localité (638.05/255.78) est d'ailleurs la localité euro-
péenne de référence pour la zone MN8.

MÜHLBERG (1908) mentionne des calcaires similai-
res dans la région d'Oltingen et à Zeglingen. KÄLIN
(1993) présente plusieurs profils dans la région de Ze-
glingen, dont les lithofaciès matérialisent toujours des
alternances de calcaires, de calcaires marneux et de
marnes qui pourraient correspondre aux Süsswasser-
kalk von Anwil. Cependant la faune de mammifères
mise au jour (Eumyarion medius, Democricetodon
gaillardi, Cricetodon sansaniensis) est beaucoup
plus vieille que celle du gisement d'ENGESSER (1972).
KÄLIN (1993) date le gisement de Zeglingen Hof
Flümatt (635.09/252.45) de la zone MN6. Un autre
profil dans cette même région est celui de Häfelfingen
RB-28 (632.79/251.71). Malheureusement ce dernier
n'a pas pu être daté.

2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh &
Glimmersandschüttung

Définition

J'ai regroupé sous le terme Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung toutes les formations à faciès conglomératique, sableux et marneux matérialisant les vastes éventails alluviaux d'origine nordique de l'OSM, conséquence du soulèvement des massifs des Vosges et la Forêt Noire. Dans les zones marginales de ces éventails, des dépôts lacustres peuvent s'intercaler, notamment à leur base (voir **2.2.4 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM**).

Dans ce travail, je me suis limité aux quatre cônes alluviaux localisés sur le terrain d'étude (Vogesenschüttung, Juranagelfluh von Montfaucon, Juranagelfluh des Beckens von Laufen, Basler Juranagelfluh) et au Glimmersandschüttung.

Position stratigraphique

Les formations de ce groupe reposent généralement
sur des dépôts variés selon leur position géographique.

Pour la Formation du Bois de Raube, le Membre
d'Ajoie et le Membre du Bois de Raube reposent
sur les assises du Malm. Par contre le Membre du
Montchaibeux repose sur les Rote Mergel von Mont-
chaibeux à Delémont (voir **2.2.3 Marnes rouges &
Gompholithes de l'OMM**) et sur le Süsswasserkalk
von Vermes à Vermes (voir **2.2.4 Calcaires & Marnes
lacustres de l'OSM**).

Le Juranagelfluh von Montfaucon repose vraisem-
blablement sur le Malm, étant donné que 100% de ces
galets en sont issus.

A Röttler Schloss le Juranagelfluh des Beckens von Laufen repose sur le Hauptrogenstein, alors qu’à Tonilöchli (610.42/246.60) il repose sur la Molasse alsacienne et à Girlang (609.70/246.03) sur des grès de l’OMM

Le Basler Juranagelfluh repose à Gisiberg (629.00/
254.56) et à Zeglingen sur des dépôts lacustres des
Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM (voir **2.2.4
Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM**). Par contre
à Nusshof-Göltschete il repose sur du Dogger.

Le Glimmersandschüttung surmonte des calca-
res lacustres au Golat et semble se trouver inter-
calé entre des conglomérats de l'OMM (voir 2.2.2
**Conglomérats & Grès de l'OMM**) et des faciès
lacustres au sondage Tramelan - La Tuilerie (577.35/
230.90) (voir **2.2.4 Calcaires & Marnes lacustres
de l'OSM**).

Age

La composition des galets dans toutes les coupes
du groupe montre toujours un dépôt à forte hétéro-
chronie, à l'exception du Juranagelfluh von Montfau-
con. Les terrains sources mis à l'érosion alimentent les
éventails jurassiens avec des éléments de plus en plus
vieux. Cette tendance s'observe très bien sur plusieurs
profils comme celui du Bois de Raube 13 (585.19/
246.40) ou de Tonilöchli (610.42/246.60). Cependant
à l'exception de la biostratigraphie de la Formation du
Bois de Raube, les affleurements des Vogesenschüt-
tung & Juranagelfluh sont relativement mal datés. Les
auteurs estiment généralement ces éventails alluviaux
actifs durant toute la période de l'OSM, c'est-à-dire
environ de 14 à 10 Ma (BERGER, 1996 ; KÄLIN 1993,
1997 ; KÄLIN & KEMPF, 2002). De plus, beaucoup de
corrélations se font à partir d'affleurements datés dans
les Calcaires et Marnes lacustres de l'OSM intercalés
(voir **2.2.4 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM**)
(Fig. 2-7).

En Ajoie, les sablières à *Hippotherium primigenium* de Charmoille (582.24/252.94) et de Lugnez (574.80/259.40) sont datées de la zone MN9. Dans le Bois de Raube, la localité Bois de Raube 3 (586.04/246.14) est datée de la zone MN7. Quant à la localité du Montchaibeux (593.42/242.77) son âge approximatif, en tenant compte que le Membre du Montchaibeux surmonte les Süsswasserkalk von
<figure><img src="image_90.png" /><figcaption>Fig. 2-7 Localisation, biostratigraphie et lithostratigraphie des Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung.</figcaption></figure>

Vermes, est de MN7, bien que la datation du gisement Vermes 3 à la zone MN7 reste incertaine. A Montavon, HANTKE (1984) propose une datation douteuse MN7 basée sur la paléoflore.

A Tramelan et au Golat, les calcaires « oeningiens » sont datés approximativement de l'intervalle MN5-7 (KÄLIN, 1993). Les sables du Glimmersandschüttung intercalés ne permettent pas plus de précision.

Dans le synclinal de Laufon la datation MN9 du Nebelberg TGL III (coupe NB de ce travail) (613.40/250.65) et du Nebelbergweg (613.07/250.24) pourrait donner un âge minimal au Juranagelfluh des Beckens von Laufen.

Dans les synclinaux de Hölstein et de Häfelfingen la datation MN6 de Zeglingen Hof Flühmatt (635.09/252.45) pourrait donner un âge maximal au Basler Juranagelfluh. La datation MN8 de Anwil (638.05/255.78), quant à elle, précise son extension stratigraphique.

Le Glimmersandschüttung ne présente aucune localité datée. BERGER (1996) donne l'intervalle stratigraphique de MN6 à MN7/8.

Les données biostratigraphiques de ce groupe se résument ainsi :

<table><tr><td>Montchaibeux (KÄLIN, 1993)</td><td>(593.42/242.77)</td><td>Formation du Bois Raube ; Membre du Montchaibeux</td><td>MN7 ?</td></tr><tr><td>Bois de Raube 3 (KÄLIN, 1997)</td><td>(586.04/246.14)</td><td>Formation du Bois Raube ; Membre du Bois de Raube</td><td>MN7</td></tr><tr><td>Montavon (HANTKE, 1984)</td><td>?</td><td>Formation du Bois Raube ; Membre du Bois de Raube ?</td><td>MN7 ?</td></tr><tr><td>Charmoille (KÄLIN, 1997)</td><td>(582.24/252.94)</td><td>Formation du Bois Raube ; Membre d'Ajoie</td><td>MN9</td></tr><tr><td>Lugnez (KÄLIN, 1997)</td><td>(574.80/259.40)</td><td>Formation du Bois Raube ; Membre d'Ajoie</td><td>MN9</td></tr></table>

Ainsi les Vogesenschüttung & Juranagelfluh se déposent dans leur ensemble durant l'intervalle MN7-9, ce qui correspond approximativement au Serravalien et à la base du Tortonien. Cependant avec les datations définies dans les Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM on peut penser que les premiers dépôts de ce groupe ont pu débuter dès la fin de MN6 (Fig. 2-7).
## Formations regroupées sous le terme Vogesenschützung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung

### A. Vogesenschüttung

KÄLIN (1993) introduit le terme de Vogesenschützung pour nommer le vaste éventail fluviatile qui alimente depuis le massif des Vosges toute une partie de l'Ajoie et la partie Ouest et centrale du synclinal de Delémont. Il révise également la lithostratigraphie de ses dépôts qu'il classe dans la Formation du Bois de Raube (KÄLIN, 1997).

Formation du Bois de Raube (Rötliche Mergel und Sande des Bois de Raube, Dinotheriensande des Mont Chaibeux, Vogesensande des Bois de Raube, Sables et galets vosgiens à Dinotherium giganteum, Vosgesenschotter des Bois de Raube, Vosgesen-Schotter und -Sande von Charmoille, Hipparion-Sande von Charmoille)

Les dépôts vosgiens étaient déjà connus des anciens géologues par leur contenu en galets exotiques provenant du Sud des Vosges. GREPPIN (1855) utilisait le terme de Rötliche Mergel und Sande des Bois de Raube pour la région boisée s'étendant du Nord de Courfaivre jusqu'à Montavon, dans la partie Ouest du bassin de Delémont. Il considérait ces dépôts comme une unité locale équivalant aux Dinotheriensande des Mont Chaibeux. De plus la présence de *Dinotherium giganteum* aux Neufs Champs (587.40/244.13), près de Courfaivre incita ROLLIER (1898) à parler de Sables et galets vosgiens à *Dinotherium giganteum*.

HUMMEL (1914) et STEHLIN (1914), suite à la découverte d'Hipparion gracile dans le gisement à

macromammifères de Charmoille, parlaient également des *Hipparion*-Sande von Charmoille.

LINIGER (1925) reconnaissait dans le synclinal de Delémont une partie inférieure fine, les Vogesensande des Bois de Raube, et une partie supérieure plus grossière les Vosgesenschotter des Bois de Raube. Il assignait alors les Vogesensande des Bois de Raube aux Vosgesen-Schotter und -Sande von Charmoille, équivalent des *Hipparion*-Sande von Charmoille, en Ajoie, du fait des similitudes de leur faciès. Cependant il avait déjà observé l'absence quasi totale de composants jurassiens en Ajoie, alors qu'ils en constituaient près de 30% au Bois de Raube.

Hipparion gracile était considéré comme caractéristique du « Pontien ». Liniger (1964) déplaçait alors les *Hipparion*-Sande von Charmoille dans les Vosgesenschotter des Bois de Raube. Aujourd'hui *Hipparion gracile* se nomme *Hippotherium primigenium* et est caractéristique de l'« *Hippotherium* Datum » et de la zone à mammifères MN9.

KÄLIN (1997) révise la lithostratigraphie de tous ces dépôts vosgiens en Ajoie et dans le synclinal de Delémont. Du fait de leur utilisation abusive il crée une nouvelle formation, la Formation du Bois de Raube. Cette formation se définit comme une série de dépôts de marnes, de sables et de galets, dont une majorité provient du Sud des Vosges. Il divise encore cette formation en trois membres, le Membre du Montchaibeux, le Membre du Bois de Raube et le Membre d'Ajoie qu'il distingue par la nature de leur contenu en minéraux lourds et en galets (voir **4 – Minéralogie**). La puissance maximale de cette formation atteint 300m (Fig. 2-8).

<table><caption>**Fig. 2-8** Définition de la Formulation du Bois de Raube, lithologies, galets et minéaux lours (modifiée d'après KÄLIN, 1997).</caption><thead><tr><th></th><th>Kälin (1997)</th><th>Formations of former authors</th><th>Lithology</th><th>Pebbles</th><th>Heavy minerals</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="3">Bois de Raube Formation</td><td rowspan="2">Ajoie Member</td><td>Hipparion-Sande von Charmoille</td><td rowspan="2">Gravel, sand, marl, clay and formations of iron pisolithes</td><td rowspan="2">Pebbles Ajoie Type (no local calcareous pebbles)</td><td>Strong decrease of garnet and epidote contents</td></tr><tr><td>Vosgesen-Schotter und -Sande von Charmoille</td><td>Zircon dominance</td></tr><tr><td>Bois de Raube Member</td><td>Vosgesenschotter des Bois de Raube</td><td rowspan="2">Gravel, sand and marl</td><td rowspan="2">Pebbles Ajoie Type (no local calcareous pebbles) + Mischschotter (full range of pebbles)</td><td>Garnet dominance</td></tr><tr><td>Monchaibeux Member</td><td>Sables et galets vosgiens à Dinotherium giganteum</td><td>High content of zircon</td></tr><tr><td></td><td></td><td>Vogesensande des Bois de Raube</td><td rowspan="3">Sand and marl</td><td rowspan="3">No pebbles level</td><td rowspan="3">Stable presence of Epidote and tourmaline</td></tr><tr><td></td><td></td><td>Dinotheriensande des Mont Chaibeux</td></tr><tr><td></td><td></td><td>Rötliche Mergel und Sande des Bois de Raube</td></tr></tbody></table>
La seule modification que j’apporte à la définition de la Formation du Bois de Raube de Kälin (1997) est l’exclusion des Rote Mergel des Montchaibeux que j’ai intégrées dans le Groupe des Marnes rouges & Gompholithes de l’OMM (voir **2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l’OMM**).

## Membre du Montchaibeux

Le Membre du Montchaibeux constitue un lithofaciès de sables et de marnes, ne présentant pas de niveaux à galets. Son spectre de minéraux lourds est dominé par le grenat (plus de 40%) ainsi que l’épidote, le zircon et la tourmaline. Il forme la base de la Formation du Bois de Raube dans le synclinal de Delémont et correspond aux Vogesensande des Bois de Raube de LINIGER (1925). De bons affleurements s’observent très bien à la Lovère, dans la partie Est du Bois de Raube (coupes LOV de ce travail) (586.90/244.48 et 586.62/245.10). Plus à l’Ouest on retrouve d’autres affleurements à la Courte Queue (583.87/244.83). Les sables et les marnes du Montchaibeux ainsi qu’un médiocre affleurement (602.10/241.50) de grès quartzeux, grossier rouge surmontant des calcaires de la Formation de l’« Oeningien » près de Vermes appartiennent également à ce Membre du Montchaibeux (voir **2.2.4 Calcaires & Marnes lacustres de l’OSM**).

Les dépôts du Membre du Montchaibeux se limitent au synclinal de Delémont et atteignent une puissance maximale de 110m. Ils peuvent reposer directement sur les assises du Mésozoïque (Sud de l’anticlinal de Vorbourg), sur les Marnes rouges (Montchaibeux), sur la Molasse alsacienne (Rossemaison) ou sur des calcaires de la Formation de l’« Oeningien » (Vermes). La coupe Montchaibeux (593.42/242.77) de KÄLIN (1993) est la localité type de ce membre. Elle se compose d’une microflore de charophytes (*Chara minutissima*, *Stephanochara* sp., *Lychnothamus* sp.) et d’une microfaune de micromammifères (*Galerix* sp., *Megacricetodon* aff. *minor*, *Cricetodon* sp., *Miodryomys aegercii*, Lagemorpha gen. et sp. indet.). CLÉMENT (1998) y signale également des restes de faune marine (mollusques, échinodermes et foraminifères). Cependant ces fossiles marins sont mal préservés, en partie recristallisés et semblent remaniés, au contraire des foraminifères du profil Montchaibeux-basis (594.25/243.00) (voir **2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**). Un gisement à macromammifères existe également (*Brachypotherium brachypus*, *Prodeinotherium bavaricum*) dans la région de Rossemaison (voir **5 – Rhinocerotoidea**).

Le Membre du Montchaibeux, bien que sa micro- et macrofaune ne permettent pas une meilleure datation que MN6-7, est attribué de la zone MN7 par KÄLIN (1993). Ceci essentiellement du fait qu’il doit être plus jeune que Vermes 3 (MN7) et plus vieux que Bois de Raube 3 (MN7).

## Membre du Bois de Raube

Le Membre du Bois de Raube constitue un lithofaciès de niveaux conglomératiques à galets, à intercalations de sables et de marnes. Son spectre de minéraux lourds est assez semblable à celui du Membre du Montchaibeux, c’est-à-dire grenat, épidote, zircon et tourmaline. Il correspond aux Vosgesenschotter des Bois de Raube de LINIGER (1925). Les niveaux à galets sont composés principalement de galets calcaires (Malm, Dogger, Muschelkalk) dans la partie inférieure de la série. Dans la partie supérieure le nombre de galets calcaires diminuent et sont remplacés par une augmentation du nombre de galets de quartzite, de Buntsandstein et de cristallin. En fait deux types distincts de galets forment ce membre, les « Mischschotter » (mélange de galets calcaires et de galets Vosgiens ; à ne pas confondre avec la Formation des Mischotter de LINIGER, 1970 ; voir **2.2.6 Cailloutis & Argiles post-molassiques**) et les « Schotter Typ Ajoie » (uniquement des galets vosgiens).

KÄLIN (1993) cite encore un affleurement de marnes grises à paléoflore près de Montavon. HEER (1855-59) publie la liste suivante : *Populus mutabilis*, *Populus var. laurifolia*, *Populus balsamoides*, *Salix angusta*, *Salix varians*, *Acer brachyphyllum*, *Carpinus* sp., *Xanthoxylon integrifolium*, *Cinnamomum polymorphum*, *Cinnamomum scheuchzeri*, *Planera ungeri*, *Sclerotium populicola*, *Piruelia oeningensis*, *Liquidambar europaea*, *Podogonium knorri*, *Podogonium lyellianum*, *Podogonium oehningense*, *Quercus mediterranea*, *Echitonium sophiae*, *Laurus princeps*, *Juglans* sp., *Ficus* sp.. HANTKE (1984) date cette localité de la zone MN7 en s’appuyant sur cette liste de paléoflore. Cependant sa localisation exacte demeure inconnue et son appartenance au Membre du Bois de Raube plutôt qu’au Membre du Montchaibeux n’est pas certaine.

GREPPIN (1855) publie une liste faunique complète pour les sables à *Dinotherium* du Bois de Raube : *Dinotherium giganteum*, *Rhinoceros incisivus*, *Helix insignis*, *Helix inflexa*, *Helix silvestrina*, *Helix gingensis*, *Helix ehingensis*, *Helix orbicularis*, *Helix gyrorbis*, *Clausilia antiqua*, *Clausilia grandis*, *Planorbis laevis*, *Melanopsis praerosa*, *Melanopsis subulata*, *Achtina inflata*, *Paludina ovata*, *Neritina grateloupana*, *Unio*
mandelslohi, Congeria spathula, Cyrena sp.. Le *Rhinoceros incisivus* est une fausse dénomination (voir **5 – Rhinocerotoidea**). Tout comme dans l'af-fleurement de Montavon, les localisations exactes de ces découvertes sont inconnues et leur appartenance au Membre du Bois de Raube plutôt qu'au Membre du Montchaibeux n'est pas certaine.

L'étendue des affleurements de ce membre se limite au synclinal de Delémont. Sa puissance maxi-male est de 90m. La localité type est la ferme du Mont Choisi (586.61/244.12) (WAIBEL & BURRI, 1961). Le profil Bois de Raube 13 présente également un très bon affleurement pour ce Membre du Bois de Raube (KĀLIN, 1993). Cette localité a d'ailleurs révélé une importante faune de micromammifères qui a permis une datation MN7 grâce à la présence de *Megacricetodon gregarius* (KĀLIN, 1997). Il surmonte directement les dépôts du Membre du Montchaibeux.

## Membre d'Ajoie

Le Membre d'Ajoie constitue essentiellement un li-thofaciès de sables et de marnes avec quelques niveaux à galets. Des horizons argileux apparaissent fréquem-ment et des formations autochtones de pisolites de fer sont également limitées à ce membre. Il correspond aux Vosgesen-Schotter und -Sande von Charmoille ou *Hipparion*-Sande von Charmoille de LINIGER (1964). Les niveaux à galets sont exclusivement des « Schotter Typ Ajoie » (uniquement des galets vosgiens). Son spectre de minéraux lourds est différent de ceux du Membre du Montchaibeux et du Membre du Bois de Raube. On retrouve une nette diminution du grenat, de l'épidote et de la tourmaline, pour laisser place à une dominance presque totale du zircon (plus de 80%).

L'étendue des affleurements se limite à l'Ajoie et à la localité de Pfetterhouse - Le Fahy-GA (581.13/260.14), alors que dans le synclinal de Delémont ce membre est complètement érodé. On le retrouve tou-jours en contact avec les assises mésozoïques. Sa puis-sance maximale est de 50-60m. La localité type est la sablière de Bonfol (578.87/258.03). Il subsiste encore aujourd'hui des affleurements visibles au Nord et au Sud de l'étang de Bonfol (coupe EBN et EBS de ce travail) (578.90/258.00 et 579.15/257.60). Cependant la localité la plus connue reste l'ancienne sablière de Charmoille (582.24/252.94) et son gisement à macro-mammifères. La faune découverte, avec notamment *Hippotherium primigenium*, *Aceratherium incisivum* et *Dicerorhinus sansaniensis*, a permis de dater le Membre d'Ajoie de la zone MN9 (voir **5 – Rhinocerotoidea**). La sablière de Lugnez (574.80/259.40)

mérite également d'être citée. Cette dernière n'a mal-heureusement pas mis au jour une aussi belle faune que celle de Charmoille, mais la présence de *Hippotherium primigenium* et de *Aceratherium incisivum* la date également de la zone MN9.

En plus des macromammifères, LINIGER (1925) publie une liste de mollusques fossiles récoltés dans les niveaux marneux et sableux de Charmoille : *Zonites (Aegopis) costatus subcostatus*, *Tropidomphalus (Pseudochlorites) incrassatus*, *Tropidomphalus (Pseudochloritis) sp.*, *Hemicycla nayliesi*, *Cepaea* cf. *dephinensis*, *Clausilia* sp., *Unio flabellatus*, *Planorbis cornu*. Dans une rapide interprétation paléoécologique il parle d'espèces typiques des substrats durs (*Tropidomphalus*), d'espèces typiques des forêts et buissons (*Hemicycla* et *Cepaea*), d'espèces typiques des litère (*Zonites*) et d'espèces typiques d'eau douce (*Unio* et *Planorbis*). Il mentionne encore des niveaux à feuilles dont le genre dominant est *Populus*.

## B. Juranagelfluh

### B.1 Juranagelfluh von Montfaucon

KĀLIN (1993) cite une série de bancs congloméra-tiques laissant affleurer deux niveaux de marnes gris foncé riches en hélicidés dans le synclinal de Mont-faucon, au Sud-Ouest du Pré Petitjean. Cette localité (573.18/236.50) avait déjà été signalée par FORKERT (1933). Les galets présents dans les conglomérats appartiennent tous au Malm. Ainsi il semblerait qu'on ne retrouve aucun matériel provenant des Vosges ou de la Forêt noire, au contraire de la Formation du Bois de Raube du Vogesenschüttung. Le spectre de minéraux lourds est largement dominé par le zircon (LINIGER, 1967). On pourrait se demander si cette formation ne correspondrait pas plutôt à une gom-pholithe et ainsi être attribué au Groupe des Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM (voir **c. Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**). Cependant la présence d'héliciés d'une part et pour suivre le travail de KĀLIN (1993) d'autre part m'incitent à la laisser pour l'instant dans le groupe des Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung.

Malheureusement aucune datation n'est possible. Cette formation reste limitée à la région de Montfaucon.

### B.2 Juranagelfluh de la Forêt Noire

Il s'agit de dépôts conglomératiques à intercala-tions de grès et de marnes. Ils bordent le Sud de la Forêt Noire et forment de grands cônes alluviaux ali-
mentant les terrains du Jura dès le retrait de l'OMM, et ceci durant toute la période de l'OSM, environ de 14 Ma à 10 Ma. Dans leurs parties marginales, ils peuvent s'intercaler avec des dépôts à faciès lacustre (voir **2.2.4 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM**).

KÄLIN (1993) reprend les différents Juranagelfluh de la littérature et en améliore les descriptions. Il interprète notamment de nouvelles analyses sur la nature de leurs galets et le spectre de leurs minéraux lourds, tout en reconsidérant les anciens. Il donne également une vision synthétique de la biostratigraphie de ces dépôts.

Pour le terrain d'étude de ce travail, je ne prends en considération que le Juranagelfluh des Beckens von Laufen et le Basler Juranagelfluh.

### Juranagelfluh des Beckens von Laufen (Juranagelfluh des Tonilöchli)

Le Juranagelfluh des Beckens von Laufen est décrit en détail par LEHNER (1920) et KOCH (1923). L'étendue de ces dépôts se prolonge du Nord au Sud sur plus de 30km le long de la flexure du Fossé rhénan, de Röttler Schloss à Tonilöchli. Les niveaux conglomératiques se composent en moyenne par de nombreux galets de Malm (30%) et de Muschelkalk (50%), peu de galets de Dogger et passablement de galets de quartzites et d'éléments cristallins.

Dans le profil de Tonilöchli (610.42/246.60), la base de la série se compose essentiellement de galets de Malm et de Dogger des assises locales, alors qu'au top, on retrouve de nombreux galets de Muschelkalk et autres éléments originaires de la Forêt Noire. L'augmentation sensible des galets de Buntsandstein, de quartzite, de Hornstein et d'éléments cristallins indique, selon KÄLIN (1993), une érosion de terrains de plus en plus vieux.

A Röttler Schloss, les galets de Tertiaire et de Trias manquent complètement. On retrouve alors essentiellement des galets de Hauptrogenstein, de rares galets de Malm et très peu de galets de Dogger. Malgré l'absence des galets de Muschelkalk, comptant caractéristique du Juranagelfluh des Beckens von Laufen, Röttler Schloss appartient bien à ce dernier. Le terrain source soumis à l'érosion, le Dinkelberg, a dû commencer il y a environ 14 Ma à approvisionner le Juranagelfluh des Beckens von Laufen et également le Basler Juranagelfluh. Les assises du Trias n'ont donc pas toujours été affleurantes, ce qui ex-

plique leurs absences dans certains affleurements. De plus la position géographique de Röttler Schloss le long de la flexure du Fossé rhénan consolide son apportenance au Juranagelfluh des Beckens von Laufen.

Le spectre de minéraux lourds est dominé par le grenat (35%) et le zircon (39%). L'épidote (5%) montre des teneurs supérieures aux autres Juranagelfluh en position plus orientale. Ce fait semble dû à la possibilité de remaniement de Molasse alsacienne, ce qui donne un spectre de minéraux lourds proche de celui de la base du Vogesenschüttung.

Il n'existe pas de gisement daté dans ces Juranagelfluh von Laufen. De plus la composition des galets montre un dépôt à forte hétérochronie Nord-Sud, comme pour les galets de la Formation du Bois de Raube. Cependant latéralement les dépôts lacustres du Nebelberg sont datés de la zone MN9 (voir **2.2.4 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM**).

### Basler Juranagelfluh

SCHAAD (1908) donne une première description du Juranagelfluh des Basler Jura. L'étendue de ce Juranagelfluh se limite à un vallon local de direction générale Nord-Sud. Sa partie marginale recouvre le domaine des synclinaux de Hölstein et de Häfelfingen. La composition de ses galets montre relativement peu de Malm, beaucoup de Dogger et de Muschelkalk, et très peu de quartzites et d'éléments cristallins.

A Nusshof-Göltschete, au Nord du synclinal de Hölstein, on retrouve essentiellement de gros blocs de Hauptrogenstein (47%), des galets de Dogger (20%) et de Malm (22%). Ceci, au même titre que Röttler Schloss pour le Juranagelfluh des Beckens von Laufen, ne correspond pas du tout à la composition du Basler Juranagelfluh. L'absence de galets de Tertiaire et de Trias s'explique de la même manière et c'est à nouveau la position géographique et topographique qui consolide l'appartenance de cet affleurement au Basler Juranagelfluh.

KÄLIN (1993) cite des niveaux conglomératiques du Basler Juranagelfluh à Gisiberg (629.00/254.56) et à Chli Dietisberg (630.43/249.78).

Le spectre de minéraux lourds est dominé par le grenat (25%) et surtout le zircon (65%). L'épidote montre des teneurs très faibles d'environ 1%, qui s'expliquent par l'absence de terrain de Molasse alsacienne sur l'étendue du Basler Juranagelfluh.
Les dépôts du Basler Juranagelfluh remplissent dans un premier temps des rigoles à l'intérieur de son vallon local, et seulement par la suite se développe son large éventail fluviatile conglomératique. La base de ces dépôts n'est jamais en contact avec l'OMM, mais toujours avec des dépôts lacustres comme par exemple sur le profil de Gisiberg (629.00/254.56) ou de Zeglingen Hof Flühmatt (635.09/252.45). Le ravinement des premières rigoles a dû se faire après le retrait de l'OMM, alors que de premiers environnements lacustres s'étaient installés (voir **2.2.4 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM**).

Il n'existe pas de gisement daté dans ce Jurana-
gelfluh. Mais à Zeglingen il surmonte les marnes
et calcaires lacustres de Zeglingen Hof Flühmatt
(635.09/252.45) datés de la zone MN6 (voir **2.2.4**
**Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM**).

Le développement et l'évolution de l'Aargauer
Juranagelfluh est similaire à celle du Basler Juranafel-
fluh (KÄLIN, 1993).

C. Glimmersandschüttung (Sorvilier, Tramelan,
Cortébert)

Le Glimmersandschüttung (HOFMANN, 1960) repré-
sente un système fluviatile formant un axe de drainage
Est-Ouest situé entre les fans alpins (Napf, Hörnli,
Bodensee-Pfänder) et les Juranagelfluh et Vogesens-
chüttung. Ce système se met en place dès le retrait
de l'OMM et sera actif durant tout l'OSM. Certains
auteurs le nomment également Glimmersand-Strom-
system (HOFMANN, 1969) ou Granat-Epidot Schüttung
(LEMCKE, ENGELHARDT & FÜCHTBAUER, 1953). On peut
le suivre de la région d'Irschel jusqu'au synclinal
de Saint-Imier (Cortébert), en passant par Untersee,
Zürich, Sorvilier et Tramelan. Son lithofaciès est un
sable fluviatile pratiquement pas cimenté, riche en
micas et quartz. Sa puissance correspond en moyenne
à 100m.

Au Golat, au Nord de Sorvilier, KÄLIN (1993) cite
des sables à micas intercalés avec des calcaires et des
marnes d'eau douce (voir **2.2.4 Calcaires & Marnes
lacustres de l'OSM**). Les analyses de minéraux
lourds présentent toujours une dominance du groupe
grenat et épidote (près de 70%).

Au bord de l'église de Court, des cailloutis ju-
rassiens non cimentés reposent encore sur des sables
micacés gris olive. Ils contiennent de rares galets de
quartzites.

KÄLIN (1993) signale également des sables à micas
dans la région de Tramelan. Il cite notamment des con-
glomérats à galets calcaires au Nord-Ouest et à l'Ouest
de Tramelan. Dans le sondage Tramelan - La Tuilerie
(577.35/230.90) la base des calcaires « oeningiens »
présente une dizaine de mètres de sables, silts et
calcaires. Le spectre de minéraux lourds est similaire
à celui des sables du Golat.

HOFMANN (1969) attribue cette série de gisement
sableux à la Glimmersand-Stromsystem, qui a atteint
un domaine de formation de carbonates lacustres
dans le synclinal de Tramelan-Tavannes-Court. KÄLIN
(1993) utilise le terme de Glimmersandschüttung.

A Vermes des grès et des sables semblent surmonter
les calcaires de Vermes. Aux Abues (602.10/241.50),
dans le coeur du synclinal, PFIRTER (1997) signale de
mauvais affleurements montrant un grès quartzéux,
grossier, rouge, à galets et concrétions ferrugineuses,
associé à des argiles rouges sableuses, également à
concrétions ferrugineuses. Cette formation débuterait
à la limite MN6/MN7 et se poursuivrait jusqu'à MN9
(Kälin 1993). Cependant le spectre des minéraux lourds
est quelque peu différent de celui du synclinal Trame-
lan-Tavannes-Court avec une dominance du grenat et
du zircon. Il s'apparente plus au spectre des dépôts du
Membre du Bois de Raube et du Montchaibeux (voir
Membre du Bois de Raube et Membre du Montchai-
beux, ci-dessus). PFIRTER (1997) cite encore une for-
mation de galets bruns arrondis, surtout de quartzites
s'étendant sur la bordure sud du synclinal de Delémont,
à l'Ouest de la Tuilerie et à l'Est de la Geugie.

Les niveaux sableux et conglomératique du
Sud-Est du synclinal de Delémont semblent trop
nordiques pour appartenir au Glimmersandschüttung
et devraient marquer l'influence la plus australe du
Vogesenschüttung.

Jusqu'à présent le Glimmersandschüttung ne présente aucune localité datée. BERGER (1996) le considère comme actif de MN6 à MN7/8.

2.2.6 Cailloutis & Argiles post-molassiques

Définition

J'ai regroupé sous le terme Cailloutis & Argiles
post-molassiques toutes les formations à cailloutis,
isolés ou pris dans une matrice argileuse, matérialisant
les divagations des systèmes fluviatiles postérieurs
aux dépôts molassiques, il y a environ 10 Ma.
J'ai assimilé les Wanderblöcke et les Hoehenschotter dans ce groupe, même si certains auteurs les considèrent comme équivalents ou contemporains aux Vogesenschotter (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung**).

## Position stratigraphique

Les formations de ce groupe peuvent reposer sur une grande variété de formations du jurassique aux derniers dépôts de l'OSM.

## Age

Il n'existe pratiquement aucune datation pour ce groupe. Les seules localités signalées restent Irchel, datée de la zone MN17 (BOLLIGER et al., 1996), et le remplissage karstique de la Vue des Alpes, daté de la zone MN15 (BOLLIGER et al., 1993).

PETIT et al. (1996) donnent un intervalle 4.18 et 3.58 Ma (MN15) pour les Cailloutis de Desnes, équivalent latéral des Sundgauschotter dans le Fossé de la Bresse, et MN16a pour les Sables de Neublans, derniers dépôts à influence alpine dans le Fossé de la Bresse. Ceci ne semble pas correspondre à la biostratigraphie MN17 (entre 2.5 et 1.8 Ma) du gisement à Proboscidea de Dôle (LINIGER, 1970).

Les Cailloutis & Argiles post-molassiques se déposent de façon certaine après la zone MN9 de

Charmoille et du Nebelberg (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung** et **2.2.4 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM**), et certainement pas avant les 4.18 Ma de PETIT et al. (1996), excepté peut-être pour les Wanderblöcke et les Hoehenschotter (Fig. 2-9).

## Formations regroupées sous le terme Graviers & Marnes post-molassiques

### Hoehenschotter

LINIGER (1925, 1967) observe des reliques de cailloutis quartzitiques et de Buntsandstein qui affleurent à plusieurs endroits dans les régions de Delémont et Movelier sur les sommets des anticlinaux. Ces dépôts sont nommés les Hoehenschotter.

LINIGER (1925) cite des cailloutis de la taille d'un poing dans le synclinal de Mettembert. Il décrit des Quarzites, des galets de Buntsandstein, des Porphyres, des galets granitiques, des galets de Malm, beaucoup de pisolithes de fer et des concrétions de ferrugineuses. Cet affleurement repose sur les assises du Kimméridgien. Ce qui frappe LINIGER (1925) c'est de ne pas trouver seulement des Quartzites, mais également d'autres galets provenant des Vosges (Porphyre, galets granitiques) à des altitudes aussi élevées. Cependant, on retrouve normalement dans ces Hoehenschotter au minimum 80% de Quartzites (en fait des composants isolés issus des Hauptconglomerat du Buntsandstein).

<figure><img src="image_91.png" /><figcaption>Fig. 2-9 Localisation, biostratigraphie et lithostratigraphie des Cailloutis & Argiles post-molassiques.</figcaption></figure>
Par contre, les cailloutis de Charmoille et du Bois de Raube montrent un échantillonnage de composants plus variés (Quartzites, galets du Jura, Kulmstein, Porphyre, Porphyrite, Diabastuffe, galets des Hauptkonglomerat) (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung**). De nombreux galets d'origine vosgienne font ainsi défauts dans les Hoehenschotter. LINIGER (1925) pensait que ces deux types de cailloutis étaient comtemporains, mais que pour les Hoehenschotter, seuls les éléments les plus résistants étaient encore présents. Il parle alors de reliques pour désigner ces couvertures de cailloutis, comme l'avaient déjà dit auparavant GREPPIN (1870) et ROLLIER (1893). LINIGER & KELLER (1930) parlent également de Vogesenschotter appauvris qui recouvrent une pénéplaine pré-pontienne, c'est-à-dire ante-plissement.

KOCH (1923) cite des cailloutis quartzitiques similaires dans le bassin de Laufon. Comme localité type pour les Hoehenschotter, LINIGER (1925) mentionne la partie Ouest du synclinal de Mettembert.

La distribution de ces dépôts de cailloutis s'étend de l'Ouest du synclinal de Laufon jusqu'en Ajoie. Vers le Sud-Ouest, ces cailloutis affleurent également dans les hauts plateaux des Franches Montagnes. On retrouve des cailloutis similaires à Hobel et à Gleterkinden, dans la partie orientale du Jura.

## Wanderblöcke

Les Wanderblöcke se composent en grande partie de Buntsandstein (KOCH, 1923). Les dimensions des cailloutis de Buntsandstein varient passablement, de la taille d'un bout du doigt jusqu'à des blocs atteignant 1m de diamètre. Les blocs sont insérés dans une matrice argilo-sableuse. L'origine des blocs est à chercher dans la bordure Sud de la Forêt Noire. Dans des proportions similaires au Buntsandstein on trouve également des cailloutis de Quartzites qui sont des composants isolés issus des Hauptconglomerat du Buntsandstein. Les Quartzites ont en général un diamètre de 3-4cm. Leur couleur, généralement jaune blanc vire de temps à autre au rouge ou rouge-brun.

Parfois on trouve des brèches de Quarzporphyre ou des tufs volcaniques de Quarzporphyre. Des cailloutis semblables se trouvent dans la bordure Sud de la Forêt Noire. Les éléments cristallins sont aussi cités. Ils sont presque tous classés parmi les granites et les Quarzporphyres, qui sont connus dans la Forêt Noire. Finalement on retrouve encore des fragments de calcaires lacustres tertiaires, de Hornstein et de Muschelkalk.

La localité type des Wanderblöcke est Kastelhöhe, un haut plateau à 5 km au Nord-Est de Laufon.

La répartition des Wanderblöcke est probablement due à un fleuve, lequel transportait les cailloutis du Sud de la Forêt Noire le long de la flexure du Fossé rhénan jusque dans la région du synclinal de Laufon. LINIGER (1967) estime la datation des Wanderblöcke au Pliocène moyen.

## Weisse Serie

La Weisse Serie représente le produit d'un démantèlement pliocène de massifs triasiques, peut-être les Vosges où les sables et les argiles (Illite) étaient blanchis. Ce produit de démantèlement est charrié vers le Sud durant le Pliocène supérieur et intercalé dans les Sundgauschotter (LINIGER, 1970). Les meilleurs affleurements se trouvent dans la région Nord-Est de Bonfol. Cette série pourrait également avoir été transportée, durant le Pliocène supérieur, depuis le Sud de la Forêt Noire par des affluents latéraux du Paleo-Aare et s'intercaler dans les Sundgauschotter.

LINIGER (1970) mentionne une puissance de 3-5m. Environ 6m de marnes grises claires, rouges ou beiges affleurent (voir coupe BOD de ce travail) à la décharge de Bonfol (579.35/259.35). Plusieurs forages de cette décharge ont récemment été mis à disposition de l'Université de Fribourg et sont en cours d'étude dans le travail de diplôme de BAECHLER (2004). Les géologues locaux nomment « Argiles de Bonfol » ces dépôts de la décharge de Bonfol.

## Sundgauschotter

Les Sundgauschotter représentent des cailloutis alpins venant du Napfschüttung, du plateau et de la partie marginale de l'arc alpin (LINIGER, 1970). Ils ont été déposés par le Paleo-Aare qui s'écoulait le long de la marge Sud de la Forêt Noire et des Vosges, et se dirigeait vers le Bassin de la Bresse entre 4.18 et 3.58 Ma (PETIT et al., 1996). Durant la même période, le bassin versant du Rhin était la région du Kaiserstuhl. Au début du Quaternaire, la subsidence dans le Sud du Fossé rhénan reprend et la région du Sundgau montre un uplift. Le Paleo-Aare change alors de bassin versant et rejoint le Rhin qui s'écoule maintenant dans le Fossé rhénan en direction du Nord, son ancien bassin versant du Kaiserstuhl étant complètement rempli (SCHUMACHER, 2002).

La plupart des galets sont très bien arrondis, bien que certains montrent des formes aplaties. Ils con-
tiennent de nombreux quartzites, avec des diamètres jusqu'à 50cm, en partie originaires des nappes austro-alpines. On ne retrouve que de faibles proportions de galets originaires de la Forêt Noire, des Vosges ou du Jura. Ses roches prédominantes sont des radiolarites, des graviers calcaires originaires du Crétacé helvé-tique et du flysch. On peut retrouver des dépôts de ses cailloutis sur un large éventail de formations, du Rauracien (Jurassique supérieur) jusqu'à la Weisse Serie.

Les fossiles sont quasi inexistants dans les Sundgauschotter, cependant LINIGER (1970) signale dans un gisement à Dôle (Fossé de la Bresse) des restes de Mastodon arvernense et Elephas meridionalis. Dans la littérature actuelle (GUÉRIN & PATOU-MATHIS, 1996), ces deux espèces de Probocidea ont été révisées, mais pas les spécimens de Dôle. Ces dernières pourraient tout de même être attribuées à Anancus arvernensis (MN14-17) et Mammuthus meridionalis (MN17-MNQ21) et donner une estimation quant à l'âge des dépôts du Sundgau, à condition que leur détermination soit correcte. La zone MN17 se situe dans la dernière zone à mammifères du Pliocène, plus précisément dans le Villanyian. Malheureusement ce résultat ne se corrèle pas très bien avec les 4.18 et 3.58 Ma de PETIT et al. (1996), attribuées à une faune de micromammifères (M. occitanus, M. davakosi) trouvée dans les Cailloutis de Desnes (équivalent latéral des Sundgauschotter dans le Fossé de la Bresse) et correspondant à la zone MN15 (FEJFAR et al., 1997). Dans le Fossé de la Bresse, la fin des dépôts d'origine alpine se situe précisément à la limite entre les Sables de Neublans (MN16a) et les Marnes de Cessey (MN16b). Ainsi les Sundgauschotter, par équivalence latérale, devraient correspondre à la zone MN15 sûre, peut-être perdurer encore dans la zone MN16a, mais se terminer définitivement avant la zone MN16b.

LINIGER (1970) mentionne une puissance de 5-20m.

### Mischschotter

On retrouve ces cailloutis dans une zone étroite au Sud du tracé du Paleo-Aare du Pliocène supérieur (LINIGER, 1970). Les galets sont à 50% originaires des Vosges et appartiennent pour le 50% restant au Sundgauschotter (voir *Sundgauschotter*, ci-dessus). En fait, au Nord de l'Ajoie, le Paleo-Aare s'écoule durant le Pliocène moyen sur les dépôts des Vogesenschotter (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung**).

LINIGER (1970) mentionne une puissance de 0-5m.

### Deckenshotter des Irchels

BOLLIGER *et al.* (1996) mettent au jour un gisement à micromammifères, daté de la zone MN17 (2.5 à 1.8 Ma) à Irchel, dans le canton de Zürich. Ces Deckenschotter sont considérés comme des dépôts d'un système fluvio-glaciaire.

Les auteurs parlent d'une nouvelle phase de sédimentation entrecoupée par des phases d'érosion qui s'amorce il y a 2.5 Ma, suite au développement des glaciers alpins. En effet après les derniers dépôts molassiques de Charmoille (voir **2.2.5 Vogesenschützung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung**) et du Nebelberg (voir **2.2.5 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM**), une période de non-dépôt et d'érosion s'installe suite à la forte surrection du Plateau et des Alpes (environ entre 10 Ma et 2.5 Ma). La seule localité datée durant cette période en Suisse reste le remplissage karstique de la Vue des Alpes (MN15) (BOLLIGER *et al.*, 1993).
## 2.3 DISTRIBUTION DES GROUPES LITHO-STRATIGRAPHIQUES PAR SYNCLINAL

Pour faciliter la compréhension et l'élaboration de la carte géologique (Fig. 2-12 et 2-13), ce paragraphe va résumer sous forme de tableaux les différents groupes présents dans chaque synclinal du Jura. Les noms et les localisations de ces synclinaux sont présentés dans la Fig. 1-1.

PICOT (2002) a déjà précisé dans le détail les différentes formations paléogènes de chaque synclinal. Ici je ne ferai que synthétiser ses résultats et ne présenterai que les groupes lithostratigraphiques, tant pour le Paléogène que pour le Néogène.

### 1. Synclinal du Locle - La Chaux-de-Fonds

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Pas de sédimentation</td><td>Calcaires<br/>& Marnes lacustres de l'OSM<br/>Marne rouges<br/>& Gompholithes de l'OMM<br/>Conglomérats & Grès de l'OMM</td></tr></tbody></table>

### 2. Synclinal des Ponts-de-Martel

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Pas de sédimentation</td><td>Calcaires<br/>& Marnes lacustres de l'OSM<br/>Marne rouges<br/>& Gompholithes de l'OMM<br/>Conglomérats & Grès de l'OMM</td></tr></tbody></table>

### 3. Synclinal du Val de Ruz

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Molasse alsacienne</td><td>Cailloutis<br/>& Argiles post-molassiques<br/>OMM ?</td></tr></tbody></table>

### 4. Synclinal de Saint-Imier

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Grès & Marnes grises à gypse</td><td>Calcaires<br/>& Marnes lacustres de l'OSM<br/>Marne rouges<br/>& Gompholithes de l'OMM<br/>Conglomérats & Grès de l'OMM</td></tr></tbody></table>

### 5. Synclinal de Châtillon

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>?</td><td>?</td></tr></tbody></table>

### 6. Synclinal de Montfaucon

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Pas de sédimentation</td><td>Vogesenschüttung, Juranagelfluh<br/>& Glim.</td></tr></tbody></table>

### 7. Synclinal d'Orvin

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Calcaires delémontiens ?</td><td>?</td></tr></tbody></table>

### 8. Synclinal de Perry-Reuchenette

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Calcaires delémontiens</td><td>Marne rouges<br/>& Gompholithes de l'OMM</td></tr><tr><td>Molasse alsacienne ?</td><td>Conglomérats & Grès de l'OMM</td></tr></tbody></table>

### 9. Synclinal de Tramelan-Tavannes-Court

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Calcaires delémontiens</td><td>Vogesenschüttung, Juranagelfluh<br/>& Glim.</td></tr><tr><td>Molasse alsacienne</td><td>Calcaires<br/>& Marnes lacustres de l'OSM</td></tr><tr><td>Sidérolithique</td><td>Conglomérats & Grès de l'OMM</td></tr></tbody></table>

### 10. Synclinal de Sornetan-Bellelay

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Calcaires delémontiens</td><td>?</td></tr><tr><td>Molasse alsacienne</td><td></td></tr><tr><td>Calcaires inférieurs<br/>& Terre jaune</td><td></td></tr><tr><td>Sidérolithique</td><td></td></tr></tbody></table>

### 11. Synclinal de Moutier

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Calcaires delémontiens</td><td>Vogesenschüttung, Juranagelfluh<br/>& Glim.</td></tr><tr><td>Molasse alsacienne</td><td>Calcaires<br/>& Marnes lacustres de l'OSM</td></tr><tr><td>Calcaires inférieurs<br/>& Terre jaune</td><td>Conglomérats & Grès de l'OMM</td></tr><tr><td>Sidérolithique</td><td></td></tr></tbody></table>

### 12. Synclinal de Soulce

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Molasse alsacienne</td><td>Conglomérats & Grès de l'OMM</td></tr><tr><td>Calcaires inférieurs<br/>& Terre jaune</td><td></td></tr><tr><td>Sidérolithique</td><td></td></tr></tbody></table>

### 13. Synclinal de Delémont

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Calcaires delémontiens</td><td>Vogesenschüttung, Juranagelfluh<br/>& Glim.</td></tr><tr><td>Molasse alsacienne</td><td>Calcaires<br/>& Marnes lacustres de l'OSM</td></tr><tr><td>Septarienton</td><td>Marne rouges<br/>& Gompholithes de l'OMM</td></tr><tr><td>Meeressand & Calcaires marins</td><td>Conglomérats & Grès de l'OMM</td></tr><tr><td>Calcaires inférieurs<br/>& Terre jaune</td><td>Top Calcaires delémontiens</td></tr><tr><td>Sidérolithique</td><td></td></tr></tbody></table>
## 14. Synclinal de Bressaucourt-Porrentruy

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Septarienton</td><td rowspan="3">Pas de sédimentation</td></tr><tr><td>Meeressand & Calcaires marins</td></tr><tr><td>Gompholithes & Conglomérats</td></tr></tbody></table>

## 15. Synclinal de Courgenay-Charmoille

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Molasse alsacienne</td><td>Cailloutis</td></tr><tr><td>Septarienton</td><td>& Argiles post-molassiques</td></tr><tr><td>Meeressand & Calcaires marins</td><td>Vogesenschüttung, Juranagelfluh</td></tr><tr><td>Sidérolithique</td><td>& Glim.</td></tr></tbody></table>

## 16. Bonfol

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Septarienton</td><td>Cailloutis</td></tr><tr><td>Calcaires inférieurs</td><td>& Argiles post-molassiques</td></tr><tr><td>& Terre jaune</td><td>Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glim.</td></tr></tbody></table>

## 17. Synclinal de Mettembert

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Meeressand & Calcaires marins</td><td>Cailloutis & Argiles post-molassiques</td></tr><tr><td>Sidérolithique</td><td>Conglomérats & Grès de l'OMM</td></tr></tbody></table>

## 18. Synclinal de Löwenburg

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Septarienton</td><td>Conglomérats & Grès de l'OMM</td></tr></tbody></table>

## 19. Synclinal de Liesberg

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Calcaires delémontiens</td><td>Karst de Liesberg ?</td></tr></tbody></table>

## 20. Rodersdorf

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Calcaires delémontiens</td><td>Cailloutis</td></tr><tr><td>Septarienton</td><td>& Argiles post-molassiques</td></tr><tr><td>Meeressand & Calcaires marins</td><td>Conglomérats & Grès de l'OMM</td></tr><tr><td>Calcaires inférieurs & Terre jaune</td><td></td></tr><tr><td>Sidérolithique</td><td></td></tr></tbody></table>

## 21. Synclinal de Laufon

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Calcaires delémontiens</td><td>Cailloutis</td></tr><tr><td>Molasse alsacienne</td><td>& Argiles post-molassiques</td></tr><tr><td>Septarienton</td><td>Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glim.</td></tr><tr><td>Meeressand & Calcaires marins</td><td>Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM</td></tr><tr><td>Sidérolithique</td><td>Marne rouges & Gompholithes de l'OMM</td></tr><tr><td></td><td>Conglomérats & Grès de l'OMM</td></tr></tbody></table>

## 22. Synclinal de Welchenröhr-Balstahl

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Molasse alsacienne</td><td rowspan="2">?</td></tr><tr><td>Sidérolithique</td></tr></tbody></table>

## 23. Synclinal de Mümliswil

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Molasse alsacienne</td><td>Conglomérats & Grès de l'OMM</td></tr><tr><td>Sidérolithique</td><td></td></tr></tbody></table>

## 24. Synclinal de Waldenburg

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Calcaires delémontiens</td><td>Top Calcaires delémontiens</td></tr></tbody></table>

## 25. Synclinal de Hölstein

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Molasse alsacienne</td><td>Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glim.</td></tr><tr><td></td><td>Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM</td></tr><tr><td></td><td>Conglomérats & Grès de l'OMM</td></tr></tbody></table>

## 26. Synclinal de Häfelfingen

<table><thead><tr><td>Groupes du Paléogène</td><td>Groupes du Néogène</td></tr></thead><tbody><tr><td>Pas de sédimentation</td><td>Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glim.</td></tr><tr><td></td><td>Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM</td></tr><tr><td></td><td>Conglomérats & Grès de l'OMM</td></tr></tbody></table>
## 2.4 SYNTHÈSE LITHOSTRATIGRAPHIQUE

La synthèse de la hiérarchisation des formations du Paléogène est présentée dans le **Chap. 2.1 Les Groupes lithostratigraphiques paléogènes**. Les formations du Néogène sont synthétisées de la même façon dans le tableau ci-dessous.

### Formations regroupées sous le terme Aquitanien

<table><tr><td>Calcaires de la Chaux</td><td>ENGESSER & MAYO</td><td>1987</td></tr><tr><td>Grès et Marnes Grises à Gypse</td><td>KISSLING</td><td>1974</td></tr><tr><td>Obere Bunte Mergel</td><td>ALTHAUS</td><td>1947</td></tr></table>

### Formations regroupées sous le terme Conglomérats & Grèa de l'OMM

<table><tr><td>Grès coquillier</td><td>STUDER</td><td>1824</td></tr><tr><td>Molasse grise</td><td>BAUMBERGER</td><td>1915</td></tr><tr><td>Grès verts burdigaliens</td><td>ROLLIER</td><td>1911</td></tr><tr><td>Poudingue polygénique</td><td>ROLLIER</td><td>1898</td></tr><tr><td>Poudingue à fossile albiens remaniés</td><td>FAVRE</td><td>1911</td></tr><tr><td>Marine Bildungen</td><td>BUXTORF & CHRIST</td><td>1936</td></tr><tr><td>Tenniker Muschelagglomerat</td><td>MERIAN</td><td>1836</td></tr><tr><td>Turritellenbreccien und Kalksandstein</td><td>FISCHER</td><td>1965</td></tr><tr><td>Sables à galets</td><td>ROLLIER</td><td>1892</td></tr><tr><td>Sables à Cerithium crassum</td><td>SCHLAICH</td><td>1934</td></tr><tr><td>OMM de Foradrai et de Glovelier</td><td>CLÉMENT & BERGER</td><td>1999</td></tr></table>

### Formations regroupées sous le terme Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM

<table><tr><td>Marnes vertes à Ostrea crassissima</td><td>FAVRE</td><td>1911</td></tr><tr><td>Marnes rouges et vertes à Helix</td><td>FAVRE</td><td>1911</td></tr><tr><td>Helicidenmergel</td><td>MOESCH</td><td>1857</td></tr><tr><td>Rote Mergel von Corban</td><td>LINIGER</td><td>1925</td></tr><tr><td>Rote Mergel des Mont Chaibeux</td><td>LINIGER</td><td>1925</td></tr><tr><td>Roterkalk mit Landschnecken</td><td>BUXTORF & CHRIST</td><td>1936</td></tr><tr><td>Gompholithe, conglomérat à Microdium elegans</td><td>FAVRE</td><td>1937</td></tr><tr><td>Gompholithe jurassique du Locle</td><td>JACCARD</td><td>1869</td></tr></table>

### Formations regroupées sous le terme Calcaires & Marnes lacustes de l'OSM

<table><tr><td>Formation de l'« Oeningien »</td><td>GREPPIN</td><td>1859</td></tr><tr><td>Calcaires lacustres de Foradrai</td><td>CLÉMENT & BERGER</td><td>1999</td></tr><tr><td>Öhninger Zone</td><td>BÜCHI</td><td>1957</td></tr><tr><td>Formation d'eau douce supérieure du locle</td><td>JACCARD</td><td>1869</td></tr><tr><td>Couches à Cypris</td><td>JACCARD</td><td>1869</td></tr><tr><td>Couches à feuille</td><td>DESSOR & GRESSLY</td><td>1859</td></tr><tr><td>Marnes à Melanopsis</td><td>JACCARD</td><td>1869</td></tr><tr><td>Marnes à ossements de la Chaux-de-Fonds</td><td>NICOLET</td><td>1839</td></tr><tr><td>Pierre Morte</td><td>SCHARDT & DUBOIS</td><td>1905</td></tr></table>

<table><tr><td>Süsswasserkalk von Nebelberg</td><td>LEHNER</td><td>1920</td></tr><tr><td>Süsswasserkalk mit Hydrobia trochulus</td><td>KOCH</td><td>1923</td></tr><tr><td>Süsswasserkalk von Anwil</td><td>MERIAN</td><td>1821</td></tr></table>

### Formations regroupées sous le terme Vogesenschütung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung

<table><tr><td>Formation du Bois de Raube</td><td>KÄLIN</td><td>1997</td></tr><tr><td>Juranagelfluh von Montfaucon</td><td>KÄLIN</td><td>1993</td></tr><tr><td>Juranagelfluh des Beckens von Laufen</td><td>LEHNER</td><td>1920</td></tr><tr><td>Basler Juranagelfluh</td><td>SCHAAD</td><td>1908</td></tr><tr><td>Glimmersandschüttung</td><td>HOFFMANN</td><td>1960</td></tr></table>

### Formations regroupées sous le terme Cailloutis & Argiles post-molassiques

<table><tr><td>Hoehenschotter</td><td>LINIGER</td><td>1925</td></tr><tr><td>Wanderblöcke</td><td>KOCH</td><td>1923</td></tr><tr><td>Weisse Serie</td><td>LINIGER</td><td>1970</td></tr><tr><td>Sundgauschotter</td><td>LINIGER</td><td>1970</td></tr><tr><td>Mischschotter</td><td>LINIGER</td><td>1970</td></tr><tr><td>Deckenschotter des Irschels</td><td>BOLLIGER et al.</td><td>1996</td></tr></table>

En concéquence de la lithostratigraphie, six zones ont été différenciées dans la Molasse du Jura. Chacune de ces zones regroupe une série de synclinaux ou dépressions à remplissage molassique en fonction de leur position géographique et de leur histoire géologique.

1. Le Sud-Ouest de la Molasse du Jura : synclinaux de Valserine, de la Vallée de Joux, de l'Auberson, du Val de Travers et du Val de Ruz

2. Le Nord-Ouest de la Molasse du Jura : synclinaux des Verrières, des Ponts-de-Martel, du Locle - La Chaux-de-Fonds

3. Le centre Sud de la Molasse du Jura : synclinaux de Saint-Imier, de Châtillon, d'Orvin, de Perry-Reuchenette, de Montfaucon, de Tramelant-Tavannes-Court, de Welchenröhr-Balstahl, de Sornetan-Bellelay, de Moutier

4. Le centre Nord de la Molasse du Jura : synclinaux de Soulce, de Delémont, de Laufon, de Courgenay-Charmoille, de Bressaucourt-Porrentruy, de Liesberg, de Löwenburg, de Mettembert

5. L'Est de la Molasse du Jura : synclinaux de Mümliswil, de Waldenburg, de Hölstein, de Häfelfingen

6. Le Suddu Haut Rhin : Bonfol, Rodersdorf, Altkirch

La lithostratigraphie est ensuite calibrée sur la charte biostratigraphique grâce aux nombreuses localités de la littérature, du travail de (PICOT, 2002) et de ce travail (Fig. 2-10 et 2-11).
## 2.4.1 Coupes et affleurements paléogènes

Datations par mammifères ou nannofossiles (voir aussi Fig. 2-10)

<table><tr><td>1</td><td>Sidérolithique</td><td>Egerkingen</td><td>MP14</td><td>SCHMIDT-KITTLER, 1987</td></tr><tr><td>2</td><td></td><td>Eclepens gare MP 16</td><td>MP16</td><td>HOOKER &amp; WEIDMANN, 2000</td></tr><tr><td>3</td><td></td><td>Gösgen-Kanal</td><td>MP18</td><td>SCHMIDT-KITTLER, 1987</td></tr><tr><td>4</td><td></td><td>Mormont-Entreroches</td><td>MP19</td><td>HOOKER &amp; WEIDMANN, 2000</td></tr><tr><td>8</td><td>Calcaires inférieurs &amp; Terres Jaunes</td><td>Wynau</td><td>MP27</td><td>ENGESSER, 1990</td></tr><tr><td>10</td><td></td><td>Delémont</td><td>MP21</td><td>WEIDMANN, comm. écrit.</td></tr><tr><td>12</td><td>Meeressand</td><td>Kleinblauen</td><td>MP22</td><td>ce travail</td></tr><tr><td>13</td><td>Septarienton</td><td>Bressaucourt</td><td>NP21</td><td>PICOT, 2002</td></tr><tr><td>14</td><td></td><td>Laufen</td><td>NP22</td><td>PICOT, 2002</td></tr><tr><td>15</td><td></td><td>Delémont</td><td>NP23-24</td><td>CLÉMENT, 1998</td></tr><tr><td>16</td><td></td><td>Courgenay</td><td>NP24-25</td><td>BERGER, 1992</td></tr><tr><td>19</td><td>Molasse alsacienne</td><td>Moutier Tuilerie</td><td>MP27</td><td>REICHENBACHER ET AL., 1996</td></tr><tr><td>20</td><td></td><td>Mümliswil</td><td>MP26</td><td>MAYO, 1980</td></tr><tr><td>21</td><td></td><td>Soulce</td><td>MP23</td><td>ENGESSER, comm. écrit.</td></tr><tr><td>22</td><td></td><td>Aarwanger Molasse</td><td>MP27-29</td><td>ENGESSER, 1990</td></tr><tr><td>27</td><td></td><td>Delémont</td><td>MP23-26</td><td>CLÉMENT, 1998</td></tr><tr><td>28</td><td></td><td>Dornachbrugg</td><td>MP22</td><td>ENGESSER &amp; MAYO, 1987</td></tr><tr><td>29</td><td></td><td>Delémont (Del 1)</td><td>MP27-29</td><td>WEIDMANN, COMM. ÉCRIT.</td></tr><tr><td>30</td><td></td><td>La Beuchille</td><td>MP23-24</td><td>ce travail</td></tr><tr><td>34</td><td>Calcaires delémontiens</td><td>SE Pré Godat</td><td>MN1</td><td>THEILER, 1998</td></tr><tr><td>35</td><td></td><td>Brochene Fluh</td><td>MP29-30</td><td>PICOT et al., 1999</td></tr><tr><td>36</td><td></td><td>Reconvilier (F1-F4)</td><td>MP30</td><td>WEIDMANN, COMM. ÉCRIT.</td></tr><tr><td>38</td><td></td><td>Waldenburg-Humbel</td><td>MN1</td><td>ENGESSER &amp; MÖDDEN, 1997</td></tr></table>

Datations par charophytes (voir aussi Fig. 2-10)

<table><tr><td>5</td><td>Calcaires inférieurs &amp; Terre Jaune, Delémont (BERGER, 1992, CLÉMENT 1998).<br>zone à Harrisichara gr tuberculata</td></tr><tr><td>6</td><td>Calcaires inférieurs &amp; Terre Jaune, Sud Fossé rhénan (PICOT, 2002)<br>« Streifige Mergel », zone à Harrisichara gr tuberculata</td></tr><tr><td>7</td><td>Calcaires inférieurs &amp; Terre Jaune, Moutier (REICHENBACHER et al., 1996).<br>zone à Harrisichara gr tuberculata</td></tr><tr><td>9</td><td>Calcaires inférieurs &amp; Terre Jaune, Wynau forage RB6/RB7 (PICOT, 2002)<br>zone à microcera ou major, zone à ungeri</td></tr><tr><td>11</td><td>Meeressand, Develier (PICOT, 2002)<br>zone à Harrisichara gr tuberculata</td></tr><tr><td>17</td><td>Molasse alsacienne, Moutier (REICHENBACHER et al., 1996).<br>zone major à microcera</td></tr><tr><td>18</td><td>Molasse alsacienne, Tavannes (FAVRE, 1998).<br>zone ungeri à notata</td></tr><tr><td>23</td><td>Molasse alsacienne, Tavannes, tunnel de Rochette (FAVRE, 1998).<br>zone à ungeri</td></tr><tr><td>24</td><td>Molasse alsacienne, Loveresse, forage RB6 (PICOT, 2002)<br>zone ungeri à notata</td></tr><tr><td>25</td><td>Molasse alsacienne, Moutier-Belprahon (PICOT, 2002)<br>zone major ou microcera</td></tr><tr><td>26</td><td>Molasse alsacienne, coupe Viaduc de Moutier (PICOT, 2002)<br>zone major ou microcera et zone à ungeri</td></tr><tr><td>31</td><td>Calcaires delémontiens, Saicourt (FAVRE, 1998).<br>zone ungeri à notata</td></tr></table>
<table><tr><td>32</td><td>Calcaires delémontiens, Reconvilier, forage RE2 (PICOT, 2002)</td></tr><tr><td></td><td>zone ungeri à notata</td></tr><tr><td>33</td><td>Calcaires delémontiens, Courfaivre (PICOT, 2002)</td></tr><tr><td></td><td>zone ungeri à notata</td></tr><tr><td>37</td><td>Calcaires delémontiens, Tavannes, coupe TT (ce travail)</td></tr><tr><td></td><td>zone à Nitida</td></tr><tr><td>39</td><td>Top Calcaires delémontiens, Brochene Fluh (PICOT et al., 1999)</td></tr><tr><td></td><td>zone à Nitida</td></tr></table>

## 2.4.2 Coupes et affleurements néogènes

Datations par mammifères ou nannofossiles (voir aussi Fig. 2-11)

<table><tr><td>1</td><td>Aquitanien (pas localisé sur la carte)</td><td>La Chaux 6, 7, 11, 17, 20</td><td>MN2a</td><td>ENGESSER & MÖDDEN, 1997</td></tr><tr><td>2</td><td></td><td>Boudry 1, 2</td><td>MN1</td><td>MOJON et al., 1985</td></tr><tr><td>3</td><td>Top Calcaires delémontiens</td><td>SE Pré Godat</td><td>MN1</td><td>THEILER, 1998</td></tr><tr><td>4</td><td></td><td>Waldenburg-Humbel</td><td>MN1</td><td>ENGESSER & MÖDDEN, 1997</td></tr><tr><td>5</td><td>Conglomérats & Grès de l'OMM</td><td>Châtelet (TNR)</td><td>MN3</td><td>DE BEAUMONT et al., 1985</td></tr><tr><td>6</td><td></td><td>Cortébert</td><td>MN3</td><td>ENGESSER, 1990</td></tr><tr><td>7</td><td></td><td>Karst Glovelier (GLO)</td><td>MN4</td><td>HUG et al. (in prep.)</td></tr><tr><td>8</td><td>Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM</td><td>Centre Sportif</td><td>NN5</td><td>KÄLIN et al., 2001</td></tr><tr><td>9</td><td></td><td>Cidor</td><td>MN6</td><td>KÄLIN et al., 2001</td></tr><tr><td>10</td><td></td><td>Villers-le-Lac</td><td>MN5</td><td>KÄLIN et al., 2001</td></tr><tr><td>11</td><td></td><td>Le Bied</td><td>MN5</td><td>KÄLIN et al., 2001</td></tr><tr><td>12</td><td></td><td>Rue des Régionaux</td><td>MN6 ?</td><td>ce travail</td></tr><tr><td>13</td><td></td><td>Hammerstein</td><td>MN5-6 ?</td><td>ce travail</td></tr><tr><td>14</td><td>Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM</td><td>Combe girard</td><td>MN7</td><td>KÄLIN et al., 2001</td></tr><tr><td>15</td><td></td><td>Verger Sous le Stand</td><td>MN7</td><td>KÄLIN et al., 2001</td></tr><tr><td>16</td><td></td><td>Place du Marché</td><td>MN7/8 ?</td><td>ce travail</td></tr><tr><td>17</td><td></td><td>Tramelan, Godat</td><td>MN5-7 ?</td><td>KÄLIN, 1993</td></tr><tr><td>18</td><td></td><td>Foradrai</td><td>MN5 ?</td><td>CLÉMENT & BERGER, 1999</td></tr><tr><td>19</td><td></td><td>Vermes 1, 2</td><td>MN5</td><td>KÄLIN, 1993</td></tr><tr><td>20</td><td></td><td>Vermes 3</td><td>MN7 ?</td><td>KÄLIN, 1993</td></tr><tr><td>21</td><td></td><td>Nebelbergweg</td><td>MN9</td><td>KÄLIN & ENGESSER, 2001</td></tr><tr><td>22</td><td></td><td>Nebelberg TGL III (NB)</td><td>MN9</td><td>KÄLIN & KEMPF, 2002</td></tr><tr><td>23</td><td></td><td>Zeglingen Hof Flümatt</td><td>MN6</td><td>KÄLIN, 1993</td></tr><tr><td>24</td><td></td><td>Anwil</td><td>MN8</td><td>ENGESSER, 1972</td></tr><tr><td>25</td><td>Vogesenschüttug, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung</td><td>Lugnez</td><td>MN9</td><td>KÄLIN, 1997</td></tr><tr><td>26</td><td></td><td>Charmoille</td><td>MN9</td><td>KÄLIN, 1997</td></tr><tr><td>27</td><td></td><td>Montavon</td><td>MN7 ?</td><td>HANTKE, 1984</td></tr><tr><td>28</td><td></td><td>Bois de Raube 3</td><td>MN7</td><td>KÄLIN, 1997</td></tr><tr><td>29</td><td></td><td>Monchaibeux</td><td>MN7 ?</td><td>KÄLIN, 1993</td></tr><tr><td>30</td><td>Cailloutis & Argiles post-molassiques</td><td>Vue des Alpes</td><td>MN15</td><td>BOLLIGER et al., 1993</td></tr><tr><td>31</td><td></td><td>Dôle (Fossé de la Bresse)</td><td>MN17 ?</td><td>LINIGER, 1970</td></tr><tr><td>32</td><td></td><td>Irschel</td><td>MMN17</td><td>BOLLIGER et al., 1996</td></tr><tr><td>33</td><td></td><td>Fossé de la Bresse</td><td>MN15</td><td>PETIT et al., 1996</td></tr></table>

Datations par charophytes (voir aussi Fig. 2-11)

<table><tr><td>34</td><td>Top Calcaires delémontiens, Brochene Fluh (PICOT et al., 1999)</td></tr><tr><td></td><td>zone à Nitida</td></tr><tr><td>35</td><td>Top Calcaires delémontiens, Tavannes, coupe TT (ce travail)</td></tr><tr><td></td><td>zone à Nitida</td></tr></table>
<figure><img src="image_92.png" /><figcaption>Fig. 2-10 Lithostratigraphie du Paléogène jurassien (modifiée d'après Picot, 2002), voir légende Fig. 2-13 pour les couleurs et 2.4.1 Coupes et affleurements paléogènes pour les numéros.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_93.png" /><figcaption>Fig. 2-11 Lithostratigraphie du Néogène jurassien ; voir légende Fig. 2-13 pour les couleurs et 2.4.2 Coupes et affleurements néogènes pour les numéros.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_94.png" /><figcaption>Fig. 2-12 Carte géologique du Tertiaire jurassien, basée sur les groupes lithostratigraphiqueus définis dans ce travail et par Picot (2002).</figcaption></figure>
## 2.5 CARTE GÉOLOGIQUE DES SYNCLINAUX JURASSIENS

La Fig. 2-12 présente une carte géologique synthétique des synclinaux jurassiens. Seuls les groupes du Paléogène et du Néogène sont figurés, le Mésozoïque étant uniformément coloré en bleu. Les principaux accidents tectoniques et les axes des anticlinaux ont également été reportés. La légende est figurée dans la Fig. 2-13, les couleurs utilisées pour chaque groupe étant les mêmes que celles qui sont utilisées pour la lithostratigraphie des Fig. 2-10 et 2-11.

Cette carte géologique synthétique a été élaborée à partir de nombreuses cartes géologiques au 1:25'000 de la région étudiée, ainsi que des cartes de publica-

tions annexes comme celles de la série des « Matériaux pour la carte géologique de la Suisse ». Les principaux travaux utilisés sont ceux de BITTERLI-BRUNNER *et al.* (1984) ; BOURQUIN *et al.* (1946) ; BOURQUIN *et al.* (1968) ; DIEBOLD (1960) ; DIEBOLD *et al.* (1963) ; FISCHER (1965a, 1965b) ; GREPPIN (1908) ; GUTZWILLER & GREPPIN (1915) ; KELLER & LINIGER (1930) ; KOCH (1923) ; KOCH *et al.* (1936) ; LAUBSCHER (1963) ; LINIGER (1925, 1969) ; MÜHLBERG (1907, 1914) ; PFIRTER *et al.* (1996) ; ROLLIER (1894, 1901, 1904) ; ROLLIER & FAVRE (1910) ; SCHÄR *et al.* (1971) ; SCHNEIDER (1960) ; SUTER (1936) ; Tschopp (1960) ; VOGEL (1934) ; WITTMANN *et al.* (1970) ; Ziegler (1956).

<figure><img src="image_95.png" /><figcaption>Fig. 2-13 Légendes des Fig. 2-10, 2-11 et 2-12.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_96.png" /></figure>
# 3 – SÉDIMENTOLOGIE & PALÉONTOLOGIE

## 3.1 LOCALISATION DES COUPES ET DES AFFLEUREMENTS

Dans le cadre de ce travail, plus de septante localités sont considérées. La liste des coupes et affleurements localisés dans les limites du terrain d'étude (Fig. 3-1) est présentée dans la Fig. 3-2. Viennent encore s'ajouter à cette étude la marnière de Wallenried (voir **3.2 Nouvelles localités**) et les gisements à Rhinocerotoidea du Mormont, de Bumbach et de Engehalde (voir **3.3 Localités à Rhinocerotoidea** et **5 – Rhinocerotoidea**).

Bien entendu ces localités n'ont pas toutes la même importance, ni la même utilité. On peut les regrouper de la manière suivante.

* Les localités paléogènes à valeur biostratigraphique, généralement tirées de la littérature, et simplement indiquées sur la carte de localisation de la Fig. 3-1 et la liste de la Fig. 3-2

* Les localités néogènes à valeur biostratigraphique, généralement tirées de la littérature (voir **2 – Lithostratigraphie**)

* Les localités présentées dans le travail de Picot (2002) et utilisées dans ce travail pour l'étude des minéraux argileux (voir **4 – Minéralogie**)

* Les nouvelles localités visitées, dont certaines sont utilisés pour l'étude des minéraux argileux (voir **3.2 Nouvelles localités et 4 – Minéralogie**)

* Les localités à Rhinocerotoidea (voir **3.3 Localités à Rhinocerotoidea** et **5 – Rhinocerotoidea**)

## 3.2 NOUVELLES LOCALITÉS

### 3.2.1 Molasse alsacienne

#### 3.2.1.1 La Beuchille (BEU)

En automne 2001, les chantiers autoroutiers de l'A16 (Transjurane) ont mis au jour de nombreux affleurements de Molasse alsacienne supérieure dans le cadre du creusement de la tranchée couverte de La Beuchille (BEU), au Sud de Delémont. Le terrassement effectué sur ce site m'a permis, dans le cadre de mon travail à la Section de Paléontologie (SPA) de l'Office du patrimoine historique du Canton du Jura, de lever une dizaine de coupes et de participer à une fouille paléontologique (Fig. 3-3). Cette dernière a amené la découverte d'une importante paléoflore et paléofaune de l'Oligocène inférieur (BECKER & CIVELLI, 2002 ; BECKER & LAPAIRE, 2003 ; BECKER et al., 2004a ; PICOT, 2002).

### A. Lithofaciès et sédimentologie

#### Coupes de La Beuchille (Fig. 3-3)

Toutes les coupes de La Beuchille sont situées entre les fermes de la Deute et de La Beuchille et appartiennent à la Molasse alsacienne supérieure (voir 2 – Lithostratigraphie). Ces coupes ont été corrélées grâce à la sédimentologie et la biostratigraphie.

L'interprétation sédimentologique de l'ensemble des coupes est relativement difficile en raison de la présence constante d'une tectonique composée de nombreux replis et failles. Il est ainsi extrêmement délicat de corréler ces coupes entre elles, faute de
<figure><img src="image_97.png" /><figcaption>Fig. 3-1 Carte de localisation des coupes et karsts visités, des gisements à Rhinocerotoidea et des localités à valeur biostratigraphique (légende voir Fig. 3-2).</figcaption></figure>
véritable niveau repère. Cependant d'une manière générale elles montrent toujours une sédimentation de faible énergie, loin des grands systèmes de drainage de l'époque. Les assemblages de lithofaciès sont toujours assez typiques. On retrouve essentiellement des lithofaciès sableux, silteux et marneux de la plaine d'inondation (Sh, Sp, Sm, Fm, Fl, cf. Fig. 1-5 et Tab. 1-1). Les éléments architecturaux dominants sont soit des dépôts de plaine d'inondation indifférenciés (FF), soit de vastes couvertures de sables fins laminés (CS) caractéristiques des dépôts de débordement, des chenaux de crevasse (CC) ou des barres sableuses distales (SB(CC)) que l'on retrouve dans les lits de ces derniers.

### Fouille de La Beuchille (Fig. 3-4 et 3-5)

Du point de vue stratigraphique, la fouille de La Beuchille, au sud de la Deute, indique, la base des dépôts molassiques mis au jour par les travaux de l'A16.

Tout comme pour les coupes de La Beuchille, une interprétation fine de ces dépôts est rendue relativement difficile par les impacts tant de la tectonique que de la diagenèse. Cependant dans son ensemble la fouille de La Beuchille montre également un milieu de dépôt alluvial de basse énergie, à l'abri des grands systèmes de drainage de l'époque. Par le biais des coupes 1 et 2, il est possible d'émettre quelques hypothèses sédimentologiques supplémentaires.

La base de la fouille (banc 100) montre un vaste banc sableux (Sh), qui pourrait représenter un dépôt de remplissage d'un petit chenal de crevasse splay (CC ou SB(CC)). Cependant lorsque l'on regarde son extension latérale sur le pourtour de la fouille, on pourrait aussi l'interpréter comme une couverture sableuse d'un drainage distal d'inondation (CS). Par la suite, dans le banc 200 (Fl), on semble passer à des dépôts de fin de crue, dans une zone plus distale de la plaine d'inondation (FF). Avec les couches 300 (Sp) et 400 (Sp, Sm à Ss) l'énergie de drainage augmente légèrement et permet la mise en place de dépôts sableux remplissant les petites dépressions formées par des chenaux de débordement (CC) lors de la crue. Finalement au sommet de la fouille la couche 510 (Fsm) présente soit un remplissage d'un bras de chenal abandonné (FF(CH)), soit un niveau palustre dans une dépression latérale humide appelée chute (FF proximale). La couche 520 (Ss, Sm à Sl) avec sa base érosive ravinante et son litage oblique type point bar (LA) semble, quant à elle, montrer une forme d'accrétion latérale souvent associée à une

migration de chenal. Ici certainement un chenal distal de débordement (CC).

## B. Paléontologie

Les coupes de La Beuchille se sont révélées très pauvres en macrofossiles et microfossiles. Seuls de rares fragments de vertébrés et de gastéropodes fluvio-terrestres peuvent être observés dans quelques niveaux marneux. 31 sacs de lavages ont été échantillonnés, afin d'isoler quelques formes sous le microscope binoculaire.

La fouille de La Beuchille a mis au jour un grand nombre d'objets fossiles. Au niveau de la paléobotanique, on ne retrouve pas moins de 21 troncs et branches dans des états de conservation divers. Les trois troncs les plus spectaculaires ont pu être moulés, dégagés et préservés à la Section de paléontologie de canton du Jura. De plus de nombreux cônes, fruits et graines fossiles viennent compléter la flore du site.

En ce qui concerne la faune, elle est certes moins riche, mais pas moins intéressante. De nombreux os entiers ou en fragments ont pu être dégagés. On notera en particuliers trois fragments de mâchoires d'Iberomeryx minor, une quinzaine de dents plus ou moins entières de micro- et macromammifères, dont une superbe molaire supérieure d'Anthracotherium sp.. Sur l'ensemble de la fouille près 500kg ont été lavés.

Le Tab. 3-1 présente une brève synthèse des découvertes paléontologiques du site.

### Palynologie

Neuf échantillons ont été préparés pour des analyses palynologiques. Deux niveaux (p-BEU-600-M1 et p-BEU-600-4) de la fouille ainsi qu'un autre niveau de la coupe BEU-XI (p-BEU-XI.8) se sont révélés très rares. Les autres niveaux sont de moins bonne qualité, mais présentent tous quelques formes palynologiques. Une étude approfondie de ces palynofaciès est en cours et les résultats seront prochainement publiés.

Chacun des échantillons présente une forte teneur en matière organique (fragments de bois) et en grains de pyrite. Les résultats préliminaires des palynofaciès indiquent une dominance claire des Taxodiaceae et des Pinaceae. Régulièrement on retrouve encore des pollens d'angiospermes, dont des très belles formes de Juglandaceae et d'Alnus sp., ainsi que des spores (fougères).

Un fait curieux est encore la présence de dinoflagellés, dont on ne sait si ils sont remaniés. Une
<table><caption>Tab. 3-1 Liste des fossiles de La Beuchille (BEU) (✓ présent sur l'ensemble de la coupe ou fouille).</caption><thead><tr><th>Fossiles / Fouille et Coupes</th><th>BEU-fouille</th><th>BEU-I</th><th>BEU-II</th><th>BEU-VII</th><th>BEU-X</th></tr></thead><tbody><tr><td>Flora</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Fruits ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td>BEU-II.6</td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Bois ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td>Charophyta ind.</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Foraminifera</td><td>Foraminifera ind.</td><td>BEU-500-A2B2</td><td></td><td></td><td>BEU-X.3</td></tr><tr><td>Invertebrata</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Mollusca ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td>Helix ramondi</td><td>BEU-000-F6.3</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Helicidae</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td>Lymnaea sp.</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td>Planorbis sp.</td><td>BEU-000-J2.7</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Bythinia sp.</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Poissons</td><td>Os et dents ind.</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Reptilia</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>BEU-X.4</td></tr><tr><td>Testudinata ind.</td><td>BEU-500-B2.3</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Trionychidae ind.</td><td>BEU-200-P4.1</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Ophisaurus sp.</td><td>✓</td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td>Mammalia</td><td>Os et dents ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td>Marsupialia</td><td>Didelphidae ind.</td><td></td><td></td><td></td><td>BEU-X.2</td></tr><tr><td>Insectivora</td><td>cf. Nyctitheriidae ind.</td><td></td><td></td><td></td><td>BEU-X.3</td></tr><tr><td>Rodentia</td><td>Theridomyidae ind.</td><td></td><td></td><td>BEU-VII.7</td><td>BEU-X.2<br>BEU-X.4<br>BEU-X-102</td></tr><tr><td>Blainvillimys avus</td><td></td><td>BEU-I.4</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Theridomys sp.</td><td>BEU-500-A2B2</td><td></td><td></td><td></td><td>BEU-X.2</td></tr><tr><td>Gliridae ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Glivarus sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>BEU-X.2</td></tr><tr><td>Bransatoglis sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>BEU-X.2</td></tr><tr><td>Cricetidae ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Atavocricetodon sp.</td><td></td><td></td><td></td><td>BEU-VII.7</td><td>BEU-X.4</td></tr><tr><td>Pseudocricetodon cf. montalbanensis</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Artiodactyla</td><td>Ruminantia ind.</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Iberomeryx minor</td><td>BEU-200-A4<br>BEU-500-A2<br>BEU-700-J1</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Anthracotheiidae ind.</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Anthracotherium sp.</td><td>BEU-510-A4.4<br>BEU-510-A4.5<br>BEU-520-A5.2</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

détermination de ces formes pourrait répondre à la question du remaniement ou de la présence proche de la côte marine rhénane.

### Macroflore

Les 21 troncs et branchages retrouvés à La Beuchille sont en cours d'étude à l'ETHZ par W.H. SCHOCH. Les résultats préliminaires indiquent un mélange de feuillus (arbre 1, 4, 12, 17, 18 et 20) et de conifères (arbre 2, 3, 5, 6, 7, 9, 10, 11, 13, 14, 15 et 16). Les nombreux cônes ou pives appartiennent à des Pinaceae.

### Nannofossiles

Trois échantillons ont été préparés pour les nannofossiles. Le premier provient de galets mous prélevés dans la fouille (n-BEU-200.G1) et les deux autres de niveaux argileux des coupes BEU-II (n-BEU-II-6) et BEU-IV (n-BEU-IV-1). Etonnamment les trois échantillons se sont révélés très riches en nannofossiles. Cependant à chaque fois ils correspondent à des zones à nannos de l'Eocène moyen et supérieur (Tab. 3-2).
<table><caption>Tab. 3-2 Liste des nannofossiles de La Beuchille (BEU).</caption><thead><tr><th>Sample</th><th>n-BEU-200.G1</th><th>n-BEU-II-6</th><th>n-BEU-IV-1</th></tr></thead><tbody><tr><td>Total fossils</td><td>859</td><td>1056</td><td>624</td></tr><tr><td>Nannozone</td><td>upper NP17</td><td>NP20</td><td>middle NP17</td></tr><tr><td>Lithology</td><td>Mud pebbles</td><td>Grey clay</td><td>Grey clay</td></tr><tr><td>Blackites tenuis</td><td>1</td><td>1</td><td></td></tr><tr><td>Campylosphaera dela</td><td>1</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Chiasmolithus consuetus</td><td>3</td><td></td><td>2</td></tr><tr><td>Chiasmolithus grandis</td><td>2</td><td>2</td><td></td></tr><tr><td>Chiasmolithus modestus</td><td></td><td>1</td><td></td></tr><tr><td>Chiasmolithus omaruensis</td><td></td><td>1</td><td></td></tr><tr><td>Chiasmolithus solitus</td><td>3</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Chiasmolithus titus</td><td>3</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Clausicoccus cribellus</td><td></td><td>1</td><td>1</td></tr><tr><td>Clausicoccus fenestratus</td><td>3</td><td></td><td>1</td></tr><tr><td>Clausicoccus subdistichus</td><td>1</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Coccolithus miopelagicus</td><td></td><td></td><td>1</td></tr><tr><td>Coccolithus pelagicus</td><td>200</td><td>200</td><td>200</td></tr><tr><td>Cribrocentrum reticulatum</td><td>1</td><td>1</td><td>1</td></tr><tr><td>Cyclicargo. floridanus (&lt;9)</td><td>1</td><td>1</td><td></td></tr><tr><td>Cyclicargolithus marismontium</td><td>3</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Dictyococcites bisecus bisecus</td><td>15</td><td>40</td><td>10</td></tr><tr><td>Dictyococcites perplexus</td><td>3</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Dictyococcites stavensis</td><td>5</td><td>3</td><td>1</td></tr><tr><td>Discoaster barbadiensis</td><td></td><td>1</td><td>1</td></tr><tr><td>Discoaster deflandrei</td><td></td><td>1</td><td></td></tr><tr><td>Discoaster lodoensis</td><td></td><td></td><td>1</td></tr><tr><td>Discoaster multiradiatus</td><td>1</td><td></td><td>1</td></tr><tr><td>Discoaster saipanensis</td><td></td><td>1</td><td>1</td></tr><tr><td>Discoaster tanii</td><td>2</td><td></td><td>1</td></tr><tr><td>Discoaster tani nodifer</td><td></td><td>1</td><td></td></tr><tr><td>Ellipsolithus distichus</td><td></td><td></td><td>1</td></tr><tr><td>Ericsonia formosa</td><td>10</td><td>30</td><td>2</td></tr><tr><td>Ericsonia ovalis</td><td>200</td><td>200</td><td>100</td></tr><tr><td>Fasciculithus tympaniformis</td><td>1</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Geminilithella bramlettei</td><td></td><td>1</td><td></td></tr><tr><td>Helicosphaera bramlettei</td><td>1</td><td>1</td><td></td></tr></tbody></table>

Sur l'ensemble du site de La Beuchille, je n'ai jamais pu mettre en évidence de faciès saumâtre ou marin, à l'exception peut-être des niveaux à foraminifères décrits ci-dessous. Cependant CLÉMENT & BERGER (1999) décrivent des faciès en « interfingering » entre des sédiments marins côtiers et des sédiments fluvio-terrestres dans les forages de la Communance, 1km plus à l'Ouest. Les coupes et la fouille de La Beuchille ont montré à chaque fois des faciès fluvio-terrestres francs. De plus la biostratigraphie déduite de cette nannofaune (Eocène moyen à supérieur) n'est

<table><tr><td>Helicosphaer compacta</td><td></td><td>3</td><td></td></tr><tr><td>Helicosphaera seminulum</td><td>2</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Isthmolithus recurvus</td><td></td><td>1</td><td></td></tr><tr><td>Lanternithus minutus</td><td>2</td><td></td><td>1</td></tr><tr><td>Markalius inversus</td><td>1</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Neococcolithes dubius</td><td>1</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Neocrepidolithus biskayae</td><td>1</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Pemma basquense</td><td></td><td>1</td><td></td></tr><tr><td>Pontosphaera lateora</td><td></td><td>1</td><td></td></tr><tr><td>Pontosphaera versa</td><td></td><td></td><td>1</td></tr><tr><td>Prinsius martinii</td><td>3</td><td></td><td>10</td></tr><tr><td>Reticulofenestra caucasia</td><td>3</td><td>1</td><td>1</td></tr><tr><td>Reticulofenestra coenura</td><td></td><td>1</td><td></td></tr><tr><td>Reticulofenestra daviesi</td><td></td><td>2</td><td></td></tr><tr><td>Reticulofenestra dictyoda</td><td>100</td><td>300</td><td>200</td></tr><tr><td>Reticulofenestra gartnerii</td><td></td><td></td><td>1</td></tr><tr><td>Reticulofenestra hampdenensi</td><td></td><td>1</td><td>1</td></tr><tr><td>Reticulofenestra hillae</td><td></td><td>2</td><td></td></tr><tr><td>Reticulofenestra hillae (8-14)</td><td>10</td><td>10</td><td>4</td></tr><tr><td>Reticulofenestra minuta</td><td>200</td><td>200</td><td>10</td></tr><tr><td>Reticulofenestra pelycomorpha</td><td>1</td><td></td><td>1</td></tr><tr><td>Reticulofenestra samodurovii</td><td>2</td><td></td><td>1</td></tr><tr><td>Reticulofenestra umbilicus</td><td>1</td><td>1</td><td>2</td></tr><tr><td>Sphenolithus anarrhopus</td><td>1</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Sphenolithus conspicuus</td><td>1</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Sphenolithus moriformis</td><td>5</td><td>3</td><td>3</td></tr><tr><td>Sphenolithus pseudoradians</td><td></td><td>1</td><td></td></tr><tr><td>Sphenolithus radians</td><td>1</td><td>3</td><td>1</td></tr><tr><td>Sphenolithus spiniger</td><td>3</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Toweius crassus</td><td></td><td></td><td>1</td></tr><tr><td>Toweius eminens</td><td>5</td><td>2</td><td>1</td></tr><tr><td>Toweius pertusus</td><td>50</td><td>30</td><td>50</td></tr><tr><td>Toweius rotundus</td><td></td><td></td><td>5</td></tr><tr><td>Toweius serotinus</td><td></td><td></td><td>3</td></tr><tr><td>Toweius tovae</td><td></td><td></td><td>1</td></tr><tr><td>Transversopontis obliquipons</td><td>3</td><td>1</td><td>1</td></tr><tr><td>Zygrhablithus bijugatus</td><td>3</td><td>5</td><td></td></tr><tr><td>Reworked Cretaceous</td><td>500</td><td>500</td><td>500</td></tr></table>

pas du tout en accord avec celle déduite de la faune mammalienne (MP23-24). Il est évident qu'il y a non seulement transport, mais également remaniement. Cette nannofaune pourrait provenir des flyschs alpins (transport par le vent ?).

## Foraminifères

Deux lavages (BEU-500-A2B2 et BEU-X.3) ont révélé quelques rares foraminifères benthiques, systématiquement recristallisés, dans des états de conservation très médiocres. Aucune détermination
Rupelian

Molasse alsacienne supérieure

<table><tr><td></td><td></td><td></td><td>Lithofacies</td></tr><tr><td></td><td>Fm</td><td>FF</td><td>Architectural elements</td></tr><tr><td></td><td>Fm</td><td>FF</td><td></td></tr><tr><td></td><td>Sm</td><td>CS</td><td></td></tr><tr><td></td><td>FI</td><td>FF</td><td></td></tr><tr><td></td><td>Sh</td><td>CS</td><td></td></tr><tr><td></td><td>Sm</td><td>CS</td><td></td></tr><tr><td></td><td>FI</td><td>FF</td><td></td></tr><tr><td></td><td>Sh</td><td>CS</td><td></td></tr><tr><td></td><td>Sp</td><td>SB(CC)</td><td></td></tr><tr><td></td><td>FI</td><td>FF</td><td></td></tr></table>

<figure><img src="image_98.png" /><figcaption>Fig. 3-3 Synthèse des coupes de La Beuchille.</figcaption></figure>
Excavation La Beuchille

<figure><img src="image_99.png" /><figcaption>Fig. 3-4 Situation de la fouille de La Beuchille.</figcaption></figure>
BEU - fouille
(593'124.4 / 244'582.1)

Coupe 1 D1-A1

<figure><img src="image_100.png" /></figure>

Coupe 2 A2-A7

<figure><img src="image_101.png" /><figcaption>Fig. 3-5 Coupes de la fouille de La Beuchille.</figcaption></figure>
n'a été possible pour l'instant. Cependant l'intérêt de cette découverte réside dans la question du transport ou du remaniement. S'il est certain que les nannofossiles sont remaniés et proviennent probablement des flyschs alpins, qu'en est-il des foraminifères ? Ils ne sont probablement pas originaires des Alpes, car il s'agit de formes benthiques sans affinité avec les flysch alpins. Ils peuvent donc n'être remaniés que du Jurassique (ou Crétacé ?) local, pour autant que le relief de l'époque le permette, ou transportés par les courants de marées de l'UMM rhénane. Cette dernière possibilité confirmerait l'hypothèse de l'« interfingering » des faciès marins côtiers et fluvio-terrestres de CLÉMENT & BERGER (1999) et surtout la présence de la mer rhénane dans le synclinal de Delémont au Rupélien supérieur (MP23-24).

### Gastéropodes

Pratiquement tous les lavages de La Beuchille ont fourni des fragments de mollusques, dont la totalité semble être des gastéropodes.

Les tris sous la binoculaire présentent toujours une forte dominance des Helicidae (de 95% à 100%), complétée par quelques spécimens de *Lymnaea* sp.. Sur quelques macroformes dégagées dans la fouille, on reconnaît un *Helix ramondi* (BEU-000-F6. 3) et un *Planorbis* sp. (BEU-000-J2.7). L'échantillon BEU-I.4 a encore fourni des opercules de *Bythinia* sp.

La faune de gastéropodes de La Beuchille se compose donc essentiellement de formes terrestres (Helicidae), accompagnée par quelques formes d'eau douce (*Lymnaea* sp., *Planorbis* sp.).

### Poissons

Seules quelques rares dents pharyngiennes et des fragments d'os ont pu être attribués à des poissons.

### Reptiles

Des ostéoderme d'Ophisaurus se retrouvent régulièrement sur l'ensemble du site, mais jamais en nombre important.

Le niveau BEU-X-4 a révélé plusieurs fragments de mandibule de reptile indéterminé.

### Tortues

Deux pièces appartenant à deux espèces différentes ont été trouvées. Il s'agit d'abord d'un hypoplastron de Trionychidae (BEU-200-P4.1). Une détermination plus précise semble être possible, mais il faudrait un accès à beaucoup de matériel de comparaison. La deuxième pièce (BEU-500-B2.3) est une plaque dor-

sale présentant une ornementation différente des Trionychidae. Elle montre notamment un sillon indiquant la présence d'écussons, caractère absents chez les Trionychidae. D'après le Dr. H. Tong (comm. écrite) il n'existe pas de tortue tertiaire avec une ornementation semblable. La question d'un remaniement du Jurassique, bien qu'improbable, semble tout de même se poser.

Les Trionychidae représente la famille des tortues à carapace molle. Leur biotope préférentiel est aquatique, plus ou moins palustre, sous un climat chaud. Ils vivent volontiers dans la vase et les fonds sableux des lacs ou des étangs. Généralement omnivores, les espèces actuelles se nourrissent volontiers d'insectes et d'écrevisses.

### Micromammifères

De nombreux lavages ont révélé des fragments de dent et d'os divers, mais les formes entières et déterminables sont assez rares. La pièce la plus intéressante est une molaire inférieure déterminée comme *Blainvillimys avus* (BEU-I.4), espèce typique du niveau mammalien MP24. Le reste de la faune de micromammifères se compose de Gliridae, de Cricetidae et de Theridomyidae qui ne contredisent pas cette datation (Fig. 3-6).

<figure><img src="image_102.png" /><figcaption>**Fig. 3-6** *Iberomeryx minor* (Filhol, 1882)
Mand. dext. M1(frag.)-M3(frag.), BEU-fouille, BEU-700-J1
Dessin par B. Engesser, Musée d'Histoire Natuelle, Bâle.</figcaption></figure>

### Macromammifères

Deux espèces de macromammifères ont été découvertes, *Anthracotherium* sp. et *Iberomeryx minor* (Fig. 3-7). Cette dernière représente un petit ruminant primitif connu seulement par des restes dentaires. Cependant elle est l'élément discriminant pour la biostratigraphie du site.

<figure><img src="image_103.png" /><figcaption>**Fig. 3-7** *Blainvillimys avus*
(Stehlin & Schaub, 1987)
m2 sin., BEU-coupes, BEU-I.4
Dessin par B. Engesser, Musée
d'Histoire Naturelle, Bâle.</figcaption></figure>
### C. L'anthracothère de La Beuchille

#### Anthracotherium Cuvier, 1822

#### Distribution stratigraphique et géographique

Les plus vieux Anthracotheriidae sont connus en Asie, dans l'Eocène moyen de Birmanie (TSUBAMOTO et al., 2002a et b). En Europe, le genre *Anthracotherium* n'arrive qu'après la « Grande Coupure », avec *Anthracotherium* alsaticum que l'on retrouve dans les Phosphorites du Quercy (MP21). *Anthracotherium* est très commun durant l'Oligocène européen, mais semble disparaître juste avant le Miocène. On retrouve une dernière espèce, *Anthracotherium* cf. *magnum*, à Rickenbach (MP29). En Asie, ils persistent en tout cas durant le Miocène inférieur, voire le Miocène moyen.

HÜRZELER (1982) cite un Anthracotheriidae de Casteani/Ribolla (Toscane, MN12) que VAN DER MADE (1999) attribue au genre *Anthracotherium*. Dans le même ouvrage ce dernier auteur mentionne encore un possible Anthracotheriidae d'Oschiri (Sardaigne, MN2). L'origine de ces formes insulaires demeure pour l'instant incertaine (ENGESSER, 1989).

#### Description du matériel de La Beuchille

##### M3 sin. (BEU-510-A4.2)

Molaire supérieure bunodonte à usure faible, subrectangulaire et tétraradiculée, aux tubercules volumineux en forme de pyramides basses, les quatre principaux sont sensiblement de la même

hauteur. Protoconule bien développé, marqué par une longue crête partant de son sommet en direction du cingulum antérieur bien marqué. Métaconule bien développé. Cingulum postérieur marqué, cingulum lingual absent. Cingulum labial discontinu, prolongeant le métaconule et s'effaçant au niveau du métastyle et du parastyle. Protocône et hypocône avec deux plis crescentiformes ; de plus un pli médian part du sommet du protocône en direction de l'arrière du protoconule. Parastyle et mésostyle robustes ; métastyle plus faible. Paracône et méta-cône avec pli médian se dirigeant vers le sommet du métaconule.

##### Frag. M1 ou P4 dext. (BEU-510-A4.5)

Fragment trop petit pour une détermination, mais la taille semble correspondre à une M1 ou P4. Les tubercules principaux semblent bien isolés du type bunodonte de l' *Anthracotherium*.

##### McII sin. légèrement roulé (BEU-520-A5.2)

Métacarpe plutôt court et trapu. Diaphyse large en face antérieure et légèrement recourbée médialement. Section de la diaphyse subtriangulaire, avec un grand côté rectiligne antérieur, un petit côté rectiligne postéro-médial et un côté moyen postéro-latéral con-cave distalement et convexe proximalement. Epiphyse distale avec une quille-guide sur la face distale, se pro-longeant légèrement postérieurement et dont la partie latérale est plus haute distalement et plus longue postérieurement. Epiphyse proximale plutôt étroite dont la facette répondant du trapézoïde montre un triangle allongé antéro-postérieurement. Bord médial semble

<table><caption>**Tab. 3-3** Dimensions comparées des M3 d'Anthracotherium : A. sp. de Weinheim, NHMBern (W.4, W.2) ; A. alsaticum du Quercy, NHMBasel (Q.V.H11, Q.W.629-31, Q.A.8, Q.V.449-51) ; A. sp. de St. André, NHMBasel (MAR669) ; A. valdense de Szapar, NHMBasel (T.O.987) ; A. valdense de la Rochette, NHMBasel (U.M.6861) ; A. magnum de Belmont, NHM-Bern (sans numéro) ; A. cf. magnum de la Rickenbach, NHMBasel (H.R.188, U.M.3184). L = longeur, l = largeur, H = hauteur de la couronne (en millimètres).</caption><thead><tr><th></th><th>MP22</th><th>MP22</th><th>MP23 ?</th><th>MP23</th><th>MP27</th></tr></thead><tbody><tr><th>M3</th><td>Weinheim<br>A. sp.<br>N=1</td><td>Weinheim<br>A. alsaticum ?<br>N=1</td><td>Quercy<br>A. alsaticum N=4</td><td>Beuchille<br>A. sp.<br>N=1</td><td>St. André<br>A. sp.<br>N=1</td></tr><tr><th>L</th><td>48.5</td><td>41.5</td><td>41.6</td><td>48.5</td><td>47.5</td></tr><tr><th>I</th><td>54.5</td><td>45.5</td><td>47.0</td><td>54.5</td><td>55.0</td></tr><tr><th>H</th><td>22.5</td><td>19.0</td><td>20.6</td><td>25.5</td><td>22.0</td></tr><tr><th>?</th><td>MP29</td><td>MP29</td><td>MP29</td><td>MP29</td><td>MP29</td></tr><tr><th>Szapar<br>A. valdense<br>N=1</th><td>Rochette<br>A. valdense<br>N=1</td><td>Belmont<br>A. magnum<br>N=1</td><td>Rickenbach<br>A. cf. magnum<br>N=2</td><td></td><td></td></tr><tr><th>L</th><td>53.5</td><td>57.0</td><td>48.0</td><td>51.5</td><td></td></tr><tr><th>I</th><td>60.0</td><td>63.0</td><td>56.5</td><td>68.5</td><td></td></tr><tr><th>H</th><td>-</td><td>24.5</td><td>24.0</td><td>26.0</td><td></td></tr></tbody></table>
montrer une petite facette roulée répondant au trapèze et le bord latéral une autre de faible hauteur et allongée antéro-postérieurement répondant au magnum.

<table><thead><tr><th rowspan="2">McII</th><th>MP23</th><th>MP23</th></tr><tr><th>Beuchille<br>A. sp.<br>N=1</th><th>Quercy<br>A. alsaticum N=1</th></tr></thead><tbody><tr><td>L</td><td>112.0</td><td>109.5</td></tr><tr><td>DT prox.</td><td>22.5 ?</td><td>19.0</td></tr><tr><td>DAP prox.</td><td>25.5 ?</td><td>29.0</td></tr><tr><td>DT dia.</td><td>24.0</td><td>23.0</td></tr><tr><td>DAP dia</td><td>15.0</td><td>16.5</td></tr><tr><td>DT dist.</td><td>29.0</td><td>27.5</td></tr><tr><td>DAP dist.</td><td>24.5</td><td>29.0</td></tr></tbody></table>

**Tab. 3-4 Dimensions comparées des McII d'Antracotherium :**
A. alsaticum du Quercy, NHMBasel (Q.L.9). L = longueur maximale, DT prox. = diamètre transversal proximal articulaire, DAP prox. = diamètre antéro-postérieur maximal, DT dia. = diamètre transversal de la diaphyse en son milieu, DAP dia. = diamètre antéro-postérieur de la diaphyse en son milieu, DT dist. = diamètre transversal articulaire de l'épiphyse distale, DAP dist. = diamètre antéro-postérieur articulaire de l'épiphyse distale (en millimètres).

## Discussion

La M3 de La Beuchille présente indiscutablement les caractères morphologiques principaux du genre Anthracotherium, avec sa forme subrectangulaire, ses tubercules volumineux, ainsi que ses protocône et hypocône à plis crescentiformes. Ses dimensions sont nettement plus faibles que celles d'A. valdense de Scazpar (Hongrie) et de la Rochette, ainsi que celles d'A. cf. magnum de Rickenbach. Par contre elles sont relativement proches de l'A. magnum de Belmont, mais les caractères morphologiques diffèrent au niveau du parastyle, qui présente une double crête chez A. magnum, et au niveau de la fermeture de la vallée médiane, qui est double chez A. magnum et simple à La Beuchille ou chez A. alsaticum du Quercy. La M3 de La Beuchille s'accorde bien avec la morphologie d'A. alsaticum du Quercy, mais ses dimensions sont clairement plus grandes. Les M3 de Weinheim présentent deux morphométries différentes. La plus petite semble appartenir à A. alsaticum, alors que la deuxième est très proche de celle de La Beuchille, au même titre que celle de St. André (Marseille) (Tab. 3-3).

Il est très difficile de déterminer l'Antracotherium de La Beuchille au niveau spécifique, les caractères dentaires du genre souffrant d'une trop grande monotonie. De par ses dimensions et sa morphologie, on peut tout de même déjà exclure A. magnum et A.

valdense. De par la biostratigraphie de la fouille de La Beuchille (MP23), une espèce similaire à celle de St. André semble improbable. A. alsaticum, qui à priori serait l'espèce la plus attendue, est vraiment plus petit. Par contre la grande forme de Weinheim, qui malheureusement n'est pas déterminée au niveau spécifique, pourrait bien représenter la même espèce.

Il est regrettable que le matériel de comparaison de Kleinblauen (MP22), et de l'A. bumbachense de Bumbach (MP25) n'est pas disposé de M3 et de McII. Ce d'autant plus que STEHLIN (1914) mentionnait A. bumbachense à Kleinblauen, dont la biostratigraphie est identique à celle de Weinheim et très proche de celle de La Beuchille. Cependant il est à noter que BRUNET & VIANEY-LIAUD (1987) cite une première apparition d'A. bumbachense seulement à MP25 (Tab. 3-5).

Pour toutes ces raisons, une détermination spécifique définitive de l'anthracothère de La Beuchille n'est pas possible pour l'instant. Il reste ainsi Anthracotherium sp..

<table><thead><tr><th>MP units</th><th>Reference locality</th><th>A. dalmatinum</th><th>A. stehlini</th><th>A. alsaticum</th><th>A. magnum</th><th>A. cuvieri</th><th>A. bumbachense</th><th>A. hippoideum</th><th>A. valdense</th></tr></thead><tbody><tr><td>MP30</td><td>Coderet</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>MP29</td><td>Rickenbach</td><td></td><td></td><td>cf.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>MP28</td><td>Pech du Fraysse</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>MP27</td><td>Boningen</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>MP26</td><td>Mas de pauffié</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>MP25</td><td>Garouillas</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>MP24</td><td>Heimersheim</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>MP23</td><td>Itardies</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>MP22</td><td>Villebramar</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>MP21</td><td>Soumaille</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

**Tab. 3-5 Distribution stratigraphique d'Antracotherium en Europe centrale et occidentale.**

Encore une fois, le matériel de comparaison manquait pour le McII de La Beuchille. L'unique McII observée provient du Quercy et appartient à A. alsaticum. Cependant cette pièce diffère sensiblement de celle de La Beuchille au niveau morphométrique. Elle est d'une part légèrement plus petite, mais également d'une allure plus trapue (Tab. 3-4). Ceci confirme encore une fois que l'anthracothère de La Beuchille n'est pas un A. alsaticum, sa forme étant plus grande et certainement plus gracile.
## D. Biostratigraphie

La molaire supérieure de l'Anthracotherium de la fouille donne une première approche biostratigraphique du site de La Beuchille. Les premières espèces connues du genre apparaissent en Europe juste après la « Grande Coupure » (MP21). La "Grande Coupure" est définie par STEHLIN (1909) à la transition Eocène-Oligocène dans les faunes d'ongulés du Bassin de Paris. Elle est marquée par une crise climatique globale (refroidissement) qui ferme le Détroit de Turgaï et crée ainsi un pont terrestre favorable à l'immigration de faunes asiatiques en Europe. L'anthracothère du gisement de La Beuchille, déterminé comme Anthracotherium sp., représente une espèce post-écène.

Le petit ruminant primitif, Iberomeryx minor, est très rare et connu jusqu'à aujourd'hui seulement dans deux gisements à biostratigraphie clairement définie, Lovagny (Savoie) et Itardies (Quercy). Il semble être exclusif à la zone MP23 et date donc la fouille de La Beuchille de cette zone. On retrouve encore Iberomeryx minor, sous le nom de Cryptomeryx gaudryi (GAU-DANT, 1979), dans un gisement à Soulce (Canton du Jura), dont la biostratigraphie reste malheureusement un peu floue.

*Blainvillimys avus*, théridomorphe primitif de la famille des Theridomyidae révélée dans le niveau BEU-I.4, est typique pour la zone MP24 et permet une première datation dans les coupes de La Beuchille

Ainsi la Molasse alsacienne supérieure de la région de La Beuchille indique deux datations différentes, MP23 (BEU-fouille) et MP24 (BEU-I), qui ne contredisent en aucun cas les résultats biostratigraphiques de CLÉMENT & BERGER (1999) et de PICOT (2002). Cependant, il se pourrait que les formations des Marnes noires de la Birse et de la base de la Molasse alsacienne supérieure soient synchrones à la zone mammalienne MP23 (Fig. 2-2).

## E. Paléoécologie et paléoenvironnement

### Les minéraux lourds (Tab. 3-6)

Les analyses des minéraux lourds ont été faites sur 7 échantillons de la fouille et des coupes de La Beuchille. Les spectres sont assez constants. Ils montrent une dominance du Grenat (46%-74%) et du groupe Epidote-Zoisite (8%-24%). Les autres minéraux lourds présents sont le Zircon (0%-21%), la Staurotide (6%-14%), la Tourmaline (2%-8%) et le Spinelle (0%-7%). La Glaucophane (0%-1%) est insignifiante, voire absente (Fig. 3.8). Ces spectres sont similaires à ceux de la Molasse alsacienne du synclinal de Laufon et de la bordure Sud-rhénane (PICOT, 2002). Par contre ils sont différents de ceux des synclinaux de Moutier et de Tramelan-Tavannes-Court, où le spinelle a disparu, les teneurs en Staurotide, Zircon et Tourmaline ont diminué et l'Epidote a pris l'ascendant sur le Grenat. Ceci n'est pas étonnant lorsque l'on considère le décalage spatio-temporel de la Molasse alsacienne des synclinaux de Moutier et de Tramelan-Tavannes-Court (plus méridionale et certainement plus jeune).

Le groupe Grenat et Epidote-Zoisite provient probablement du bouclier scandinave, très loin au Nord, alors que la Spinelle provient des Vosges. Le groupe Staurotide, Tourmaline et Zircon provient du Massif Central et est distribué par les systèmes fluviatiles ju-rassiens de l'époque, la Molasse alsacienne (BRIANZA et al., 1983). Le synclinal de Delémont devait alors être alimenté par trois systèmes de drainage différents durant le Rupélien supérieur (MP23-24). BRIANZA et al. (1983) précisent qu'aucune influence alpine n'est marquée avant le Chattien dans le Jura. L'augmentation de l'Epidote à Moutier et à Tavannes est due à l'influence du Thunerseeschüttung (ANTENNEN, 1973 ; PFIRTER, 1997) qui n'a certainement pas été actif aussi loin avant MP25 (Fig. 3.9).

Plusieurs considérations peuvent être tirées de ces analyses de minéraux lourds. A La Beuchille, les

<table><caption>**Tab. 3-6** Minéraux lourds des coupes et de la fouille de La Beuchille : Gre=Grenat, Horn=Hornblende, Glau=Glaucophane, E+Z=groupe Epidote-Zoisite, Staur=Staurotide, Sil=Sillimanite, Dis=Disthène, And=Andalousite, Zir=Zircon, Tou=Tourmaline, Rut=Rutile, Tit=Titanite, Spi=Spinelle.</caption><thead><tr><th></th><th>Gre</th><th>Horn</th><th>Glau</th><th>E+Z</th><th>Staur</th><th>Sil</th><th>Dis</th><th>And</th><th>Zir</th><th>Tou</th><th>Rut</th><th>Tit</th><th>Spi</th></tr></thead><tbody><tr><td>h-BEU-I.8</td><td>44</td><td>1</td><td>1</td><td>22</td><td>6</td><td>0</td><td>&lt;1</td><td>0</td><td>13</td><td>6</td><td>1</td><td>0</td><td>6</td></tr><tr><td>h-BEU-II.5</td><td>48</td><td>0</td><td>1</td><td>13</td><td>6</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>21</td><td>4</td><td>2</td><td>0</td><td>5</td></tr><tr><td>h-BEU-IV.3</td><td>54</td><td>0</td><td>0</td><td>19</td><td>9</td><td>0</td><td>&lt;1</td><td>1</td><td>11</td><td>5</td><td>1</td><td>0</td><td>&lt;1</td></tr><tr><td>h-BEU-V.6</td><td>56</td><td>0</td><td>1</td><td>12</td><td>14</td><td>&lt;1</td><td>1</td><td>1</td><td>8</td><td>6</td><td>&lt;1</td><td>0</td><td>1</td></tr><tr><td>h-BEU-X.1</td><td>58</td><td>0</td><td>&lt;1</td><td>9</td><td>8</td><td>0</td><td>2</td><td>0</td><td>7</td><td>8</td><td>1</td><td>0</td><td>7</td></tr><tr><td>h-BEU-XI.4</td><td>46</td><td>0</td><td>0</td><td>24</td><td>5</td><td>0</td><td>1</td><td>0</td><td>11</td><td>4</td><td>2</td><td>0</td><td>5</td></tr><tr><td>h-BEU-300-A7</td><td>74</td><td>0</td><td>&lt;0</td><td>8</td><td>14</td><td>0</td><td>2</td><td>0</td><td>0</td><td>2</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td></tr></tbody></table>
<figure><img src="image_104.png" /><figcaption>**Fig. 3-8 Analyse des minéraux lourds de la Beuchille.**</figcaption></figure>

<figure><img src="image_105.png" /><figcaption>**Fig. 3-9 Carte paléogéographique du Bassin molassique suisse et du Fossé rhénan au Rupélien supérieur.**</figcaption></figure>

dépôts ne sont pas les témoins du système de drainage principal de l'époque. On devrait en retrouver plus à l'Ouest ou au Nord, de part et d'autre du Fossé rhénan occupé par la mer rhénane à l'époque. PICOT (2002) signale le profil du Mont Russelin à l'extrémité Ouest du synclinal de Delémont. Cette coupe est datée de MP23-24, tout comme La Beuchille, et montre des lithofaciès (Gc, Ss) de plus haute énergie pouvant constituer les éléments architecturaux (CH, SB, LA) d'un système de drainage majeur. De même CLÉMENT (1998) signale des dépôts de milieux fluviatiles traduisant un certain dynamisme le long de la Birse. Plus au Nord-Est PICOT (2002) cite encore deux affleurement un peu plus vieux, la carrière de Laufon (NP22) et la coupe de Dornarbrugg (MP22).

L'absence d'influence alpine dans le Jura avant le Chattien pose un problème quant à l'origine des nannofossiles de La Beuchille, interprétés comme un remaniement du flysch alpin. Leur origine pourrait être simplement due à un transport par le vent.

## Milieu de dépôt

Les dépôts de La Beuchille illustrent un paléoenvironnement distal de la plaine d'inondation. Aucune influence marine ne peut se déduire de la sédimentologie. Les sédiments sont souvent très riches en matière organique et pyrite, avec beaucoup de remaniement et de transport. Les structures sédimentaires témoignent toujours de courants assez faibles, même en ce qui
concerne les liserés conglomératiques que l'on retrouve à la base du grand arbre 1 ou à la base d'un chenal de crevasse (CC) au milieu de la fouille (non figuré sur les Fig. 3-4 et 3-5). Ces conglomérats sont composés de galets centimétriques subanguleux et d'une matrice gréseuse. En lame mince (éch. t-BEU-600-I2), on reconnaît des calcaires micritiques riches en quartz qui pourrait appartenir aux assises mésozoïques locales, mais rien ne permet de le prouver. Leur présence dans le site de La Beuchille doit être liée aux déracinements d'arbres et aux démantèlements de substrats durs qui en découlent. Par la suite ils sont piégés dans les racines de ces arbres et transportés par les courants de débordements. Ainsi ce n'est pas l'énergie qui est directement responsable de leur transport, mais la hauteur de la tranche d'eau. On peut estimer une profondeur de 1m avec la taille de l'arbre 1 (80cm de diamètre pour 6m de long). Cette hypothèse suggère une mise à l'érosion de terrains mésozoïque déjà au Rupélien, mais certainement pas un paléorelief important. L'inondation de la région sur plusieurs kilomètres ne pouvait se faire que dans une zone à relief très faible. Les accumulations de bois dans la fouille de La Beuchille se présentent soit sous forme de fragments centimétriques de bois roulé, soit sous forme de troncs ou de branches décimétriques à métriques. Le transport de ces objets, toujours assez doux, a pu se faire sur de grandes distances (plusieurs kilomètres). Il est très rare de retrouver des restes d'écorces sur les bois fossiles. Les troncs semblent alignés dans 3 directions de courant préférentielles (N-S, SE-NW et SW-NE), ce qui suppose un système de drainage instable typique des environnements de débordement.

En termes de modèle de faciès, le système alluvial de La Beuchille ne peut pas être représenté par l'entier d'un modèle architectural de MIALL (1996), le site ne correspondant qu'à une fraction d'un environnement global. L'ensemble des lithofaciès ainsi que les éléments architecturaux interprétés représentent toujours des dépôts distaux de plaine d'inondation ou de crevasse, avec des formes chenalisées toujours faiblement définies. On remarque également une présence fréquente de petits chenaux de drainage de décrue, qui tendent généralement à prendre une direction préférentielle pour rejoindre naturellement l'écoulement du lit principal du système alluvial. La direction de cet écoulement naturel de décru ne peut pas clairement être définie, mais il semblerait que sur les profils N-S les géométries chenalisantes soient pratiquement inexistantes, alors qu'elles sont relativement fréquentes sur les profils E-W. Ceci peut s'interpréter comme un drainage de direction N-S, ce qui est en accord avec les alignements des troncs.

Lors d'une forte crue, un éventail de débordement créé peut atteindre jusqu'à 10km de long et également jusqu'à 10 km de large à son extrémité. C'est précisément cette zone distale de l'éventail que matérialisent les dépôts de La Beuchille. Les éléments architecturaux du système de drainage principal (CH, SB, LA, LV) sont absents.

En termes de modèle, le système alluvial le plus représentatif doit être le classique « Sand-Bed Meandering River » de MIALL (1996), duquel on ne retiendrait que la zone liée à un crevasse splay. On retrouve ainsi une association typique de dépôts de crevasse (CC, CS, SB(CS)) et de plaine d'inondation (FF, (FF(CH)) dans un système alluvial bien drainé ne montrant jamais d'assèchement (Fig. 3.10). De tels environnements se rencontrent généralement sous des climats subtropicaux humides ou sous des climats tempérés. La prédominance des dépôts de crevasse par rapport aux dépôts palustres plaide en faveur d'un climat à tendance tempérée. Cette dernière remarque consolide l'idée de contraste saisonnier, mais certainement pas sous un climat tempéré, la faune de La Beuchille montrant plutôt des affinités avec un milieu tropical à subtropical.

## Taphonomie, paléoécologie et paléoclimats

Les restes fossiles (paléoflore et paléofaune) indiquent toujours un transport. Ils sont souvent fragmentaires et jamais en connexion pour les fossiles de mammifères. Certains os montrent des marques d'abrasion ou même des surfaces polies. Le gisement de La Beuchille est une taphocénose typique de milieux fluviatiles avec tri des objets fossiles.

La communauté animale de La Beuchille montre une grande affinité avec les milieux aquatiques. La présence d*Anthracotherium* sp. pourrait déjà traduire un environnement en partie palustre. Les tortues à carapace molle montrent clairement la présence d'étendues d'eau ou de rivières. Le paramètre de l'humidité du climat devait donc être important, mais certainement variable, si on se réfère aux nombreux témoins de crues dans les lithofaciès. Par contre les gastéropodes, bien que quelques formes aquatiques (*Planorbis*, *Lymnaea*) soient présentes, sont dominés par des formes terrestres (Helicidae), généralement liées à une dominance de buissons et de forêts.

Le représentant actuel le plus proche d*Iberomryx minor* pourrait être le grand chevrotain malais, *Tragulus napu*, de la famille des Tragulidae. Cette famille se distingue des autres ruminants par certains traits encore archaïques (pas de cornes, un 4ème doigt
<figure><img src="image_106.png" /><figcaption>Fig. 3-10 Paléoenvironnement de la Beuchille.</figcaption></figure>

bien développé, des canines supérieures à croissance continue). *Tragulus napu* pèse à peine 10kg pour une hauteur au garrot de 30-35cm, ses membres en forme d'allumettes sont typiques, et ses grands yeux ronds supposent un comportement nocturne. C'est un animal qui vit toujours à proximité d'une source d'eau douce et qui préfère les biotopes forestiers denses. Ainsi la présence d*Iberomeryx minor* suppose également une importante couverture végétale et une affinité avec les milieux aquatiques. La structure de ses molaires, type buno-sélénodonte, témoigne d'un régime mixte composé à la fois de feuilles et de fruits, alors que sa petite taille suggère un mode de locomotion adapté aux milieux forestiers plutôt fermés, c'est-à-dire favorisant la course et les rapides changements de direction.

Les reptiles (tortues, *Ophisaurus*) sont de très bons indicateurs de paléotempérature. Celle-ci devait certainement montrer une faible variation annuelle et rarement descendre en dessous de 15°C. *Ophisaurus* peut indiquer l'existence de parcelles plus ouvertes d'arbustes et de buissons (BERGER, 1985).

L'influence marine n'est pas vraiment démontrée à La Beuchille, mais les dinoflagellés (s'ils sont marins) et les quelques foraminifères, s'ils ne sont pas remaniés, rappellent tout de même la proximité de la côte. D'ailleurs CLÉMENT (1998) signale, en plus des forages de la Communance, des tests de foraminifères dans le lavage d'un banc marneux de la Molasse alsacienne de la Birse (coupe Birse 4).

Un autre aspect intéressant réside dans la richesse de la paléoflore. La mixité entre les Pinaceae (cônes) et les Taxodiaceae suggère à la fois une bonne température avec peu de variations annuelles, une très forte humidité et un relief possible. La présence d'aulne

<figure><img src="image_107.png" /><figcaption>1. *Iberomeryx minor*</figcaption></figure>

<caption>3. *Gliridae*</caption>

<caption>2. *Anthracotherium sp.*</caption>

<caption>4. *Trionychidae*</caption>

(*Alnus*) ou de noyer (Juglandaceae) fait mention à une saisonnalité et celle des fougères cadre bien avec les environnements palustres. La dominance des conifères par rapport aux feuillus pourrait s'expliquer par un enracinement préférentiel des conifères sur des substrats durs. Lors d'une inondation, les racines sont dégagées par affouillement des sédiments meubles constituant une mince couche de sol. L'arbre devient alors instable et tombe sous son poids. Les arbres enracinés dans des sols plus épais sont mieux protégés, l'énergie des crues n'étant certainement pas assez forte pour les rendre instables.

## La région de Delémont il y a 30 millions d'années

Il y a trente millions d'années, la région de Delémont se présentait sous l'aspect d'une vaste plaine d'épandage fluviatile soumise à des inondations régulières qui ont ensablé et envasé toute la région. Elle était alimentée par plusieurs systèmes alluviaux et courants marins originaires du Nord et de l'Ouest. On pouvait y retrouver des biotopes forestiers denses et diversifiés, des zones marécageuses, et des parcelles un peu plus ouvertes à arbustes et buissons. La côte de la mer rhénane se trouvait à proximité et pouvaient montrer des fluctuations assez fréquentes. Le climat était constamment chaud, avec un contraste saisonnier au niveau de l'humidité qui pouvait induire de nombreuses crues aux conséquences parfois dévastatrices, telles celles du gisement de BEU-fouille. Cependant la plaine d'inondation ne semblait jamais connaître d'assèchement complet (Fig. 3.9 et 3.10).
### 3.2.2 Calcaires delémontiens

#### 3.2.2.1 Pavillon-Moutier (PMO)

Les travaux autoroutiers de la Transjurane ont mis au jour un petit affleurement éphémère de Calcaires delémontiens à l'extrémité Sud du Synclinal de Moutier (595.00/235.00). Le profil levé montre une puissance de 5m et représente des dépôts classiques de marnes et de calcaires palustro-lacustres.

##### A. Lithofaciès et sédimentologie (Fig. 3-11)

La base du profil est matérialisée par un lithofaciès carbonaté micritique lacustre (Lm), typique des Calcaires delémontiens. Le sommet présente une succession de niveaux marneux, argileux et marnocalcaires, parfois marquées par de fines laminations (Fm, Fl). Les couleurs de ces dépôts de fines varient du noir au brun-beige, souvent marqués de barioles. Les éléments architecturaux déterminés sont dominés par des dépôts de plaine d'inondation s.l. (FF) et des dépôts lacustres (LAC).

##### B. Paléontologie

<table><caption>Tab. 3-7 Liste des fossiles de Pavillon-Moutier (PMO) (✓ présent).</caption><thead><tr><th colspan="2">Fossiles / Echantillons</th><th>PMO2</th><th>PMO5</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="3">Flora</td><td>Charophyta ind.</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td>Nitellopsis (Tectochara) meriani</td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Lychnothamnus (Stephanochara) ungeri</td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Bois ind.</td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Invertebrata</td><td>Mollusca ind.</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td rowspan="2">Otolithe</td><td>Palaeolebias weidmanni</td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Eleotridarum sectus</td><td></td><td>✓</td></tr></tbody></table>

##### Otolithe

Les deux espèces d'otolithes déterminées sont des représentants typiques des faunes de poissons de l'USM. Ils reflètent un caractère lacustre clair et permettent une première approche biostratigraphique.

##### C. Biostratigraphie

Les otolithes du niveau PMO5 (Palaeolebias weidmanni et Eleotridarum sectus) sont fréquents dans l'intervalle stratigraphique MP28-29, cependant on ne peut pas exclure un âge plus jeune ou plus vieux (REICHENBACHER, comm. écrit.).

Les charophytes Nitellopsis (Tectochara) meriani et Lychnothamnus (Stephanochara) ungeri sont caractéristiques de l'Oligocène supérieur.

Par contre je rappelle que PICOT *et al.* (1999) et PICOT (2002) précisent la biostratigraphie des Calcaires delémontiens à l'intervalle MP28-MN1.

##### D. Paléoécologie et paléoenvironnement

###### Minéraux lourds (Tab. 3-8)

Les lithologies utilisées (grès fins) pour les analyses de minéraux lourds sont très rares dans les Calcaires delémontiens. Aucune analyse n'a pu être effectuée pour la coupe PMO. Cependant le niveau BrFl64, au top de la Brochene Fluh (621.90/247.54), et l'échantillon SAI10 de la coupe de Saicourt (582.00/232.76 ; FAVRE, 1998) ont été analysés à titre de comparaison. Malheureusement l'échantillon BRFl64 s'est révélé très pauvre en minéraux lourds (seulement 57 minéraux lourds ont pu être identifiés). Son spectre doit donc être interprété avec précaution.

Les deux échantillons montrent des spectres très proches, à savoir une dominance du groupe Epidote-Zoisite (56% et 34%), du Grenat (19% et 34%), et du Zircon (14% et 16%) quasi identique au spectre du « Bone bed » de Wallenried (voir **3.2.3 Aquitanien**). Les autres minéraux accessoires présents sont le Hornblende (5% et 2%), la Staurotide (4% et 6%) et la Sillimanite (2%).

Le niveau BrFl64 est probablement daté de l'Aquitanien inférieur (voir **2.2.1 Remarque sur l'Aquitanien de l'USM**) et SAI10 du Chattien supérieur (MP29-30, d'après PICOT *et al.* 1999). Durant cette période, la région du Jura présente une zone pratiquement sans aucun système de drainage. On pourrait se poser la question d'une alimentation du Thunersees-

Moutier Pavillon (PMO)
(595.00/235.00)

<figure><img src="image_108.png" /><figcaption>Fig. 3-11 Coupe Pavillon Moutier (PMO)</figcaption></figure>
<table><thead><tr><th></th><th>Gre</th><th>Horn</th><th>Glau</th><th>E+Z</th><th>Staur</th><th>Sil</th><th>Dis</th><th>And</th><th>Zir</th><th>Tou</th><th>Rut</th><th>Tit</th><th>Spi</th></tr></thead><tbody><tr><td>SAI10</td><td>34</td><td>2</td><td>0</td><td>34</td><td>6</td><td>2</td><td>&lt;1</td><td></td><td>16</td><td>3</td><td>1</td><td>1</td><td>1</td></tr><tr><td>BrFl64</td><td>19</td><td>5</td><td>0</td><td>56</td><td>4</td><td>2</td><td>0</td><td>0</td><td>14</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td></tr></tbody></table>

Tab. 3-8 Minéraux lourds de la Brochene Fluh (BrFl) : Gre=Grenat, Horn=Hornblende, Glau=Glaucophane, E+Z=groupe Epidote-Zoisite, Staur=Staurotide, Sil=Sillimanite, Dis=Disthène, And=Andalousite, Zir=Zircon, Tou=Tourmaline, Rut=Rutile, Tit=Titanite, Spi=Spinelle.

chüttung qui serait marquée par la forte teneur en Epi-dote-Zoisite, les autres minéraux lourds représentant probablement des apports locaux intermittents. Etant donnée la position plus occidentale de SAI10 et un âge encore oligocène supérieur, une influence mixte Thunerseeschüttung – Genferseeschüttung serait plus appropriée, comme le suggère ANTENEN (1973). Avec la coupe PMO, on devrait se retrouver dans le même cas de figure que SAI10.

### Milieu de dépôt

Cette série de dépôts semble indiquer le passage d'un petit lac à une zone partiellement émergée, parsemée de marais et d'étangs.

En termes d'environnement, les dépôts de cette coupe matérialisent une zone lacustro-palustre. On pourrait considérer une sorte de plaine d'inondation très mal drainée, montrant des périodes où de petits lacs peuvent subsister (lacs éphémères), des périodes d'assèchement partiel caractérisées par la présence d'étangs ou de marais (Fig. 3-12.A). On pourrait également supposer des périodes d'émersion ou même d'assèchement complet, malheureusement aucun témoin de structures de dessiccation ou de

début de pédogenèse n'a été observé (Fig. 3-12.B). Cependant BECKER et al. (2002) et PICOT (2002) ont mis en évidence des périodes arides au sommet des Calcaires delémontiens des profils de la Brochene Fluh et de Courfaivre. PICOT (2002) signale des structures « clotted » dans des calcaires micritiques de la coupe de Courfaivre qu'il interprète comme un début de pédogenèse.

### 3.2.2.2 Tavannes-Tramelan (TT)

A la faveur de la réfection de la route à la sortie Nord de Tavannes (580.20/231.88), un profil unique, montrant le passage entre le sommet des Calcaires delémontiens et la base des dépôts transgressifs de la Molasse grise (voir 2.2.2 Groupe des Conglomérats & Grès de l'OMM), a été mis au jour. Cet affleurement à un intérêt de tout premier ordre car c'est le seul affleurement matérialisant clairement la transgression de l'OMM sur les Calcaires delémontiens dans la région des synclinaux de Tramelan-Tavanes-Court. De plus il illustre de manière significative la lacune sédimentaire de l'Aquitanien, entre la fin des dépôts lacustres des Calcaires delémontiens et le début de la transgression de l'OMM.

<figure><img src="image_109.png" /></figure>

<figure><img src="image_110.png" /><figcaption>Fig. 3-12 Paléoenvironnement de PMO.</figcaption></figure>
## A. Lithofaciès et sédimentologie (Fig. 3-13)

Les 9 premiers mètres de la coupe appartiennent aux Calcaires delémontiens. Ils sont classiquement matérialisés par des alternances de niveaux marneux, argileux, marno-calcaires et marno-silteux, c'est-à-dire par une alternance de lithofaciès carbonatés micritiques lacustres (Lm) et de lithofaciès de fines (Fm). Les couleurs des niveaux calcaires sont toujours grises claires, alors que les niveaux marneux et argileux montrent tout un éventail de couleurs, du noir au gris-vert en passant par le brun, le beige et quelquefois par de légères barioles rouges. Les éléments architekturaux déterminés sont typiques des dépôts de plaine d'inondation s.l. (FF) et de lacs (LAC) (Fig. 3-13).

Plusieurs niveaux de fines présentent à leur base des galets calcaires (Calcaires delémontiens). Ces galets sont certainement dus à la mise à l'érosion et au démantèlement de calcaires lacustres lors d'assèchements de la plaine d'inondation. Ils sont par la suite incorporés dans des dépôts palustres, lorsque le niveau des nappes phréatiques remonte et que la région devient plus humide.

Les limites d'un niveau à l'autre se font souvent sous forme de passages progressifs, avec des « coarsening-up ». Ceci témoigne encore une fois de l'instabilité et des fluctuations de la qualité de drainage de la plaine d'inondation.

Les 9 derniers mètres de la coupe matérialisent des dépôts sableux de la Molasse grise (voir 2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM), certainement la Untere Graue Molasse d'ANTENEN (1973). Les lithofaciès de cette série marine sont à forte dominance sableuse et riche en mica. La base des bancs est souvent érosive et ravinante, surtout dans la partie inférieure de la série.

Le premier niveau (TT14), un banc de sable moyen-fin (Sm) à séquence de « coarsening-up », est marqué par une nette base érosive, ravinant les marnes des Calcaires delémontiens. Il matérialise probablement un chenal tidal (TC). Le niveau suivant (TT15) est un sable fin à lamines millimétriques à centimétriques (Sh), montrant des niveaux horizontaux à galets divers (Calcaires delémontiens, Quartzites, Mésozoïque, concrétions calcaires remaniées) dont la taille varie de 1 à 5cm, des rides de courants (Sr) et de nombreux drapages argileux sous forme de lentilles ou de lisérés subhorizontaux (« flaser bedding »). Sa base est également érosive ravinante. Il caractérise dans un s.l. à nouveau des chenaux tidaux (TC). Plus précisément on peut y observer des variations de l'hydrodynamisme.

## Tavannes-Tramelan (TT)
(580.20/231.88)

<figure><img src="image_111.png" /><figcaption>Fig. 3-13 Coupe Tavannes-Tramelan (TT).</figcaption></figure>

La base érosive ravinante matérialise l'entaille d'un chenal tidal sur le continent et montre une relativement haute énergie. Son remplissage de sédiments fins laminés à drapages argileux (« flaser
bedding ») et rides de courant montre un lithofaciès déposé sous une faible tranche d'eau, conditionné par les marées et caractéristique d'un estran (SF). Les arrivées de niveaux à galets divers seraient dues aux fluctuations de la ligne du littoral. Bien qu'étant dans un système général transgressif, de petites phases régressives pourraient créer des systèmes fluviatiles éphémères qui amèneraient du matériel terrigène vers le littoral.

Le niveau suivant (TT16), après un passage progressif, expose plus de 4m de sable moyen à la base et plus grossier au top (« coarsening-up »). Les niveaux à galets ont disparu. On retrouve les laminations, les drapages argileux (« flaser bedding ») et les rides de courants dans sa partie inférieure (Sr, Sh). Dans sa partie supérieure, les laminations s'espacent et les rides et les drapages deviennent plus rares. La tranche d'eau semble augmenter, cependant le système est toujours dominé par les marées et le milieu de dépôt caractérise encore un estran (SF).

Le dernier niveau (TT17), après à nouveau un passage progressif, est marqué par la disparition des rides de courant et des drapages en forme de lentilles. Les dépôts deviennent encore plus grossiers et forment des grès à stratifications planes et parallèles centimétriques à décimétriques (Sh). On n'observe plus que de très fins drapages argileux entre les stratifications. La tranche d'eau semble avoir encore augmenté (« deepening up »), l'influence tidale devient faible et les dépôts sont dominés par la houle (SS). Cette dominance de courant marin pourrait également expliquer la séquence de « coarsening up » déjà observé dans le niveau TT16.

## B. Paléontologie

<table><caption>Fig. 3-12 Paléoenvironnement de PMO.</caption><thead><tr><th colspan="2">Fossiles / Echantillons</th><th>TT2</th><th>TT8</th><th>TT9</th><th>TT14</th><th>TT15</th><th>TT16</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="4">Flora</td><td>Charophyta ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td><i>Lychnothamnus (Stephanochara) praeberdotensis</i></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td><i>Lychnothamnus (Stephanochara) cf. praeberdotensis</i></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td><i>Lychnothamnus (Tectochara) meriani</i></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Mollusca</td><td>Helicidae ind.</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Echinoidea</td><td>Echinoidea ind.</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td>Bryozoa</td><td>Bryozoa ind.</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td>Ostracoda</td><td>Ostracoda ind.</td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Foraminifera</td><td>Foraminifera ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td>Poisson</td><td>Cyprinidae ind.</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Reptilia</td><td>Crocodylia ind.</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Mammalia</td><td>Frag. d'os et de dents</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

### Charophytes

Elles sont essentiellement représentées par une jolie population de *Lychnothamnus (Tectochara) meriani* dans le niveau TT8. De plus les niveaux de Calcaires delémontiens ont chaque fois mis au jour deux ou trois gyrogonites de *Lychnothamnus (Stephanochara) cf. praeberdotensis* (TT8 et TT9) ou *Lychnothamnus (Stephanochara) praeberdotensis* (TT2). Ces deux dernières formes présentent un intérêt particulier pour la biostratigraphie, puisqu'elles confirment l'appartenance du sommet des Calcaires delémontiens à l'Aquitanien basal.

### Gastéropodes

Les niveaux de calcaires delémontiens révèlent de nombreux fragments de gastéropodes, dont la majorité sont des Helicidae indéterminables.

### Echinodermes

On retrouve régulièrement des radioles d'oursins entières ou en fragments. Leur présence atteste d'une mer ouverte à salinité normale, et probablement des fonds sableux.

### Bryozoaires

Des fragments de bryozoaires branchus sont présents, mais jamais nombreux, dans tous les niveaux échantillonnés dans la partie marine de la coupe. Probablement caractéristiques d'une mer peu profonde à salinité normale, ces formes ont été brisées et transportées par la houle et/ou les courants de marées.

### Ostracodes

Le niveau TT8 a révélé une valve d'ostracode d'eau douce. De rares fragments d'ostracodes marins ont été trouvés dans le niveau TT14.
### Foraminifères

De rares fragments de foraminifères benthiques ind. ont été trouvés dans le niveau TT15.

### Poissons

Les niveaux TT8 et 9 de Calcaires delémontiens présentent quelques rares dents pharyngiennes de Cyprinidae.

### Reptiles

Le niveau TT9 présente de nombreux restes de vertébrés. J'ai pu reconnaître un fragment de dent de crocodile.

### Mammifères

Les nombreux fragments d'os et de dents du niveau TT9 appartiennent majoritairement à des micromammifères. J'ai cependant reconnu un fragment d'artiodactyle ind..

## C. Biostratigraphie

La série des Calcaires delémontiens du profil est marquée par la présence de *L. (St.) praeberdotensis* et appartient donc à la zone à *nitida* caractéristique de la base de l'Aquitanien. Au-dessus la série de la Molasse grise n'est malheureusement pas datée. Cependant la coupe TNR (581.17/231.22), à moins de 200m, montre des dépôts de Grès coquiller (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM**) daté de la zone MN3. Ainsi dans la région de Tavannes on peut estimer la lacune sédimentaire entre la base de MN1 et le début de MN3, ce qui correspond approximativement à un non-dépôt entre 23 et 20 Ma.

## D. Paléoécologie et paléoenvironnement

### Milieu de dépôt

La première partie de la coupe caractérise le même type de paléoenvironnement lacustro-palustre de la coupe PMO (Fig. 3-12).

La deuxième partie matérialise la nature et le tout début de la transgression de l'OMM dans les synclinaux Sud du Jura. La Molasse grise qui constitue les dépôts de l'OMM de cette coupe est très pauvre en microfossiles. Les interprétations paléoenvironnementales sont donc déduites principalement de la sédimentologie.

La mer, qui a déjà inondé tout le Plateau, commence à envahir les synclinaux Sud jurassiens. On trouve alors des chenaux tidaux érodant les Calcaires delémontiens et marquant le littoral Nord de l'OMM à

cette époque. Cependant il n'y a aucun apport nordique de matériel, les sources étant exclusivement Sud. Ces chenaux ne font donc que raviner le continent et permettent le va et vient des marées. Ils sont représentés par les deux premiers niveaux de la coupe. Le système par la suite évolue dans un trend général transgressif. Un environnement d'estran s'installe dans un premier temps et passe lentement à un milieu subtidal dominé par la houle (Fig. 3.14).

### Paléoécologie

Les associations de faune et de flore retrouvées dans les niveaux des Calcaires delémontiens reflètent des environnements strictement d'eau douce (ostracode d'eau douce, charophytes, Cyprinidae, Helicidae) marqués par avec quelques influences terrestres (artiodactyles, micromammifères).

Les éléments fossiles de la partie marine de la coupe sont caractéristiques de l'OMM burdigalienne (radioles d'oursins, bryozoaires, foraminifères), à savoir une mer chaude, ouverte, agitée et peu profonde.

<figure><img src="image_112.png" /><figcaption>**Fig. 3-14** Paléoenvironnement de TT et PGE (transgression de la Molasse grise sur les Calcaires delémontiens).</figcaption></figure>
### 3.2.3 Aquitanien

L'Aquitanien dans le Jura n'est connu que par la fin des Calcaires delémontiens (Waldenburg-Humbel, Brochene Fluh, SE Pré Godat, Tavanne-Tramelan) et les Calcaires de la Chaux. Sinon aucune formation n'appartient vraiment à cet étage (voir **2.2.1 Remarque sur l'Aquitanien de l'USM**). Les dépôts de la marnière de Wallenried, localité située sur le Plateau, sont représentés par un profil complet et par un gisement de vertébrés. Par la qualité de ses affleurements et de leur contenu fossilifère, ils illustrent parfaitement les environnements alluviaux de l'Aquitanien et permettent de pallier les manques de localités de cette période dans la Molasse du Jura.

#### 3.2.3.1 Wallenried (W)

La marnière de Wallenried, localisée 10 km au Nord de Fribourg (574.45/192.45), constitue un bel exemple de la Formation de la Molasse Grise de Lausanne (USM du Plateau suisse) (Fig. 3-15). Cette localité a déjà fait l'objet de plusieurs études (BECKER, 1996 ; BECKER et al., 2001), sa description dans ce travail n'en est qu'un résumé.

##### A. Lithofaciès et sédimentologie

###### Coupes de la Wallenried

Trois différentes coupes se sont révélées nécessaires pour recouvrir l'ensemble des dépôts de la marnière qui atteignent une puissance de près de 45m. La Fig. 3-16 présente une coupe synthétique des 30 derniers mètres.

<figure><img src="image_113.png" /><figcaption>Fig. 3-15 Carte de localisation et situation géologique de Wallenried (W).</figcaption></figure>

Le profil sédimentologique de la marnière montre une succession irrégulière de grès grossiers ravinants, montrant souvent des « finning-up », des grès fins à moyens parfois laminés et des marnes plus ou moins silteuses bariolées (rouge-jaune-grise) ou grises. Il présente un ensemble typique de lithofaciès (Ss, St, Sh, Fl, Fm) et d'éléments architecturaux d'un système fluviatile à méandres. On retrouve ainsi une variété classique de milieux de dépôts, du chenal (CH, SB, LA, LV), à la plaine d'inondation (FF (CH), FF), en passant par les dépôts de crevasse (CS et CC). On remarque une dominance des dépôts fins (dépôts de crevasse et de plaine d'inondation) par rapport aux dépôts de plus forte énergie (dépôts de chenal).

###### Fouille de Wallenried

Dans la partie Est du site, le front de taille de l'excavation a mis au jour un magnifique chenal (CH). Ce dernier se présente sous la forme d'un banc de grès grossier ravinant, d'une épaisseur maximale de 3m pour une extension latérale de près de 30m. Il montre des dépôts d'accrétion latérale (LA), des galets mous à sa base ainsi qu'une nette séquence de « finning-up ». Cet élément architectural illustre parfaitement la migration du lit principal d'une rivière méandriforme. Le côté accrétionnel du méandre s'est révélé particulièrement riche en restes osseux et est à l'origine du gisement à vertébrés (« bone bed ») (Fig. 3-17).

##### B. Paléontologie

Plus de 350kg ont été lavés dans les sédiments des coupes de Wallenried. La microfaune et microflore ont déjà été décrites par BECKER (1996) et BECKER et al. (2001). Seule une brève synthèse est présentée ici (Tab. 3-10).

###### Incertae sedis

Type 10 BERGER (1985), il pourrait s'agir d'un coprolithe de ver ou d'insecte (GREGOR, 1978).

###### Flora

Deux gyrogonites de charophytes, du type lychnothamnoide

Rares fragments de bois indet.

Fruit indet., du type *Zanthoxylum*

###### Gastéropodes

Nombreux fragments d'Helicidae

###### Poissons

Environ trente dents pharyngiennes de Cyprinidae, appartenant probablement au genre *Tarsichthys*
<table><caption>Tab. 3-10 Liste des fossiles de Wallenried (W) (✓ rare, ✓✓ fréquent, ✓✓✓ abondant).</caption><thead><tr><th colspan="2">Fossiles / Fouille et Coupes</th><th>WI.1</th><th>WI.2</th><th>WI.3</th><th>WI.4</th><th>WII.1</th><th>WIII.1</th><th>WIII.2</th><th>« bone bed »</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="2">Incertae sedis</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">Flora</td><td>Flora ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Bois ind.</td><td></td><td>✓✓</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Charophyta ind.</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">Invertebrata</td><td>Mollusca ind.</td><td>✓✓✓</td><td>✓✓✓</td><td></td><td>✓✓</td><td>✓✓</td><td>✓✓✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Helicidae</td><td>✓✓</td><td>✓✓✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓✓✓</td><td></td><td>✓✓</td></tr><tr><td>Limacelle</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓✓</td></tr><tr><td rowspan="2">Poissons</td><td>Cyprinidae</td><td>✓✓</td><td>✓✓✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Vertèbre de poisson</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="4">Reptilia</td><td>Testudinata ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓✓</td></tr><tr><td>Squamata ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓✓</td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Ophisaurus sp.</td><td>✓✓✓</td><td>✓✓✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓✓✓</td><td></td><td>✓✓✓</td></tr><tr><td>Crocodylia ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓✓</td></tr><tr><td rowspan="10">Mammalia</td><td>Os ind.</td><td>✓✓✓</td><td>✓✓✓</td><td>✓</td><td>✓✓✓</td><td>✓✓</td><td>✓✓✓</td><td>✓</td><td>✓✓✓</td></tr><tr><td>Vertèbre ind.</td><td></td><td>✓✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Rodentia ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Eomydae ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Gliridae ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Peridyromys murinus</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Cricetidae ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Eucricetodon aff. gerandianus</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Lagomorpha ind.</td><td>✓✓✓</td><td>✓✓✓</td><td></td><td></td><td>✓✓</td><td></td><td></td><td>✓✓✓</td></tr><tr><td>Prolagus praevasconiensis</td><td>✓✓</td><td>✓✓✓</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td>✓✓✓</td></tr><tr><td>Artiodactyla ind.</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓✓✓</td></tr><tr><td>Adegameryx cf. laugnacensis</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓✓✓</td></tr><tr><td>Friburgomeryx wallenriedensis</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓✓✓</td></tr></tbody></table>

### Reptiles

Plusieurs dents de crocodiles

Fragments de carapaces de tortues

De nombreux ostéodermes d'Ophisaurus

Quelques mandibules de squamates et d'amphibiens indet.

### Micromammifères

Nombreux fragments d'os et de dents

*Prolagus praevasconiensis*

*Eucricetodon aff. gerandianus*

*Peridyromys murinus*

### Macromammifères

Nombreux fragments d'os et de dents

Deux espèces de ruminants, dont des restes plus ou moins complets de maxillaires et de mandibules

*Andegameryx cf. laugnacensis*

*Friburgomeryx wallenriedensis*

### C. Biostratigraphie

L'association *Andegameryx cf. laugnacensis* et *Friburgomeryx wallenriedensis* pourrait indiquer un âge MN2-3. Cette première approche biostratigraphique est précisée par la faune de micromammifères, en particulier *Prolagus praevasconiensis* et *Eucricetodon aff. gerandianus*.

*Eucricetodon aff. gerandianus* est comparable aux *Eucricetodon gerandianus* de La Chaux 7 et de Mèbre 698, mais montre une forme de dent plus évoluée. Par contre *Eucricetodon gerandianus* de Vully 1 est manifestement plus grand et plus évolué. *Prolagus praevasconiensis*, absent à La Chaux, est identique à celui de Mèbre 698.

Ainsi Wallenried prend place entre Mèbre 698 et Vully 1, ce qui correspond à la zone MN2b (BECKER et al., 2001).
Wallenried (W)
(574.45/192.45)

LA T E A Q U I T A N I A N

Molasse grise de Lausanne

Sedimentological
Interpretation

<figure><img src="image_114.png" /><figcaption>Fig. 3-16 Coupe synthétique de Wallenried (W).</figcaption></figure>

D. Paléoécologie et paléoenvironnement

Les minéraux lourds (Tab. 3-11).

Une analyse des minéraux lourds ont été effectuée sur un échantillon du niveau « Bone bed ». Le spectre montre une nette dominance du groupe Epidote-Zoïsite (59%) et une présence marquée du Grenat (13%) et du Zircon (18%). Les autres minéraux accessoires présents sont la Staurotide (3%), la Tourmaline (3%), le Rutile (2%) et la Titanite (2%). Ce spectre est très proche des analyses de l'Aquitanien des forages de Romanens, de Sorens (MAURER & NABHOLZ, 1980) et de Linden (MAURER *et al.*, 1978), excepté pour le Zircon qui se retrouve dans des proportions beaucoup plus significatives.

La position distale de Wallenried devrait se situer dans l'axe de drainage du Genferseeschüttung. STRUNK & MATTER (2002) présentent une séries d'analyses minéralogiques effectuées sur des forages du Pateau suisse occidental. Ils mettent en évidence une unité 3 (<20% Grenat, forte teneur en Epidote-Zoïsite) caractéristique de l'Aquitanien. Cette unité 3 est dirigée par le Genferseeschüttung et ses affluents. Cependant elle ne présente pas ou très peu de Zircon. Cette anomalie du Zircon semble être un problème récurrent dans les analyses de minéraux lourds de l'USM. STRUNK & MATTER (2002) la signalent également dans leur unité 1 (Chattien inférieur) des forages de Linden, Tschugg et Ruppoldsried. Ils l'expliquent par des possibilités de systèmes fluviatiles venant du Nord, à l'Ouest de Tschugg, et progradant vers le Sud en direction de Linden, où il est capturé par le Genferseeschüttung. Un schéma identique est peu probable pour Wallenried, aucun système de drainage n'étant connu dans l'Aquitanien jurassien. La solution la plus simple pour cet apport de Zircon reste un enrichissement par intermitance de la Genferseschüttung. Ce minéral est typique des roches métamorphiques du flanc Est du Massif Central (PETIT *et al.*, 1996). Un système fluviatile issu de ce massif aurait très bien pu alimenter le Genferseeschüttung durant l'Aquitanien supérieur, ce qui pourrait expliquer la relative forte teneur en Zircon enregistrée à Wallenried. D'ailleurs ANTENEN (1973) mentionne des forte teneurs en Zircon et en Tourmaline dans la Genferseeschüttung. Il cite également pour ce système de drainage une diminution du groupe Epidote-Zoïsite (vraisemblablement par rapport aux Thunerseeschüttung) et la présence de la Glaucophane, totalement absente dans le spectre de Wallenried, comme minéral index. En ce qui concerne cette dernière, il semblerait qu'elle soit présente uniquement dans des localités du Chattien inférieur. Par contre la dominance du groupe Epidote-Zoïsite dans
<figure><img src="image_115.png" /><figcaption>Fig. 3-17 Profil du secteur Est de la marnière de Wallenried (W).</figcaption></figure>
<table><thead><tr><th></th><th>Gre</th><th>Horn</th><th>Glau</th><th>E+Z</th><th>Staur</th><th>Sil</th><th>Dis</th><th>And</th><th>Zir</th><th>Tou</th><th>Rut</th><th>Tit</th><th>Spi</th></tr></thead><tbody><tr><td>« Bone bed »</td><td>13</td><td>0</td><td>0</td><td>59</td><td>3</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>18</td><td>3</td><td>2</td><td>2</td><td>0</td></tr></tbody></table>

Tab. 3-11 Minéraux lourds du « Bone bed » de la coupe de Wallenried (W) : Gre=Grenat, Horn=Hornblende, Glau=Glaucophane, E+Z=groupe Epidote-Zoisite, Staur=Staurotide, Sil=Sillimanite, Dis=Disthène, And=Andalousite, Zir=Zircon, Tou=Tourmaline, Rut=Rutile, Tit=Titanite, Spi=Spinelle.

les dépôts de l'USM est caractéristique des cônes aluviaux alpins. Ainsi les dépôts aquitaniens de Linden sont approvisionnés par le Thunerseeschüttung, alors que les dépôts aquitaniens de Romanens et Sorens sont amenés par le Freiburgerschüttung (MAURER & NABHOLZ, 1980). Wallenried montre une position trop occidentale par rapport à Linden pour être sous l'influence du Thunerseeschüttung, d'ailleurs sa teneur en Epidote-Zoisite n'est pas assez importante. Elle semble plutôt montrer une influence mixte partagée entre le Genferseeschüttung et le Freiburgerschüttung. Ainsi elle pourrait être un jalon septentrional de l'extension maximale de l'influence du Freiburgerschüttung durant la période MN2b (voir **8 – Evolution paléogéographique**), ou plus simplement montrer l'influence de la capture de ce système de drainage par le Genferseeschüttung.

## Milieu de dépôt

La dominance de grès fins, les associations de dépôts de crevasse, de remplissage de chenaux et de plaine d'inondation, dont de nombreux niveaux palustres, sont typiques des rivières pérennes à contraste saisonnier (saison sèche et saison humide). Les éléments architecturaux et leurs structures sédimentaires indiquent des fluctuations régulières du débit du système fluviatile. On retrouve des migrations de chenaux avec des dépôts d'accrétion latérale, des avulsions, des « crevasse splay », des séquences de « finning-up » et des colmatages de chenaux abandonnés. Tous ces arguments renforcent l'idée d'une rivière à méandres,

cependant il est difficile de la représenter avec un seul modèle de MIALL (1985, 1996). Wallenried paraît être un compromis entre le modèle 6 (« Sand-Bed Meandering River »), mais avec une présence claire de chenaux abandonnées, et même d'avulsions, et le modèle 7 (« Fine-Grained Meandering River »), mais avec des dépôts fréquents de crevasse. La Fig. 3-18 propose un modèle de faciès adapté à Wallenried.

Les dépôts de la plaine d'inondation montrent des variations de la qualité du drainage. On observe des phases où la région est saturée en eau durant une période significative de l'année, avec des sédiments marquée par une dominance de niveaux gréseux gris vert et des dépôts palustres. En alternance on retrouve des niveaux à forte coloration rouge, matérialisant des périodes de basses eaux dues aux fluctuations des nappes phréatiques. La région, alors mal drainée, s'assèche partiellement. Cependant il ne faut pas oublier que la coloration des sédiments ne correspond pas toujours aux conditions environnementales originelles, mais souvent à une diagenèse précoce (BEHRENSMEYER et al. 1992, MIALL 1996).

De telles conditions se rencontrent généralement sous des climats tropicaux à subtropicaux (avec contraste saisonnier sec-humide), ou plus rarement sous des climats tempérés. Les interprétations des milieux de dépôt de la plaine d'inondation permettent de définir plus précisément le climat. On retrouvera plus fréquemment des milieux palustres ou des ponds

<figure><img src="image_116.png" /><figcaption>Fig. 3-18 Paléoenvironnement de Wallenried (W).</figcaption></figure>
dans des régions tropicales, alors que dans des régions tempérées les dépôts de crevasse sont dominants. La plupart des caractéristiques sédimentologiques et paléontologiques observées à Wallenried désignent un climat subtropical humide avec peu de variations de température et une humidité présente durant la totalité de l'année. La saison sèche devait probablement être courte et ne jamais conduire à un assèchement complet de la plaine d'inondation.

### Taphonomie, paléoécologie et paléoclimats

Les restes de vertébrés se retrouvent souvent piégés durant les périodes de crues dans des dépôts d'accré- tion latérale. Ces restes osseux peuvent parcourir plu- sieurs kilomètres avant toute décomposition chimique, provoquant un tri naturel des objets fossiles souvent marqués par des polis et des abrasions (BEHRENSMEYER et al. 1992). Le « bone bed » de Wallenried est une taphocénose typique montrant un tri par le transport fluviatile de fragments de mâchoires d'artiodactyles.

La faune montre un spectre bien équilibré, avec une bonne distribution entre les espèces aux affinités aquatiques (crocodiles, certaines tortues), dulcicoles (Cyprinidae, charophytes) et terrestres (mammifères, *Ophisaurus*, *Helicidae*).

Les deux mammifères herbivores, *Andegameryx cf. laugnacensis* et *Friburgomeryx wallenriedensis*, devraient montrer une bonne sensibilité aux change- ments climatiques (mobilité en fonction de biomasse primitive disponible) (DEMARQ *et al.*, 1983). Ils repré- sentent deux ruminants primitifs de taille moyenne. La masse corporelle des ces deux spécimens peut être déduite à partir d'analyses morphométriques des dents (LEGENDRE, 1989 ; JANIS, 1990 et 1995). *Andegameryx cf. laugnacensis* montre un poids d'environ 16kg, ce qui correspond au poids du *Muntiacus reevesi* (munt- jac chinois), et *Friburgomeryx wallenriedensis* avec approximativement 20 à 25kg est proche du *Mun- tiacus muntjak vaginalis* (muntjac indien). Il existe généralement un lien étroit entre la masse et l'habitat chez les communautés mammaliennes herbivores. Les poids moyens étant caractéristiques des habitats plutôt fermés. La structure dentaire montre une dentition typique sélénodonte, brachyodonte et broyeuse de feuilles. De telles structures sont caractéristiques des régimes alimentaires mixtes peu spécialisés, compo- sés d'une nourriture variée de feuilles dicotylédones, d'arbrisseaux, d'herbacés, de fruits et de bourgeons. Ce régime alimentaire, que l'on peut observer chez les espèces actuelles vivant dans les biomes forestiers tropicaux à subtropicaux, montre une proportion d'herbacés ingurgitées souvent inférieure à 10%.De

tels ruminants folivores sont souvent bien adaptés à survivre durant la basse saison où la disponibilité de nourriture devient minimale. Les restes de méta- podes et de phalanges, bien que rares à Wallenried, permettent quelques considérations morphologiques. Ils présentent des caractères et des fonctions morpho- métriques typiques pour les ruminants se déplaçant sur des sols humides et mous. *Andegameryx cf. laug- gnacensis* et *Friburgomeryx wallenriedensis* devaient posséder des mains et des pieds à grande mobilité, permettant aux doigts de s'écarter afin de maximaliser les surfaces d'appui. Ce type de sol exige une bonne aptitude à des conditions très variées de la qualité des surfaces de locomotion. Ces deux artiodactyles devaient certainement vivre dans un environnement forestier subtropical au sens large, mais en aucun cas dans un environnement ouvert.

En ce qui concerne les micromammifères, les cri- cétidés et plus spécialement les lagomorphes montrent souvent des adaptations à des climats relativement chauds et secs, alors que les gliridés confirment la présence d'un couvert végétal (BERGER, 1985). Ce- pendant il faut toujours rester très prudent quant à la taphonomie de ces micromammifères, lesquels sont certainement liés aux pelotes de réjection de rapaces.

Finalement la présence de grands reptiles (croco- diles, tortues, *Ophisaurus*) est un bon indicateur d'une paléotempérature élevée et constante sur l'année (jamais en dessous de 15°C).

### Wallenried il y a 21 millions d'années

Il y a 21 millions d'années, le Plateau suisse, aujourd'hui recouvert par les dépôts de la Molasse, était doté d'un vaste réseau fluviatile alimenté par de grands cônes alluviaux bordant le Nord des Alpes. *Friburgomeryx wallenriedensis* et *Andegameryx cf. laugnacensis*, petits ruminants primitifs, arpentaient les forêts et les rivières de la région de Wallenried. Le reste de la communauté animale se composait d'escar- gots terrestres, de tortue, de crocodiles, de rongeurs et de lapins.

Les interprétations sédimentologiques et paléon- tologiques semblent indiquer un climat subtropical, montrant une amorce de saisonnalité au niveau de l'humidité. Le biome ressemblait à un complexe d'en- vironnements matérialisé par une vaste plaine d'inon- dation partiellement recouverte de zones boisées, de prairies, de marécages et de rivières à méandres se rangeant sous le terme général de « savane » tropicale (Fig. 3-18).
### 3.2.4 Conglomérats & Grès de l'OMM

#### 3.2.4.1 Court (CO1 et CO2)

Dans la région de Court, deux nouveaux affleurements temporaires ont été visités à la faveur de différents chantiers. La localité CO1 (592.72/232.11) correspond à environ 2m de grès et sables micacés, typique de la Molasse grise, mis au jour lors de l'excavation d'une villa. L'affleurement étant trop médiocre pour lever un profil, seul un lavage du niveau a été effectué. La localité CO2 (591.80/232.00) se trouvait à l'emplacement d'une nouvelle place de sport, à l'entrée Ouest du village. Les travaux de construction de cette place de sport ont dégagé un puissant banc de Grès coquillier et ont ainsi permis la découverte d'un important gisement à dents de requins. Une petite coupe de 2.5m a été levée dans cette localité en collaboration avec Dr. C. DIEDRICH (Allemagne).

**A. Lithofaciès et sédimentologie (Fig. 3-19)**

CO1 ne présente aucune particularité lithologique et sédimentologique.

CO2 présente à sa base le top d'une assise de grès grossier coquillier, très glauconieuse, à stratification plane horizontale peu nette. Ce niveau contient de petits galets dispersés (jusqu'à 1cm de diamètre) d'origine alpine et jurassienne prise dans une matrice gréseuse (Gmh). Le reste de la coupe est matérialisé par une série de marnes et de silts gris-verts ne présentant aucune structure sédimentaire visible (Fsm). De plus un petit niveau marneux à gypse et un autre petit niveau marneux rouge s'intercalent dans la série. Le banc basal de grès coquillier semble caractéristique d'une barre subtidale, certainement dominée par la houle (GB). La partie supérieure de la coupe présente une série de fines difficile à interpréter. Seul le niveau à gypse et le niveau rouge pourraient suggérer une situation proche de l'émersion et matérialiser les dépôts d'un estran boueux (MF).

**B. Paléontologie**

**CO1**

Le lavage effectué dans les sables CO1 s'est révélé azoïque.

**CO2**

Le niveau de grès coquillier (CO2.1) a révélé une très jolie faune à dents de requins (détermination C. DIEDRICH, comm. écrit.), ainsi que de nombreux fragments de bivalves, de bryozoaires et autres vertébrés

**Pré Golat (PGE) (591.70/232.12)**

<figure><img src="image_117.png" /></figure>

**Court (CO2) (591.80/232.00)**

<figure><img src="image_118.png" /><figcaption>Fig. 3-19 Coupes Pré Golat Est (PGE) et Court (CO2).</figcaption></figure>

(Tab. 3-12). La collection complète se trouve actuellement au Musée d'Histoire Naturelle de Berne (coll. C. DIEDRICH, NHMBern.).

<table><caption>Tab. 3-12 Liste des fossiles de Court (CO2.1).</caption><thead><tr><th>Selacii</th><th>Chelonia</th></tr></thead><tbody><tr><td>Notorhynchus primigenius</td><td>Plaque costale</td></tr><tr><td>Isurus hastalis</td><td>Sirenia</td></tr><tr><td>Striatolamnia macrota</td><td>une côte et une vertèbre</td></tr><tr><td>Carcharoides catticus</td><td>d'Halitherium sp.</td></tr><tr><td>Hemipristis serra</td><td>Crocodylia</td></tr><tr><td>Galeocerdo aduncus</td><td>ostéoderme</td></tr><tr><td>Aetobatus arcuatus</td><td>Bivalvia</td></tr><tr><td>Rhinoptera studeri</td><td>Pecten sp.</td></tr><tr><td></td><td>Bryozoa</td></tr><tr><td></td><td>Cellaria crassa</td></tr><tr><td></td><td>Hornera frondiculata</td></tr></tbody></table>
Le niveau argileux CO2.2 a également révélé quelques fragments de bryozoaires, dont *Idmironea atlantica*.

### C. Biostratigraphie

Aucune donnée paléontologique ne permet une détermination d'âge précise. Cependant l'association faunique est identique à celle du Grès coquillier burdigalien de la Molasse jurassienne et doit probablement correspondre à la zone MN3 déterminée à Cortébert et à Tavannes (coupe TNR).

### D. Paléoécologie et paléoenvironnement

Le banc basal de Grès coquillier matérialise un coridon coquillier subtidal qui pouvait migrer vers la plage au gré des tempêtes et des marées exceptionnelles. Ces dépôts d'accumulations peuvent avoir des extensions latérales sur plusieurs centaines de mètres et forment des barres sableuses plus ou moins grossières. Ici les structures sédimentaires ne permettent pas vraiment de démontrer une dominance des courants de marées. Au contraire le litage subhorizontal observé laisse supposer une influence de la houle. La faune contenue, due aux phénomènes de transport par les courants marins, n'est bien évidemment pas en place. Cependant elle reflète la composition faunistique du milieu ambiant. La seule donnée paléoécologique concerne la présence de crocodile, indicateur d'une paléotempérature élevée et stable. La partie supérieure, qui présente un milieu intertidal à supratidal, semble parler pour un environnement en phase de légère régression.

La reconstitution du paléoenvironnement de cette coupe est assez proche de celle de la coupe TT (Fig. 3-14), mais les dépôts de fines de l'estran (MF) et les cordons coquilliers (GB) y étaient absents. La Fig. 3-20 illustre ce paléoenvironnement.

<figure><img src="image_119.png" /><figcaption>Fig. 3-20 Paléoenvironnement de CO2 et TNR.</figcaption></figure>

### 3.2.4.2 Pré Golat Est (PGE)

Une ancienne sablière laisse affleurer à l'extrémité Est du Golat une série de sables marins de Molasse grise (591.70/232.12). La coupe levée (PGE) se situe environ 3m au-dessus de la coupe CO2.

#### A. Lithofaciès et sédimentologie (Fig. 3-19)

Le profil présente une puissance de près de 9m avec une zone non affleurante entre le 5ᵉ et le 7ᵉ mètre. Sur toute la puissance un lithofaciès dominant expose des sables fins à litage horizontal (Sh) et rares drapages argileux (« flaser bedding »). Un deuxième lithofaciès se distingue régulièrement sur l'ensemble de la coupe. Il s'agit de petits niveaux conglomératiques plus grossiers à bases ravinantes et possibles galets mous (Gm). Les éléments architecturaux sont caractéristiques de la zone intertidale, avec des sables d'estran (SF) et des chenaux intertidaux (TC). Seuls les sables lités (Sh) sans drapage ni géométrie chenalisante du niveau PGE1 pourraient montrer une zone un peu plus distale et profonde. Il doit s'agir d'un dépôt subtidal de sable en nappe (SS).

#### B. Paléontologie

Les lavages sont très pauvres en microfossiles. Seules quelques formes de foraminifères et ostracodes, ainsi que quelques fragments de bryozoaires ont tout de même été trouvés. Le niveau PGE6 a révélé un manchon de racine (Tab. 3-13).

<table><caption>Tab. 3-13 Liste des fossiles du Pré Golat Est (PGE) (✓ présent).</caption><thead><tr><th colspan="2">Fossiles / Echantillons</th><th>PGE1</th><th>PGE5</th><th>PGE6</th><th>PGE6'</th></tr></thead><tbody><tr><td>Flora</td><td>Traces racinaires</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td>Ostracoda</td><td>Ostracoda ind.</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Foraminifera</td><td>Globigerina sp.</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Ammonia beccarii</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td>Bryozoa</td><td>Bryozoa ind.</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Heteropora sp.</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Discoporella sp.</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

#### Ostracodes

Fragments indéterminables

#### Foraminifères

Globigerina sp. est rare et l'on ne la retrouve que dans un seul niveau (PGE1). Les globigérines actuelles (G. bulloides par exemple) reflètent des conditions de salinité variable (29-39‰), des températures de 6-20°C et prédominent entre 50 et 100m de profondeur (BERGER, 1985).
*Ammonia beccarii* est plus fréquente. On la retrouve la plupart du temps en fragments. Cette forme est caractéristique des eaux chaudes et peu profondes (jusqu'à 50m). Elle reste stable dans des milieux à salinité normale et dans des milieux hypersalins.

### Bryozoaires

Les quelques fragments de bryozoaires représentent des formes branchues que l'on retrouve normalement dans des environnements marins à salinité normale. Leur structure fragmentaire reflète des eaux agitées peu profondes et un transport par la houle et/ou les courants de marées.

### C. Biostratigraphie

Aucune donnée paléontologique ne permet une détermination d'âge précise. Cependant en corrélation avec la Molasse grise de la coupe TT (voir **3.2.2.2 Tavannes-Tramelan (TT)**) et le Grès coquillier de le Coupe TNR (voir ci-dessous) une attribution au Burdigalien semble certaine, et probablement à la zone MN3.

### D. Paléoécologie et paléoenvironnement

#### Milieu de dépôt

Le milieu de dépôts de cette coupe est un estran similaire à celui interprété dans la coupe TT. On retrouve les chenaux tidaux ravinant le continent et permettant le va et vient des marées, ainsi que les dépôts sableux du « sand flat » (Fig. 3.14).

La faune n'est pas très parlante, et est toujours transportée. Elle illustre tout de même un milieux ambiant peu profond et une influence des courants, probablement de marées.

#### 3.2.4.3 Tavannes (TNR et TND)

Au Nord de Tavannes, le long de la route du Châteat, deux affleurements ont été visités. La localité TNR (581.17/231.22) représente une très jolie coupe de Grès coquillier déjà connue depuis longtemps pour ses niveaux à dents de requins (ROTHPLETZ, 1933 ; DE BAUMONT *et al.*, 1984 ; FAVRE, 1998). Elle a une importance capitale pour la biostratigraphie de l'OMM jurassien, puisque c'est la seule localité avec Cortébert qui donne un âge précis à la formation du Grès coquillier dans le Jura (voir **2.4 Synthèse lithostratigraphique**). DE BAUMONT *et al.* (1984) placent cette coupe dans les Mittlere Muschelsanstein d'ANTENEN (1973) (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM**).

La localité TND (580.95/231.55) se situe dans une décharge au Nord de Tavannes, à environ 300m au Nord-Ouest de TNR, quelques dizaines de mètres plus bas. Les dépôts marins affleurants appartiennent à la même Molasse grise que la coupe TT (voir **3.2.2.2 Tavannes-Tramelan (TT)**), c'est-à-dire la Untere Graue Molasse d'ANTENEN (1973) (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM**). L'affleurement étant trop médiocre pour lever un profil, seuls quelques échantillons ont été prélevés pour les lavages.

### A. Lithofaciès et sédimentologie (Fig. 3-21)

L'affleurement TND correspond à environ 4-5m de dépôts sableux (**Sm**) à « flaser bedding » caractéristique d'un estran intertidal (**SF**).

La coupe TNR montre un assemblage de lithofaciès gréseux glauconieux sous l'influence des courants de marées (**Sh**, **Sp**, **Sr**). Dans la partie inférieure, les dépôts sont dominés par des grès grossiers à structures entrecroisées planes et à drapages silteux (« flaser bedding »), alors que la partie supérieure est dominée par des grès lités, marqués par des rides de courants, des galet mous, jurassiques et alpins, des drapages silteux horizontaux et une légère tendance à un « fining up ». Les éléments architecturaux déterminés sont des sandwaves subtidales (**SW**), mais à influence tidale, et des dépôts sableux d'un estran (**TC**, **SF**).

Tavannes (TNR)
(581.17/231.22)

<figure><img src="image_120.png" /><figcaption>Fig. 3-21 Coupe de Tavannes-Route (TNR).</figcaption></figure>
## B. Paléontologie

Les lavages de l'affleurement TND ont révélé essentiellement des fragments de bryozoaires branchus. On retrouve encore quelques rares foraminifères benthiques (*Elphidium* sp., *Cibicides* sp. et Rotaliidae ind.).

Dans la coupes TNR, les fossiles sont assez nombreux dans certains niveaux (dents de requins, foraminifères, bryozoaires, ...). Ils sont tous plus ou moins roulés, usés et transportés. DE BEAUMONT et al. (1984) signalent également des galets jurassiens perforés ainsi qu'une grande quantité de fragments remaniés (crinoïdes et mollusques du Jurassique, gastéropodes phosphatés et orbitolines de l'Aptien et des quartz bipyramidés à inclusions du Purbeckien).

Le Tab. 3-14 présente une synthèse des découvertes paléontologiques des anciens auteurs requins (ROTHPLETZ, 1933 ; DE BAUMONT et al., 1984 ; FAVRE, 1998).

### Foraminifères

Les foraminifères ne sont pas très fréquents. Les formes rencontrées sont des globigérines, des *Elphidium* sp. et des *Textularia* sp., *Elphidium* sp. et des *Cibicides* sp..

*Elphidium* sp. et *Cibicides* sp. sont caractéristiques des milieux marins peu profonds (jusqu'à 50m) et agités.

*Globigerina* sp. n'est pas férquente, mais semble se retrouver tout le long du profil TNR. Cette forme a également été déterminée à PGE (voir **3.2.4.2 Go-lat-Est (PGE)**) et son message écologique reste identique.

FAVRE (1998) signale encore dans des lithoclastes micritiques la présence d'*Hedbergella* sp. et *Ticinella* sp. ? Ces formes proviennent certainement d'un remaniement de dépôts crétacés.

### Serpules

Quelques serpules sont signalées par DE BAUMONT et al. (1984)

<table><caption>Tab. 3-14 Liste des fossiles de l'OMM de Tavannes (TNR et TND) (✓ présent).</caption><thead><tr><th colspan="2">Fossiles / Echantillons</th><th>TNR1</th><th>TNR2</th><th>TNR3</th><th>TNR4</th><th>TND1</th><th>TND2</th><th>TND3</th><th>TND4</th><th>TND5</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="2">Flora</td><td>Bois ind.</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="5">Foraminifera</td><td>Foram benthique ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Elphidium sp.</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Cibicides sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Textularia sp.</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Globigerina sp.</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td colspan="2">Rotaliidae ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td colspan="2">Annelida</td><td>Serpulae</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="5">Mollusca</td><td>Mollusca ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Gasteropoda</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Ostrea</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Pectinidae</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Bryozoa</td><td>Bryozoa ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="7">Echinodermata</td><td>Sertella cellulosa</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td>Hornera frondiculata</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td>Cellaria salicornioides</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td>Cellaria crassa</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td>Polyascosoecia coronopus</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td>Idmidronea atlantica</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td>Pleuronea pertusa</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td colspan="2">Echinodermata ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td colspan="2">Scutella sp.</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td colspan="2">Crinoidea ind.</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td colspan="2">Vertebrata</td><td>Os ind.</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td colspan="2">Poissons</td><td>dents de Requins</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td colspan="2">Mammalia</td><td>Eucricetodon cf. infralactorensis</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>
### Mollusques

Nombreux fragments d'huîtres et de Pectinidae et quelques gastéropodes phosphatés remaniés du Crétacé.

### Bryozoaires

Les quelques fragments de bryozoaires représentent des formes branchues érigées que l'on retrouvent normalement dans des environnements marins à salinité normale. Leur structure fragmentaire reflète des eaux agitées peu profondes (20-40m), un transport et un dépôt dans un milieu probablement très littoral.

Les espèces déterminées présentent un cachet rhodanien et méditerranéen.

Les quelques fragments de bryozoaires branchus sont caractéristiques des eaux agitées peu profondes à salinité normale. Ils sont bien évidemment transportés.

### Echinodermes

Des Echinides du genre *Scutella* sp. ont été déterminés. Cette forme est caractéristique des mers peu profondes agitées et à salinité normale. DEMARCQ (1979) considère cette forme comme un indicateur de faune « chaude » d'origine inter- à subtropicale.

On retrouve également de nombreux fragments de crinoïdes remaniés (du Jurassique ?).

### Vertebrata

Plusieurs niveaux présentent des dents de poissons roulées et quelques rares fragments osseux indéterminables.

### Poissons

La faune du gisement à dents de requins et poissons (TNR4) a été déterminée par H. CAPETTA et J. JOST (comm. écrit.). DE BEAUMONT et al. (1984) et FAVRE (1998) en donne la liste suivante (coll. P. GASSMANN, Chez le Bart, et Musée géologique de Lausanne) :

<table><tr><td>Notorhynchus primigenius</td><td>Mitsukurina lineata ?</td></tr><tr><td>Synodontaspis cuspidata</td><td>Lamna cattica</td></tr><tr><td>Synodontaspis acustissima</td><td>Scyliorhinus sp.</td></tr><tr><td>Synodontaspis cf. cuspidata</td><td>Galeorhinus cf. latus</td></tr><tr><td>Synodontaspis cf. acustissima</td><td>Scapanorhyncus lineatus</td></tr><tr><td>Isurus sp.</td><td>Isitius triangulus</td></tr><tr><td>Alopias exigua</td><td>Scoliodon sp. ?</td></tr><tr><td>Alopias aff. superciliosus</td><td>Centrophorus sp.</td></tr><tr><td>Squatina sp.</td><td>Dasyatis sp.</td></tr><tr><td>Galeocerdo aduncus</td><td>Sparus sp.</td></tr><tr><td>Hemipristis serra</td><td>Rhinoptera sp.</td></tr><tr><td>Carcharhinus aff. priscus</td><td>Diplodus sp.</td></tr><tr><td>Pseudocarcharias rigida ?</td><td>Aetobatis arcuatus</td></tr></table>

Cet assemblage met en évidence trois paléobathymétries différentes (CAPPETA et al., 1967; FAVRE, 1998), ce qui reflète bien les problèmes de transports liés à ces accumulations de dépôts que l'on retrouve fréquemment dans le Grès coquillier. On peut distinguer des formes littorales (*Scoliodon*, *Dasyatis*), des formes d'eau profonde (*Scapanorhyncus*, *Centrophorus*) et des formes pélagiques (*Synodontaspis*, *Lamna*, *Galeocerdo*, *Isistius*).

### Mammalia

DE BEAUMONT et al. (1984) signalent deux fragments de dents de dauphins et deux molaires de *Eucricetodon* cf. *infralactorensis* dans le niveau TNR4.

## C. Biostratigraphie

L'assemblage de la faune de poissons correspond à un âge burdigalien inférieur ou moyen. Le rongeur *Eucricetodon* cf. *infralactorensis* date le Mittlerer Muschelsandstein avec certitude du niveau MN3 (DE BEAUMONT et al., 1984), et probablement sa partie inférieure MN3a (KÄLIN, 1997). Cette datation avec celle de Cortébert (MN3) datent le début de la transgression de l'OMM dans la région.

## D. Paléoécologie et paléoenvironnement

### Les minéraux lourds (Tab. 3-15)

Deux analyses de minéraux lourds ont été effectuées à TND et à TNR. Deux autres analyses (le « Bone bed » de Wallenried, MN2b et le Poudingue polygénique d'Esther, « Helvétien »), effectuées dans des niveaux à litho- et biostratigraphie encadrantes, viennent s'ajouter à titre de comparaison (voir **3.2.2.3 Corban** et **3.2.3 Aquitanien**).

TND5 et TNR4 montrent tous deux de très fortes teneurs du Grenat et du groupe Epidote-Zoisite, mais dans des dominances différentes. Le Grenat (52%) est dominant dans l'analyse TND5, alors que le groupe Epidote-Zoisite (43%) est dominant dans l'analyse TNR4. Les autres minéraux lourds ne montrent que des valeurs accessoires.

L'association presque exclusive du Grenat (61%) et Epidote-Zoisite (21%) de l'échantillon Esther a été interprété comme caractéristique du Glimmer-sandschüttung (voir **3.2.4.4 Corban (COR)**). En ce qui concerne Wallenried, une influence mixte du Genferseeschüttung et du Freiburgerschüttung est considérée (voir **3.2.3 Aquitanien**). D'autre part il est admis que l'OMM burdigalienne des synclinaux de Tramelan-Tavannes-Court ne bénéficient d'aucun
<table><caption>**Tab.3-15** Minéraux lourds de la région de Corban, Tavannes et Wallenried : Gre=Grenat, Horn=Hornblende, Glau=Glaucophane, E+Z=groupe Epidote-Zoisite, Staur=Staurotide, Sil=Sillimanite, Dis=Disthène, And=Andalousite, Zir=Zircon, Tou=Tourmaline, Rut=Rutile, Tit=Titanite, Spi=Spinelle.</caption><thead><tr><th></th><th>Gre</th><th>Horn</th><th>Glaup</th><th>E+Z</th><th>Staur</th><th>Sil</th><th>Dis</th><th>And</th><th>Zir</th><th>Tou</th><th>Rut</th><th>Tit</th><th>Spi</th></tr></thead><tbody><tr><td>« Bone bed »</td><td>13</td><td>0</td><td>0</td><td>59</td><td>3</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>18</td><td>3</td><td>2</td><td>2</td><td>0</td></tr><tr><td>TNR4</td><td>38</td><td>6</td><td>0</td><td>43</td><td>2</td><td>3</td><td>0</td><td>0</td><td>5</td><td>3</td><td>&lt;1</td><td>0</td><td>0</td></tr><tr><td>TND5</td><td>52</td><td>4</td><td>0</td><td>37</td><td>2</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>2</td><td>3</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td></tr><tr><td>Esther</td><td>61</td><td>0</td><td>0</td><td>21</td><td>7</td><td>0</td><td>1</td><td>0</td><td>5</td><td>3</td><td>0</td><td>2</td><td>0</td></tr></tbody></table>

apport nordique. Il semblerait plutôt que les Minéraux lourds définis dans le Grès coquillier et la Molasse grise de Tavannes soient originaires des grands fans alpins (Napfschüttung ?) et amenés par les courants marins sur le littoral jurassien. Les faibles teneurs en Zircon pourraient s'expliquer par la fin de l'influence du Genferseeschüttung (dès MN3 ?). Je rappelle que la présence de ce minéral à Wallenried a été considérée comme originaire du Massif Central et transporté via un affluent occidental, par la Genferseeschüttung.

### Milieu de dépôt

TND correspond à un environnement interdidal d'estran similaire à celui de la coupe TT (Fig. 3-14).

La partie inférieure de la coupe TNR présente un milieu typique de barres sableuses subtidales dominées par des courants de marées. L'environnement semble similaire au cordon coquillier basal de la coupe CO2, mais l'influence des courants de marées est plus présente. Plus haut dans la coupe, la tendance est à la régression et l'on devrait se trouver dans le « sand flat » d'un estran. On retrouve ces paléoenvironnements tant dans le profil TT que dans le profil CO2 (Fig. 3-14 et 3-20).

### Taphonomie, paléoécologie et paléoclimats

Les faunes ne donnent pas d'interprétations paléoécologiques précises du fait des phénomènes de transport et de remaniement. Cependant l'ensemble des données paléontologiques (foraminifères, fragments de bryozoaires, échinodermes, les poissons en partie) parle en faveur d'un milieu marin peu profond et d'eaux agitées à salinité normale.

Les faunes caractéristiques de milieux plus profonds, notamment certains spécimens de poissons, en association avec des faunes littorales pourraient correspondre à la modalité transgressive type « estuaire » décrite par BERGER (1985). D'ailleurs les faciès glauconitiques, tel celui observé dans cette coupe, sont souvent favorisés par une transgression marine (ODIN & MATTER, 1981).

La présence de petits mammifères terrestres (*Eucricetodon* cf. *infralactorensis*) dans ces dépôts marins indique certainement une côte très proche. Elle peut facilement s'expliquer, soit par des cadavres flottés en mer, soit par un transport d'os ou de dents isolées par les courants de marées. On pourrait également imaginer des secteurs temporairement émergés, pouvant être parcouru par des mammifères terrestres, comme supposé dans la coupe CO2 (voir ci-dessus).

Les éléments Jurassiques (crinoïdes, mollusques ?) et Crétacés (gastéropodes, orbitolines, *Hedbergella* sp., *Ticinella* sp. ?) remaniés suggèrent une mise à l'érosion d'un relief mésozoïque durant l'OMM. C'est d'ailleurs en partie ce paléorelief qui a limité le début de la transgression de l'OMM (Grès coquillier, Molasse grise et Grès verts burdigalien) dans le Jura aux synclinaux de Péry-Reuchenette, Tramelan-Tavannes-Court et probablement Moutier. DE BEAUMONT et al. (1984) citent des galets calcaires parfois perforés, ce qui renforcerait une transgression en partie directement sur des assises mésozoïques mises à l'érosion. Les indicateurs de paléoclimats ne sont pas très nombreux. On retiendra simplement *Scutella* sp. comme indice d'une température élevée et *Eucricetodon* cf. *infralactorensis* comme indice d'un climat à tendance aride (BERGER, 1985).

### 3.2.4.4 Corban (COR, coupe Ouest Corban, Esther)

L'affleurement sous l'église de Corban (603.20/243.85) est une localité historique connue depuis plus de 100 ans (GREPPIN, 1855 ; ROLLIER, 1898 ; LINIGER, 1925). Il présente une toute petite coupe d'à peine 2.5m montrant la transgression de dépôts marins et saumâtres sur les Calcaires delémontiens, dans la partie Est du synclinal de Delémont. Ces dépôts, bien que l'on puisse les considérer comme une série marine (saumâtre ?) de transition, sont intégrés dans les Rote Mergel von Corban (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM** et **2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**).
A l'Ouest du village de Corban, il existe un autre affleurement décrit par GREPPIN (1855) et ROLLIER (1898), dont le profil débute avec le sommet des Calcaires delémontiens et se termine avec la série complète des Rote Mergel von Corban. Cette coupe n'est plus visible, mais je l'ai tout de même illustrée pour mieux comprendre le mécanisme de la transgression de l'OMM dans la région.

Finalement je considère encore un affleurement (coupe Esther) de Poudingue polygénique plus au Sud (603.42/243.35), qui surmonte les Calcaires delémontiens. Malheureusement le contact n'est pas visible.

### A. Lithofaciès et sédimentologie (Fig. 3-22)

#### Base de la Coupe COR (Calcaires delémontiens)

La coupe COR montre à sa base un peu plus d'un mètre de bancs de Calcaires delémontiens. Les lithofaciès sont presque exclusivement des micrites carbonatées (Lm). Cependant un niveau de calcaire dolomitisé a été observé sur le terrain. Il pourrait représenter une faible tranche d'eau d'un milieu lacustre subexposé. Un seul niveau (COR2) à dominante marneuse (Fm) a pu être lavé. Malheureusement aucune microfaune, exceptée quelques fragments de gastéropodes et autres mollusques, n'a été trouvée. Ce niveau montre également quelques concrétions calcaires. GREPPIN (1855) signale des *Lymnaea* sp. et des *Planorbis* sp. dans des bancs calcaires correspondant vraisemblablement aux niveaux COR5 et 6.

Une série de lames minces a été effectuée (t-COR1, t-COR2, t-COR3, t-COR4, t-COR5, t-COR6). Les microfaciès sont monotones, ils présentent toujours des micrites à structures péloïdales relativement riches en bioclastes (charophytes, limnées, planorbes, ostracodes) typiques des Calcaires delémontiens. On peut également observer des structures stromatolitiques (t-COR3) semblables à celles décrites par PICOT (2002) dans la coupe de Courfaivre. La lame t-COR6, échantillonnée au sommet des Calcaires delémontiens, montre le détail d'une structure lithophagée. La perforation est remplie par un sédiment détritique composé principalement de minéraux argileux, de grains de quartz anguleux à arrondis et de grains de glauconie arrondis. On observe également un fragment de bryozoaire piégé dans cette perforation.

Le top des Calcaires delémontiens est donc marqué par une surface lithophagée et légèrement érodée (« tidal rock » ou « abrasion platform »). Les éléments architecturaux déterminés sont tous des lacs s.l. (LAC).

#### Top de la coupe COR (OMM)

Au-dessus de la surface lithophagée on trouve une sorte de niveau marno-sableux condensé (Fsm) d'à peine 10cm, riche en fragments et bioclastes divers (os ind., foraminifères benthiques, gastéropodes, bryozoaires, galets de Calcaires delémontiens perforés, galets vosgiens). La suite de la coupe se caractérise par un niveau sableux (COR8) de « sandwaves » tidales (SW) à stratifications obliques entrecroisées, marquées par des drapages argileux (« flaser bedding »), des galets mous et des galets divers (Sh, Sp). Le lavage de ce niveau a révélé une très intéressante microfaune marine (foraminifères benthiques, bryozoaires, ostracodes). Le top de ce niveau passe à un sable à litage horizontal et drapages argileux. Les galets mous et galets divers ont disparu et l'on ne retrouve plus que quelques foraminifères benthiques. L'influence tidale semble toujours présente, mais trop faible pour montrer des structures de courants bimodaux. L'élément architectural interprété pourrait être un estran sans apport terrigène en pleine phase régressive (SF).

La série se termine après un passage progressif par un niveau (COR9) de marnes bariolées azoïques (Fm), marquant la transition vers un domaine supratidal (FF).

#### Coupe Esther (OMM)

L'affleurement (coupe Esther) présente simplement un banc (Esther) de Poudingue polygénique à matrice sableuse (Gmm). La taille des galets, en partie originaires des Vosges, peut atteindre un diamètre de 2cm. Dans la littérature BIRKHÄUSER (1925) signale des galets plus gros, jusqu'à 5-6cm, à Undervelier. Linger (1925) donne la composition suivante pour le Poudingue polygénique de Corban : 25% quartzite, 7% porphyre, 1% Kulmstein, 1% roche granitique, 1% Buntsandstein, 8% Hauptrogenstein, 30% Jurassique local, 25% Calcaires delémontiens et 2% « Helvétien ». KÄLIN (1993) donne la composition suivante pour le Poudingue polygénique de Devant la Melt (604.65/242.02) : 17% Tertiaire, 33% Malm, 4% Muschelkalk, 1% Buntsandstein, 29% quartzite, 10% cristallin, 2% Hornstein.

En lame mince (Esther), il extrêmement difficile d'affirmer si la roche est marine ou non. Les seuls restes fossiles observés sont des fragments de coquilles. D'après son lithofaciès, on pourrait parler de flots de débris (SG). Cet affleurement expose une puissance de 2m, mais LINIGER (1925) estime une puissance de 3m pour le Poudingue polygénique de la région. D'après la carte géologique, cet affleurement doit être en contact avec les Calcaires delémontiens. Malheureusement je n'ai pas pu l'observer sur le terrain.
<figure><img src="image_121.png" /><figcaption>Fig. 3-22 Calcaires délémontiens et OMM dans la région de Corban. La coupe Ouest de Corban (ROLLIER, 1898) n'a pas la même échelle que les coupes COR et Esther.</figcaption></figure>
Coupe Ouest Corban (ROLLIER, 1898)

ROLLIER (1898) donne le profil d'une coupe de plus de 30m située à l'Ouest du village de Corban (602.49/243.98). Sa base est matérialisée par les Calcaires delémontiens dont le top montre une surface lithophagée. Un banc de 3m de grès-poudingue lité (Gm) à intercalations de sableuses (Sh) transgressent directement sur cette surface. A sa suite, on retrouve près de 5m de grès grossier vert à stratifications horizontales (Sh) et à bioclastes de *Pecten* sp.. Ce niveau représente vraisemblablement la Molasse grossière marine de ROLLIER (1898). STEHLIN (cité par LINIGER, 1925) y signale *Ostrea giengensis* à sa base. Le banc devient plus compact dans sa partie supérieure et les stratifications horizontales disparaissent (Sm). Les éléments architecturaux semblent caractéristiques d'une influence soit fluviatile, soit de houle (SS, SB, GB).

Au-dessus vient un banc de 1m de marnes sableuses vertes (Fsm) qui pourrait être un équivalent latéral du niveau COR8 de la coupe sous l'église. Il représenterait alors la série de transition marine (saumâtre ?) avant les Rote Mergel von Corban (SF?). Ensuite, toute la partie supérieure de la coupe montre près de 30m de lithofaciès gréseux, marneux, marno-calcaires et calcaires (Lm, Fm, Sm). Les couleurs varient du gris au gris-vert et bariolé. Cet ensemble de dépôts représente les Rote Mergel von Corban. Aucun fossile n'est signalé, excepté *Helix* sp. dans le niveau marno-calcaire rouge, pisolithique, qui marque la base de la série, vraisemblablement continentale. STEHLIN (1914)

cite encore des restes de rongeurs indéterminés, mais l'emplacement exact du gisement n'est pas connu. D'après les lithofaciès, toute la série semble fluviolacustro-terrestre (LAC, FF, CH).

## B. Paléontologie

Les fossiles découverts dans la région de Corban sont issus essentiellement de lavages de la coupe COR. La liste présentée dans le Tab. 3-16 est complétée par quelques données de la littératures (GREPPIN, 1870 ; ROLLIER 1898 ; LINIGER, 1925).

### Foraminifères

Les deux lavages COR7 et COR8 montrent une pauvre faune de foraminifères benthiques recristallisés et partiellement fragmentaires.

*Elphidium* sp. et *Cibicides* sp. sont des espèces généralement typiques des mer chaude ou tropicales. Ils vivent jusqu'à des profondeurs de 50m et sont stables dans des salinités normales à hypersalines.

### Bivalves

Les lithophages du sommet des Calcaires delémontiens sont déterminés comme *Pholas* sp. par GREPPIN (1870). Ces formes perforeuses de substrats durs vivent dans des eaux peu profondes (jusqu'à 40m) à salinité normale.

Dans l'affleurement Esther, de rares fragments de coquilles (probablement de bivalves) ont été observés en lame mince.

<table><caption>Tab. 3-16 Liste des fossiles de Corban (COR) (✓ présent).</caption><thead><tr><th colspan="11">Fossiles / Echantillons</th></tr><tr><th></th><th></th><th>COR1</th><th>COR2</th><th>COR3</th><th>COR4</th><th>COR5</th><th>COR6</th><th>COR7</th><th>COR8</th><th>COR9</th><th>Esther</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="2">Flora</td><td>Bois ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Tapis alguaire</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="2">Bioturbation</td><td>Bioturbation ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Lithophage</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="2">Mollusca</td><td>Mollusca ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Pholas sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">Bryozoa</td><td>Gasteropoda ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Planorbis sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Lymnaea sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Ostracoda</td><td>Ostracoda ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="5">Foraminifera</td><td>Foraminifera ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Elphidium sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Cibicides sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Amphistegina sp. ?</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Rotaliidae ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Mammalia</td><td>Os ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>
Les bivalves signalés par les anciens auteurs (LINIGER, 1925 ; ROLLIER, 1898), *Ostrea giengensis* et *Pecten* sp. sont transportés dans les niveaux de poudingue ou de grès grossier. Ces formes vivent préférentiellement fixées sur des substrats rocheux et à profondeurs modestes, inférieure à 80m.

### Gastéropodes

*Planorbis* sp. et *Lymnaea* sp. (COR5 et COR6) signalés par GREPPIN (1855) caractérisent le domaine lacustro-palustre des Calcaires delémontiens.

*Helix* sp. signalé par ROLLIER (1898) caractérise un domaine purement terrestre à la base des Rote Mergel von Corban.

### Bryozoaires

Les quelques fragments de bryozoaires trouvés représentent des formes branchues. Ces organismes reflètent généralement une salinité normale. Les types branchus devraient caractériser des condition de faible énergie. Les fragments retrouvés à Corban ont probablement été cassés et transportés par les courants de marées.

### Ostracodes

Uniquement des fragments indéterminables

### Mammalia

Les rares fragments d'os trouvés dans le niveau COR7 indique la proximité d'une côte.

## C. Biostratigraphie

Aucune datation n'a été possible avec la micro-faune de Corban. Les seules indications que l'on peut avoir sont les âges des formations encadrantes. On retiendra l'âge le plus jeune possible des Calcaires delémontiens sous-jacents (MN1, coupe SE Pré-Godat ; TEIHLER, 1998) et l'âge plus vieux possible des Süsswasserkalk von Vermes (MN5, Vermes 1 et 2 ; KÄLIN, 1993). De plus l'OMM de Corban appartient en partie au Poudingue polygénique (coupe historique de ROLLIER, 1898 et LINIGER, 1925) et en partie aux Rote Mergel von Corban (coupe historique de ROLLIER, 1898 et LINIGER, 1925 et coupe COR) (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM** et **2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**). En sachant que la transgression du Poudingues polygénique est postérieure à celle du Grès Coquillier-Molasse grise et certainement pas plus vieille que les Sables à galets de Glovelier (MN4 ; HUG *et al.*, 2004) (voir coupe GLO, ce travail), on peut estimer un intervalle entre MN4 et la base de MN5.

## D. Paléoécologie et paléoenvironnement (Fig. 3-17)

### Minéraux lourds (Tab. 3-11)

KÄLIN (1993) présente plusieurs analyses de minéraux lourds dans la région de Corban :

- Vermes-Strommast (604.07/242.04), dans des sables marneux fins, 40m au-dessus du gisement Vermes 2 (MN5)

- Vermes Helicidenmergel (603.24/242.08)

- Devant la Melt (604.65/242.02), Poudingue polygénique

- Corban1 (603.16/243.86) qui correspond aux dépôts saumâtres de la série de transition de la coupe COR (603.20/243.85)

A cela vient s'ajouter l'affleurement de Poudingue polygénique Esther (603.42/243.35).

Esther, Devant la Melt, Corban1 et Vermes-Helicidenmergel montrent des dominances du Grenat et du groupe Epidote-Zoisite. Devant la Melt, Vermes-Helicidenmergel et surtout Corban1 indiquent encore une forte teneur en Zircon, alors qu'Esther est particulièrement riche en Grenat (plus de 60%), mais pauvre en Zircon (5%). Les autres minéraux significatifs sont la Staurotide, présente dans les cinq échantillons, la Tourmaline, présente à Vermes-Strommast, à Vermes-Helicidenmergel, à Devant la Melt et à Esther, et le Rutile, présent à Vermes-Strommast, à Vermes-Helicidenmergel et à Devant la Melt. L'échantillon Vermes-Strommast est un peu différent. Son spectre de minéraux lourds est dominé par le Grenat (43%) et le Zircon (27%). Les autres minéraux présents sont le groupe Epidote-Zoisite (7%), le Rutile (8%), la Tourmaline (8%) et la Glaucophane (5%).

L'échantillon Esther montre un spectre caractéristique du Glimmersandschüttung avec son association presque exclusive du Grenat (61%) et Epidote-Zoisite (21%).

D'après KÄLIN (1993), Vermes-Strommast est caractéristique du Vogesenschüttung avec une dominance du Zircon et du Grenat et son spectre serait similaire à celui des échantillons du Bois de Raube et du Montchaibeux. Cependant ces deniers montrent des teneurs en Staurotide stable à environ 10%. Il serait peut-être plus judicieux de placer Vermes-Strommast sous l'influence du Juranagelfuh des Beckens von Laufen, comme les échantillons du Nebelberg (voir **3.2.6.3 Nebelberg (NB)**).

Corban, Vermes-Helicidenmergel et Devant la Melt montrent des spectres très proches. Les teneurs
<table><caption>**Tab. 3-17** Minéraux lourds de la région de Corban et de Vermes : Gre=Grenat, Horn=Hornblende, Glaup=Glaucophane, E+Z=groupe Epidote-Zoisite, Staur=Staurotide, Sil=Sillimanite, Dis=Disthène, And=Andalousite, Zir=Zircon, Tou=Tourmaline, Rut=Rutile, Tit=Titanite, Spi=Spinelle.</caption><thead><tr><th></th><th>Gre</th><th>Horn</th><th>Glaup</th><th>E+Z</th><th>Staur</th><th>Sil</th><th>Dis</th><th>And</th><th>Zir</th><th>Tou</th><th>Rut</th><th>Tit</th><th>Spi</th></tr></thead><tbody><tr><td>Vermes - Strommast</td><td>43</td><td>0</td><td>5</td><td>7</td><td>2</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>27</td><td>7</td><td>8</td><td>2</td><td>0</td></tr><tr><td>Vermes - Helicidenmergel</td><td>45</td><td>0</td><td>0</td><td>20</td><td>12</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>12</td><td>4</td><td>8</td><td>0</td><td>0</td></tr><tr><td>Corban 1</td><td>39</td><td>0</td><td>0</td><td>24</td><td>7</td><td>0</td><td>3</td><td>0</td><td>27</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td></tr><tr><td>Devant la Melt</td><td>38</td><td>0</td><td>0</td><td>16</td><td>16</td><td>0</td><td>1</td><td>0</td><td>14</td><td>1</td><td>13</td><td>0</td><td>0</td></tr><tr><td>Esther</td><td>61</td><td>0</td><td>0</td><td>21</td><td>7</td><td>0</td><td>1</td><td>0</td><td>5</td><td>3</td><td>0</td><td>2</td><td>0</td></tr></tbody></table>

en Epidote sont assez significatives pour montrer une influence du Glimmersandschüttung et surtout rejette la possibilité d'une influence des Juranagelfluhschüttungen (Forêt Noire). L'augmentation sensible du Zircon, surtout à Corban semble parler pour une influence du Vogesenschüttung. Il semble assez clair que ces deux localités sont soumises à un apport mixte de l'Est (Glimmersandschüttung ?) et du Nord-Ouest (Vogesenschüttung ?).

Il semblerait que le Glimmersandschüttung et le Vogesenschüttung aient commencé à être actif relativement tôt, dès les premiers dépôts du Poudingue polygénique, donc dès l'arrivée de l'OMM dans les synclinaux nordiques du Jura (MN4 ?, Devant la Melt, Corban, Undervelier). Le Glimmersandschüttung, durant cette période, devait se manifester en partie sous forme de courants marins. Il serait d'ailleurs plus judicieux de parler d'un Paleoglimmersandschüttung et d'un Paleovogesenschüttung.

Ces deux systèmes de drainages se sont donc rapidement livrés une lutte d'influence, d'où la nature mixte des spectres de Devant la Melt, de Corban 1 et de Vermes-Helicidenmergel. Cependant le Paleovogesenschüttung finit par montrer sa supériorité dans la région Est du synclinal de Delémont, bien que par intermittence le Paleoglimmersandschüttung puisse montrer une nette dominance, comme dans les analyses de l'affleurement Esther. Dans les dépôts de Vermes-Strommast, qui devraient être du même âge que Vermes 2 (MN5), le Paleoglimmersandschüttung ne semble pas du tout actif et c'est vraisemblablement les Juranagelfluh des Beckens von Laufen qui caractérise les apports. A partir de ce moment, on peut utiliser les termes de Glimmersandschüttung et de Vogesenschüttung. Ce dernier sera encore actif dans la partie Ouest et centrale du synclinal de Delémont au minimum jusqu'à MN7 (Membre du Montchaibeux et Membre du Bois de Raube) et même jusqu'à MN9 (Charmoille) en Ajoie. Dans la partie Est du synclinal la localité Pfetterhouse - Le Fahy-GA (581.13/260.14)

montre des « Schotter Typ Ajoie » qui suggèrent une influence tardive également à l'Est du synclinal. Le Glimmersandschüttung à proprement parlé suivra dès MN5 une ligne plus méridionale, parallèle à l'axe des synclinaux centre-Sud (Moutier, Tramelan-Tavannes-Court) et ne sera plus actif dans le synclinal de Delémont. On peut suivre sa trace depuis Linn/Iberg (650.83/257.63) dans le canton d'Argovie jusqu'à Cortébert dans le synclinal de Saint-Imier.

### Evolution des milieux de dépôt (Fig. 3-23)

Les Calcaires delémontiens sous-jacents de la coupe COR et de la coupe Ouest Corban (ROLLIER, 1898) présentent le même type de paléoenvironnement lacustro-palustre que la coupe PMO (Fig. 3-12). Le niveau de calcaire dolomitisé renforce l'idée de période particulièrement aride durant leurs dépôts.

Les coupes COR et Ouest Corban (ROLLIER, 1898) présentent toutes deux une surface lithophagée au sommet des Calcaires delémontiens. On retrouve également cette surface à Undervelier, dans le synclinal de Soulce. Ce niveau repère est probablement synchrone à toute la région des synclinaux centre-Nord et représente un platier rocheux intertidal à subtidal, témoin d'une inondation marine. Cette période, marquée par un arrêt de la sédimentation, permet la colonisation d'un substrat essentiellement rocheux par une faune marine benthique peu profonde (jusqu'à 40m), constituée en partie de *Pholas* sp., d'*Ostrea giengensis* et de *Pecten* sp. On ne retrouve aucun témoin d'apports terrigènes liés à cette transgression. La hauteur de la tranche d'eau est difficile à estimer, cependant elle doit être assez faible, l'environnement pouvant être un estran rocheux et/ou un haut-fond rocheux (Fig. 3-23.A).

Après cette première inondation, un milieu côtier dominé par les apports terrigènes fluviatiles et la houle s'installe. Il semblerait qu'il y ait deux sources d'apports différents, le Paleovogesenschüttung, sous forme de rivière deltaïque tressée, et le Paleoglim-
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A. Coastal environment with tidal rock and abrasion platform (MN4)

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Paleovogesenschüttung
influence

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B. Coastal environment with long-shore current and shallow braided stream (MN4)

Paleovogesenschüttung
influence

Palaeoglimmersand-
schüttung influence

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C. Coastal environment with tidal influence (MN4-5?)

Paleovogesenschüttung
influence

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D. Palustrine-Lacustrine-Fluviatil environment, maybe brackish (MN5?)

<caption>Fig. 3-23 Paléoenvironnement de l'OMM de Corban.</caption>