Dix espèces de charophytes ont été récoltées dans ce forage. Les espèces présentes sont *Nitellopsis (Tectochara) meriani* group, *Lychnothamus* sp., *Lychnothamnus (Stephanochara) ungeri* group, *Lychnothamnus (Rhabdochara) stockmansi-major* group, *Lychnothamnus (Rhabdochara) praelangeri-major* group (Planche 11, 9 et 10), *Sphaerochara hirmeri* group, *Hornichara lagenalis* group (Planche 11, 11), *Chara minutissima* group, *Chara microcera-notata* group et *Chara* sp.. La répartition des différentes espèces le long du forage est donnée par les figures fig. III-2, fig. III-3 et fig. III-4.

### 1-2-1-3-Biostratigraphie :

Les charophytes permettent également de dater le forage RB6/95 de Wynau. Entre 54.5 et 39 m de profondeur, les charophytes appartiennent à la zone à *microcera* ou à *major*. Cet intervalle correspond donc soit au Rupélien moyen (zone à *major*) soit à la base du Chattien (zone à *microcera*). Entre 34.8 et 25 m de profondeur, il est difficile de dater l'intervalle avec les charophytes récoltées. Enfin, les charophytes de l'intervalle entre 20.5 m et 8 m de profondeur pourrait appartenir à la zone à *ungeri*, soit au Chattien moyen. Ceci semble confirmé par la présence d'une dent de micromammifère appartenant sans doute au niveau mammalien MP 26.

### 1-2-1-4-Ecologie et Paléoenvironnements :

Les dépôts du forage RB6/95 appartiennent à un environnement lacustre, interrompu entre 50 et 52 m de profondeur par un événement fluviatile. Les paléoprofondeurs de ces dépôts oscillent entre plus de 3 m de profondeur (présence de l'ostracode *Metacypris* sp.) et l'émersion (fissures courbes, début de création de polygone de dessiccation). Les conditions des eaux semblent bonnes, avec l'épanouissement des gastéropodes herbivores et la présence de la prairie à charophytes. L'essor du benthos permet d'attribuer des conditions mésotrophiques à oligotrophiques aux eaux de ce lac.

### 1-2-2-Le forage RB7 / 95 de Wynau :

Le forage RB7/95 (coord. 627.43 / 234.29) a une puissance de 60 m et contient près de 51 m de Tertiaire et de Quaternaire. Les sédiments montrent des alternances de calcaires massifs et de marnes plus ou moins gréseuses. Les lithofaciès et la répartition des faunes et des flores sont donnés par les figures fig. III-5, fig. III-6 et fig. III-7.

### 1-2-2-1-Lithofaciès et sédimentologie :

De bas en haut, le calcaire mésozoïque se trouve entre 60 et 50.5 m de profondeur. Au-dessus, le Tertiaire commence par 2.50 m de marnes gréseuses de couleur grise. A 48 m de profondeur apparaît le premier banc de calcaire massif de 2.50 m d'épaisseur. Entre 45.8 m et 41.7 m de profondeur, les sédiments passent progressivement de marnes bariolées à des marnes gréseuses bariolées qui deviennent progressivement grises et enfin à un banc de grès de couleur grise. Ensuite se dépose un banc calcaire de 1.80 m d'épaisseur. Ensuite entre 40 m et 35 m de profondeur, la même succession de lithofaciès est observable, à savoir le passage progressif de marnes bariolées à des marnes gréseuses bariolées et enfin un petit banc de grès de couleur rouge. Ensuite, la succession des marnes aux marnes gréseuses puis au grès est observée, entre 25 m et 30.30 m de profondeur. Entre 30.30 m et 21.70 m de profondeur se dépose une grande séquence de marnes gréseuses passant de bariolées à grises. Au-dessus se déposent près de 2 m de calcaire massif, interrompu à la base par un niveau de marnes gréseuses. Entre 19.50 m et 16.80 m de profondeur, la succession de marnes à marnes gréseuses puis à un banc de grès sont observables. Entre 16.8 m et 15.9 m de profondeur, un banc de marnes gréseuses vertes est observé. Au-dessus se déposent près de 2 m de calcaire
entrecoupé d'un niveau de marnes vertes. Entre 14 m et 10.80 m de profondeur se déposent des marnes gréseuses de couleur grise. Au-dessus, après un épisode marneux, gréseux et marno-gréseux, près de 3 m de calcaire se déposent. Enfin de 6 m à 2 m de profondeur, des marnes gréseuses sont observées entrecoupées d'un petit épisode calcaire. Le forage est surmonté de près de 2 m de Quaternaire.

Les lithofaciès du forage RB7/95 sont beaucoup plus gréseux que ceux du forage RB6/95. Les calcaires lacustres sont plus rares et les dépôts fluviatiles sont assez importants. Ces derniers semblent se déposer en séquences caractéristiques, à savoir un passage progressif de marnes à des marnes gréseuses et enfin à des grès. L'étude de milieu fluviatile en forage est très difficile en raison de la faible information sédimentaire d'une carotte et en raison de l'impossibilité d'observer les grandes structures.

## 1-2-2-2-Paléontologie :

### Poissons :

Le niveau RB 715.9-16 a livré une dent pharyngienne de poisson. Aucune détermination n'a été effectuée. D'autres niveaux contiennent des fragments d'os dont certains peuvent être attribués à des éléments ostéologiques de poissons.

### Gastéropodes :

Les niveaux RB7 4-5.1, RB7 10.5-12, RB7 15.9-16, RB7 18.9-19.4, ont fourni des restes de gastéropodes. Certaines coquilles peuvent être attribuées à des planorbes et des limnées. Les gastéropodes se situent au sommet du forage, entre 4 et 20 m de profondeur, là où les dépôts sont plus riches en niveaux calcaires.

### Ostracodes :

Seul le niveau RB7 24.15 a livré des ostracodes très mal conservés. Il s'agit du genre *Metacypris* sp., ostracode indiquant des paléoprofondeurs supérieures à 3 m.

### Charophytes :

Les dépôts du forage RB7 ont livré 4 espèces de charophytes, à savoir *Nitellopsis (Tectochara) sp.*, *Nitellopsis (Tectochara) meriani*, *Lychnothamnus (Rhabdochara) praelangeri* group (Planche 11, 8), *Hornichara lagenalis* group (Planche 11, 12), ainsi que des charophytes indéterminées. La répartition de ces flores est donnée par les figures fig. III-5, fig. III-6 et fig. III-7.

## 1-2-2-3-Biostratigraphie :

Les charophytes ont permis de dater le forage RB7. De la base du forage à 18.9 m, les charophytes correspondent soit à la zone à major (Rupélien moyen), soit la zone à microcera (base du Chattien). D'après Berger (comm. pers.), la présence de *H. lagenalis* entre 18.9 et 15.9 m pourrait justifier la création d'une nouvelle zone à charophytes, la zone à *lagenalis*, située entre la zone à micocera et la zone à ungeri, déjà pressentie par FEIST (1994) et BERGER (1999).

## 1-2-2-4-Ecologie et Paléoenvironnements :

Les dépôts du forage RB7 représentent des

<figure><img src="image_31.png" /><figcaption>Fig.III-5: Log lithostratigraphique du forage RB7 de Wynau</figcaption></figure>
<figure><img src="image_32.png" /><figcaption>Fig.III-6: Log lithostratigraphique du forage RB7 de Wynau</figcaption></figure>
<figure><img src="image_33.png" /><figcaption>Fig.III-7: Log lithostratigraphique du forage RB7 de Wynau</figcaption></figure>
environnements lacustres et fluviatiles. En raison du manque
d'information sédimentologique dans les dépôts fluviatiles
inhérents aux forages, il est très difficile de reconstituer des
environnements détaillés.

## 2-GROUPE DES GOMPHOLITHES ET CONGLOMÉRATS:

### 2-1- La coupe de Bressaucourt Est Bois carré:

#### 2-1-1-Lithofaciès et sédimentologie :

A la faveur de la réfection de la route entre Porrentruy et Bressaucourt, nous avons levé une coupe composée de calcaires, marnes, grès et conglomérats d'une puissance de plus de 30 m, à l'est du lieu-dit Bois Carré (coord. 571.30/ 230.35). Cet affleurement montre un pendage de 20 à 25°/ 330-335.

La coupe de Bois Carré (Fig. III-8) se situe à quelques
mètres au-dessus du Mésoïque, mais malheureusement nous
n'avons pas trouvé le contact.

Elle montre, à sa base, des bancs calcaires légèrement
marneux de plus de 2 m d'épaisseur. Ces bancs calcaires
contiennent, à la base des concrétions calcitiques blanchâtres
d'un demi-centimètre et au sommet du premier banc un
niveau conglomératique avec des galets d'un diamètre allant
de 5 à 20 cm. Les galets proviennent du Mésozoïque local.

Ces niveaux calcaires sont surmontés par près de
8 m de marnes grises, bariolées et sombres. Ces marnes
contiennent par endroits des niveaux discontinus de galets
d'origine jurassique allant jusqu'à un diamètre de 5 cm ; le
banc BRE 5 montre un niveau avec des concrétions. Cette
série marneuse est surmontée d'un grès fin montrant des
traces racinaires, synonymes d'émersion.

Surmontant la série marneuse et jusqu'au sommet de
la coupe, les dépôts se caractérisent par une succession de
conglomérats entrecoupée d'épisodes gréseux et marneux.
Les niveaux conglomératiques se caractérisent par une base
erosive, des galets non triés allant d'un diamètre de 5 cm à 60
cm. Le niveau BRE 7 montre également des remaniements
de brèches, ainsi que des blocs aux surfaces arrondies et
polies d'environ 1 m de diamètre. La nature des galets des
conglomérats est majoritairement composée de calcaires
mésozoïques, mais de rares galets de quartzite rouge
sont présents. Le niveau BRE 7/ 7' montre une variation
latérale de faciès, à savoir d'une part un conglomérat à
matrice composée d'argiles sableuses rouges, et d'autre
part des marnes rouges. Le conglomérat forme un chenal
dans ces marnes rouges. Ces chenaux sont de grande taille
( plus de 4 m de haut). La matrice des différents niveaux
conglomératiques est constituée de marnes plus ou moins
gréseuses, souvent de couleur rouge. Dans les intercalations
marneuses, on peut observer des petits chenaux d'1.50 m de
large pour une puissance de 50 à 60 cm (BRE 11 et BRE
13). Ces petits chenaux contiennent un conglomérat dont les
galets atteignent un diamètre maximal de 6 cm. Les niveaux
BRE 14 et BRE 15 montrent des traces racinaires, ainsi
que des manchons calcitiques, synonymes de construction

microbienne sur la base des végétaux (DURINGER & GALL,
1994).

La base de la coupe se distingue par une faible
énergie, permettant le dépôt des calcaires et des marnes.
A l'opposé, le sommet de la coupe se caractérise par une
très haute énergie (des blocs d'1 m sont transportés), où
se mettent en place des chenaux conglomératiques passant
latéralement à des marnes ou des grès.

Des lames minces ont été effectuées dans les niveaux
calcaires à la base de la coupe. Les niveaux BRE 0 et BRE 1
montrent des calcaires micritiques à structure globuleuse et
micropéloïdale (Planche A, 3 et 4). La structure globuleuse
est due à différentes phases de dissolution et de précipitation,
ainsi qu'à la précipitation le long des racines de sparite, où
se trouvent les circulations préférentielles de fluide riches en
carbonate. La dissolution de fossiles tels que des gastéropodes
ou des cavités dues à des racines ont permis l'installation de
ces cristaux à la périphérie des cavités (FREYTET & PLAZIAT,
1982). La lame du niveau BRE 0 montre une croissance
globulaire de sparite en plusieurs couches. Cette structure
est caractéristique de tuf ou de travertin. Les travertins se
déposent aux émergences de certaines sources, et dans des
cours d'eau peu profonds à petites cascades (précipitation des
carbonates activée par les turbulences et la perte en CO2). Les
travertins actuels sont riches en aragonite, mais ce minéral
recristallise ensuite en calcite. L'aspect caverneux est dû
en partie à la disparition de débris végétaux encroûtés de
carbonates d'origine biochimique (activité d'algues bleues).
Une lame mince effectuée dans le niveau calcaire BRE 2
montre que ce calcaire est micritique à structure péloïdale,
et contient de rares quartz. De nombreuses cavités dûes à des
dissolutions sont remplies de cristaux de sparite, créant un
ciment drusique.

#### 2-1-2-Paléontologie :

Certains sédiments provenant des niveaux fins de la
coupe ont été lavés pour y récolter les flores et les faunes. En
raison de la nature des sédiments et de la haute énergie de
ces dépôts, peu de fossiles ont été conservés et les différents
niveaux ont révélé une faune assez pauvre.

Foraminifères :

Les niveaux BRE 3, BRE 11 et BRE 13 ont fourni
une faune de foraminifères. Le niveau BRE 3 a fourni
*Bulimina* sp. et des Rotalidae indéterminables. Le niveau
BRE 13 a fourni *Cibicides* sp.. Un autre niveau, BRE 11, a
fourni des foraminifères, mais ils ne peuvent être déterminés
car ils sont recristallisés. (déterminations KIRSTEN GRIMM).

Ostracodes :

Les ostracodes récoltés dans les sédiments de cette
coupe sont tous continentaux. Le niveau BRE 4 a fourni les
espèces *Pseudocandona* sp.1 et ?*Cyclocypris* sp.. Le niveau
BRE 5 a livré *Pseudocandona* sp.1. Les niveaux BRE 7 et
BRE 11 ont livré des fragments de carapace indéterminables.
Ces ostracodes, typiquement continentaux, vivent dans des
tranches d'eau faibles (0-2 m pour le genre *Pseudocandona*).
Les *Pseudocandona* peuvent également supporter des eaux
légèrement salines (APOSTOLESCU & GUERNET, 1992).

**Echinodermes :**

Le niveau BRE 12 a fourni des radioles d'oursins. En raison de leur mauvaise conservation, nous ne pouvons dire si ils sont autochtones, ou si ils ont été remaniés du Jurassique.

**Gastéropodes :**

Les niveaux BRE 12 et BRE 13 ont livré des gastéropodes. D'une taille entre 250 et 500 µm, l'assemblage est monospécifique.

**Bivalves :**

Le niveau BRE 7 a livré des fragments de bivalves. En raison de leur mauvaise conservation, nous ne pouvons dire si ils sont autochtones, ou si ils ont été remaniés du Jurassique. Le niveau BRE 12 a fourni des fragments de bivalves dont certains portent des côtes. Aucune détermination spécifique n'est envisageable en raison de leur mauvais état de conservation.

## 2-1-3-Biostratigraphie :

Aucune faune caractéristique ne nous permet de dater directement cet affleurement.

## 2-1-4-Ecologie et Paléoenvironnements :

La coupe de Bressaucourt Est Bois Carré contient à la fois des faunes marines (foraminifères) et des faunes d'eaux douces (ostracodes). Aucun niveau de la coupe ne contient à la fois les deux types de faunes tertiaires. On aurait donc un milieu situé à la limite du domaine continental et du domaine marin. On serait donc dans un milieu côtier, ce qui n'empêche pas quelques remaniements.

La présence de grands blocs (plus d'1 m de diamètre) dans les conglomérats montre que l'énergie de ces dépôts est très importante. Seuls des reliefs conséquents peuvent générer ce type d'énergie. On peut expliquer la présence de dépôt de haute énergie avec l'existence à l'époque de falaises d'une dizaine de m, entaillées par des canyons, où coulent des cours d'eau au régime torrentiel, permettant l'érosion in situ du Mésozoïque sous forme de galets de diamètre important. Le transport est relativement faible mais la création de galets est rapide car les éléments de calcaire roulent les uns sur les autres et s'usent rapidement. Un deuxième fait plaide en faveur de la présence de falaises, c'est l'existence de travertins ou tuf. Ce type de dépôt calcaire se produit aux émergences de certaines sources, et dans des cours d'eau peu profonds à petites cascades (précipitation des carbonates activée par les turbulences et la perte en CO₂). Ces cascades seraient dues aux falaises, permettant des dépôts calcaires dans les zones abritées des dépôts conglomératiques de haute énergie des canyons. Ce type de dépôt travertineux est connu actuellement sur les falaises jurassiques de Normandie (France), à Sainte-Marguerite-des Pertes (Calvados) par exemple, où les travertins se développent au niveau des cascades d'eaux douces qui se sont chargées en CACO₃ en traversant les dépôts calcaires jurassiques et qui se jettent sur l'estran.

Les galets des conglomérats issus des canyons se

répandent sur l'estran sous la forme d'un delta progradant. Ce caractère progradant est difficile à mettre en évidence sur cette coupe, mais la coupe de l'Oiselier, située une centaine de mètres à l'est, montre clairement la progradation des conglomérats vers le nord. Latéralement à ces fan-deltas se trouvent des dépôts gréseux et marneux contenant des foraminifères, caractérisant le domaine marin (BRE 3, BRE 13). Le long de la côte et à l'abri des exutoires des canyons, des petits lacs d'eaux douces, alimentés par des cascades, et de faible profondeur, peuvent se développer, permettant l'essor d'ostracodes continentaux. Ces petits lacs se trouvent en haut de plage et se caractérisent par des dépôts marneux (niveaux BRE 4, BRE 5 et BRE 15). L'alternance de dépôts marins et continentaux montre des fluctuations du niveau marin. Cette fluctuation est dûe soit à une fluctuation du niveau marin eustatique, soit à l'accumulation des sédiments, soumettant leur sommet à l'érosion et permettant l'installation de plantes (BRE 14, BRE 15).

Certains galets de couleur rouge ont été trouvés dans les conglomérats. Ces galets se présentent sous forme de calcaire gréseux de couleur rouge. Ils pourraient avoir deux origines : soit ces galets proviennent du Sidérolithique local, en général de couleur rouge et très riche en quartz ; (ils seraient donc autochtones), soit ils pourraient provenir des dépôts du Trias du Buntsandstein, connus dans le fossé rhénan (ils seraient allochtones). Les lames minces effectuées dans ces galets montrent le plus souvent que les calcaires contiennent des faunes marines, ce qui plaide en faveur des galets du Trias, surtout que le Sidérolithique est décarbonaté dans le Jura. Ces galets auraient pu être érodés dans le fossé rhénan et transportés par l'intermédiaire de la dérive littorale vers le sud et enfin déposés dans les dépôts de Bressaucourt Bois Carré. Avec ces galets, on trouve également des galets de quartz, de roches métamorphiques et effusives (cf. coupe de l'Oiselier) provenant sans aucun doute des Vosges ou de la Forêt-Noire, mettant en évidence un transport du nord vers le sud. Si ce milieu côtier est soumis à une dérive littorale, il faut donc imaginer qu'une partie des galets des fan-deltas est remaniée et forme un cordon de galets le long de la plage.

Au nord de la coupe Est Bois Carré, à la sortie ouest de Porrentruy (coord.571.55 / 251.20), une petite coupe, appelée Bressaucourt UMM, montre un faciès marin argileux. En raison de l'absence d'indices stratigraphiques dans la coupe Est Bois Carré, on ne peut établir si ces dépôts sont synchrones. Cependant, on ne peut que supposer que ces dépôts argileux marins constituent un faciès plus distal aux dépôts de la coupe Est Bois Carré. Un forage, situé entre la coupe de Bressaucourt Bois Carré et la coupe Bressaucourt UMM, levé par Mr GROBET (MFR Delémont), montre que les conglomérats se situent sous les dépôts marins argileux (coord. 571.650/ 251.050) (Fig.III-9). Le forage de l'Etang montre que les dépôts marins argileux sont postérieurs aux dépôts conglomératiques, mais on peut envisager que l'UMM rhénane transgressante permet de passer de dépôts côtiers (Formation des Conglomérats de Porrentruy) à des dépôts marins plus distaux (Septarienton).

La figure synthétique (fig. III-10) montre les différents paléoenvironnements de la coupe de Bressaucourt Est Bois Carré.
<figure><img src="image_34.png" /><figcaption>Fig.III-9: Log lithostratigraphique du forage de l'Etang à l'ouest de Porrentruy</figcaption></figure>

<figure><img src="image_35.png" /><figcaption>Fig.III-10: Reconstitution des différents environnements de la coupe Bressaucourt Est Bois carré</figcaption></figure>