mersandschüttung, sous forme de courants marins. On retrouvera dans ces dépôts le benthos du platier rocheux remanié ainsi que des éléments continentaux divers (du galet vosgien aux fragments des Calcaires delémontiens). Dans la coupe Ouest Corban (ROLLIER, 1898) les Calcaires delémontiens sont surmontés par 3m de Poudingue polygénique à intercalations gréseuses, certainement un système de barres d'embouchure sableuses ou graveleuses (SB, GB). Au-dessus on retrouve encore près de 5m de sables à coquilles en partie lités. Ils sont interprétés comme des dépôts de sable en nappes (SS), dominés par la houle. Dans la coupe Esther, le Poudingue polygénique montre plutôt un faciès de flots de débris (SG) qui semble purement fluviatile. Il est interprété comme le remplissage d'un chenal de rivière tressée. Dans la coupe COR, on ne retrouve pas les sédiments grossiers du Poudingue polygénique, mais des sables marneux vraisemblablement saumâtres. On y retrouve un mélange de faune marine (foraminifères, bryozoaires) et d'apports terrigènes (galets divers, fragments d'os, fragments de bois) remaniés par la houle et les courants fluviatiles. La côte devait présenter un certaine paléotopographie, peut-être des flexures, et la coupe COR devait se trouver sur un haut-fond côtier (« coastal shoal »), à l'abri du système alluvial de rivière tressée (Fig. 3-23.B).

Plus haut dans la série, la coupe COR présente un niveau sableux à drapages argileux et à stratification

obliques entrecroisée et horizontales, typique d'un estran (SF). L'environnement entre dans une phase de régression et change à nouveau. Il présente une côte dominée par les courants de marée. Les chenaux tidaux (TC), riches en galets mous et structures tidales, sont en connexion avec des source continentales. Cependant l'influence du Paleovogesenschüttung semble diminuer. Dans ces niveaux, une microfaune marine (bryozoaires, foraminifères benthiques, ostracodes) assez pauvre est remaniée par les courants de marées (Fig. 3-23.C). Latéralement on retrouve cette phase sur la coupe Ouest Corban (ROLLIER, 1898) (Fig. 3-22).

Finalement le top de la coupe COR montre, après un passage progressif, un niveau de marnes bariolées, certainement continentales. Ce niveau caractérise la base des Rote Mergel von Corban, que l'on peut suivre sur près de 30m sur la coupe Ouest Corban (ROLLIER, 1898). Cette série montre des dépôts exclusivement continentaux, avec une alternance de milieux lacustres, saumâtres et fluviatiles. L'environnement est semblable à celui des Calcaires delémontiens, mais avec des périodes de drainage mieux marquées (Fig. 3-23.D). Le Paleoglimmersandschüttung et le Paleovogesenschüttung semblent d'ailleurs encore actifs tous les deux dans la région. Dans la coupe Ouest Corban (ROLLIER, 1898), la base de cette série est marquée par un niveau marno-calcaire à *Helix* sp..

<figure><img src="image_127.png" /><figcaption>Fig. 3-24 Situation géologique et tectonique de la coupe du Crêt-du-Locle (CdL).</figcaption></figure>
### 3.2.5 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM

#### 3.2.5.1 Crêt-du-Locle (CdL)

Durant l'été 1999, en face de la gare du Crêt-du-Locle (550.75/214.20), une vaste fouille de cent mètres sur cent a révélé une série de Grès verts burdigaliens, de Marnes rouges et de Gompholithe (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM** et **2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**).

Un profil SE-NW a été levé sur la paroi SW de la fouille. La partie SE du profil semble montrer une série inversée, séparée par un chevauchement de la partie NW, qui est en série normale. FAVRE (1911) signalait déjà un chevauchement séparant la Gompholithe de la Molasse marine supérieure à l'emplacement exact de cette fouille. Cependant sur le terrain une série de Marnes Rouges affleure juste après ce chevauchement et les dépôts marins de l'OMM (ici les Grès verts burdigaliens et le Poudingue polygéniques à fossiles albiens remaniés) apparaissent seulement une dizaine de mètres plus au Nord (Fig. 3-24) (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM**).

Ainsi dans sa partie NW le profil montre, en série normale, 14m Grès verts burdigaliens, surmontés par 3m de Poudingue polygénique à fossiles albiens remaniés et se terminant par 18m de Marnes rouges et de Gompholithe (Fig. 3-25a). Le top de ces dépôts est limité par un chevauchement présentant un pendage similaire à la stratigraphie (60/140). Dans la partie SE la série est inversée. Sa base est constituée d'environ 4m de marnes à faciès « oeningien » suivies après un passage progressif de près de 60m de Gompholithe présentant des galets de plus en plus grossiers. En série normale, les dépôts présenteraient 60m de Gompholithe à « fining up » surmontée, après un passage graduel, par 4m de marne « oeningienne » (Fig. 3-25b).

Les niveaux gompholithiques des Fig. 3-25a et b sont difficilement corrélables. Cependant les dépôts illustrés sur la Fig. 3-25b semblent tout de même plus jeunes, pour autant que le niveau marneux du sommet soit bien de l'« Oeningien ».

### A. Lithofaciès et sédimentologie (Fig. 3-25a et b)

Grès verts burdigaliens et Poudingue polygénique à fossiles albiens remaniés

La série marine de la coupe expose des lithofaciès marneux et silteux gris-verts (Fl, Fm, Fsm), des calca-

rénites lumachellliques (Lc) et des conglomérats à galets dispersés et matrice argilo-sableuse (Gmm). Les niveaux marneux et silteux peuvent contenir des petits galets divers et parfois présenter un litage horizontal peu net. Les calcarénites présentent un litage horizontal frusque à bien marqué et une présence possible de galets divers. La plupart des limites de bancs se font de manière progressive. La base de cette série débute par des dépôts de couches deltaïques de fond (BSB), intercalés avec une lumachelle (CdL18, MW14) à base érosive, caractéristique d'une tempestite (TP). Plus haut la série montre une tendance assez nette de « coarsening up ». Les dépôts passent graduellement à des niveaux deltaïques frontaux (FSB) puis sommitaux (MTB). Le top du niveau calcarénitique (CdL11) montre un dépôt en couverture ou en nappe assimilé à un « sand sheet » (SS). Le niveau conglomératique (CdL9, MW10, CdL10) sommital montre une série de galets locaux (vraisemblablement du Crétacé) souvent perforés, de fréquentes glauconitisations, ainsi que des galets de silex, de quartz et de quartzite. Il présente probablement un flot de débris d'une barre d'embouchure (SG). Son lithofaciès semble très ressemblant à celui du Poudingue polygénique à fossiles albiens remaniés (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM**). WEIDMANN (comm. écrit.) y signale également des grosses huîtres perforées, probablement par des Clione.

#### Marnes rouges

Les dépôts de Marnes rouges montrent un lithofaciès très monotone (Fm, Fsm) sur près de 12m. On retrouve dans chaque niveau des restes assez rares de bois et de fréquents petits galets divers et de nombreuses concrétions calcaires. Le premier niveau (CdL8, MW9) présente un silt brun à faune saumâtre. Il reflète encore un dépôt deltaïque sommital marin (MTB). Par contre les niveaux suivants semblent exclusivement continentaux (CTB, FF).

Plusieurs niveaux (MW2, MW8, MW9) présentent des quartz bipyramidés authigènes, caractéristiques de marnes en milieux évaporitiques (MOJON, 1985).

#### Gompholithe

Elle s'observe sur près de 60m en série inverse dans la partie SE de la coupe (Fig. 25b). On en retrouve encore environ 6m en série normale (Fig. 25a), au sommet des Marnes rouges dans la partie NW de la coupe. Les limites stratigraphiques sont toujours graduelles, excepté pour un petit niveau intercalé de Marnes rouges (CdL2, MW2). En série normale les 60m de Gompholithe du SE de la coupe présentent un « fining up ».
Elle définit un conglomérat très hétérométrique présentant un mélange de galets et de blocs de tailles diverses (jusqu’à plus d’un mètre de diamètre). L’allure générale des couches montre un litage plutôt frusque (généralement <1m) et des structures lenticulaires assez évidentes. Certains niveaux montrent un faible tri. Les galets et les blocs sont en majorité subanguleux à subarrondis. Quelques-uns sont même arrondis, mais pratiquement aucun n’est anguleux. Les galets sont toujours des calcaires, dont 99% de Malm local, le reste représentant des faciès inhabituels de calcaires sparitiques de couleur grise sombre. En général ils ne présentent pas de perforation. Cependant WEIDMANN (comm. écrit.) a observé quelques galets perforés et corrodés à la base des niveaux gompholithiques. Il signale également des galets qui semblent avoir été fracturés avant leur érosion. La matrice de la

Gompholithe est presque toujours calcaire et parfois marno-argileuse. Elle peut être dominante (Gmh) à quasi absente (Gch).

L'ensemble de ces dépôts gompholithiques est interprété comme un flot de débris gravitaire (SG) et des lits ou des barres de graviers (GB).

### Marnes « oeningiennes »

La partie SW de la coupe expose environ 3m de silt beige (CdL6, MW6) riche en nodules calcaires et marne crayeuse jaune, avec des crachées hétérométriques, en lits ou en lentilles, de galets et de blocs calcaires (jusqu'à 40cm de diamètre). Si l'on observe ce niveau dans la succession stratigraphique réelle, il surmonte la Gompholithe après un passage progressif et est limité au sommet par le chevauchement signalé

Crêt-du-Locle (CdL)
(550.75/214.20)

NW

Lithofacies
Architectural
elements
40/130

Field observations
and
Sedimentary structures
Lithology

GCH
Thickness

MWS
Levels

r

Colors

SE

<figure><img src="image_128.png" /><figcaption>Fig. 3-25a Coupe NW du Crêt-du-Locle (CdL), série normale</figcaption></figure>
Crêt-du-Locle (CdL)
(550.75/214.20)

SE

<figure><img src="image_129.png" /></figure>

<figure><img src="image_130.png" /><figcaption>Fig. 3-25b Coupe SE du Crêt-du-Locle (CdL), série inverse replacée en série normale.</figcaption></figure>

<table><thead><tr><th colspan="2">Langhian</th><th colspan="2">Serrav.</th></tr><tr><th colspan="2">Gompholithe</th><th colspan="2">Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM</th></tr></thead><tbody><tr><td>Lithofacies</td><td>Gmh</td><td>Fsm</td><td>Gmh</td></tr><tr><td></td><td>Gmh/ SG/ GB</td><td>FF</td><td>GB</td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td>GB</td></tr></tbody></table>

NW
ci-dessus (Fig. 3-24). Ce niveau semble présenter un faciès « oeningien » et est interprété comme des dépôts de plaine d'inondation s.l. (FF), entrecoupés par des arrivés de flots de débris (SG).

On retrouve également des quartz bipyramidés authi-
gènes, témoins d'un milieu évaporitique (MOJON, 1985).

B. Paléontologie

L'échantillonnage pour les lavages a été effectué
essentiellement dans les niveaux marins et dans les
niveaux de Marnes rouges (Tab. 3-18).

Palynologie

Le niveau CdL13 a été échantillonné pour des ana-
lyses palynologiques, malheureusement aucun pollen
n'a été trouvé.

Charophytes

Le niveau CdL6 a révélé une unique gyrogonite de
charophyte indéterminable.

Foraminifères (planche VIII)

La plupart des foraminifères de CdL sont
recristallisés et en fragments. La biodiversité est
assez importante, bien qu'elle soit principalement
dominée par les *Elphidium* et les *Cibicides*. Ces
formes dominantes reflètent des eaux peu profondes
agitées avec des conditions de salinité normale à
peut-être légèrement hypersaline. Cependant l'en-
semble de la faune de foraminifères présentent des
données écologiques (bathymétrie, salinité, milieu de
vie) assez variables (Tab. 3-19) et il est possible de
retrouver la plupart des espèces dans chaque niveau
marin échantillonné. Il en ressort tout de même deux
groupes à bathymétrie distincte, les formes littorales
(0 à -50m : *Elphidium crispum* *Elphidium aculeatum*,
*Cibicides lobotulus*, *Ammonia beccarii*) et les formes
de plate-forme externe, essentiellement circalittorales
(entre -50m et -150m : *Bolivina* sp., *Lenticulina*
sp., *Bulimina* sp., *Uvigerina* sp., *Gyroidina soldanii*,
*Fursenkiona* sp.).

*Quinqueloculina* sp. est une forme à part car elle montre une écologie assez stricte liée à un milieu protégé, légèrement hypersalin et particulièrement peu profond. Pourtant on retrouve encore une fois cette espèce sur presque tout le long de la série marine.

*Robertina* sp. a été trouvé dans les dépôts attribués à l'« Oeningien » (CdL6). Cette forme est recristallisée et il semble qu'elle soit remaniée, comme cela est également suggéré par les ostracodes.

Porifères

Les Osteridae du niveau conglomératique (CdL9, MW10, CdL10) présentent des perforations attribuées à des *Clione*. Cette forme est une éponge parasite se fixant sur les coquilles d'huîtres, qu'elle peut perforer.

Bryozoaires

Les quelques fragments de bryozoaires représen-
tent des formes branchues érigées que l'on retrouvent
normalement dans des environnements marins à sali-
nité normale. Leur structure fragmentaire reflète des
eaux agitées peu profondes (20-40m) et un transport
ici probablement par les courants deltaïques.

Les espèces déterminées présentent un cachet
rhodanien et méditerranéen.

Echinodermes

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

Serpules

Une forme isolée serpule est signalée dans le
niveau CdL19.

Bivalves

Les nombreux bioclastes observés appartiennent
aux bivalves. J'ai pu reconnaître des Osteridae et
des Pectinidae. Weidmann (comm. écrite) signale de
grosses huîtres perforées (*Clione*) ou brisées dans les
niveaux CdL9, CdL10 et MW10.

Gastéropodes

Quelques rares gastéropodes ont été trouvés dans
les sédiments marins. Le niveau CdL19 montre une
forme du type *Hydrobia*.

Le niveau CdL7 présente des Helicidae certains,
qui devraient refléter le passage à un milieu continen-
tal franc.

Crustacés

Une *Balanus* sp. a été trouvée dans le niveau CdL14 et une pince de Malacostraca dans le niveau CdL16.

Ostracodes

Verrucocythereis cf. verrucosa : le même genre vit actuellement entre 20 et 25 mètres de profondeur et préfère les eaux chaudes (MONTEGRO et al.1998 ; GROSS, 2002).

*Olimfalunia plicatula* : cette espèce est rencontrée
dans la zone littorale phytale à épibathyale (CARBO-
NEL, 1985). Elle est infra- à circalittorale, mais on la
<table><caption>Tab. 3-18 Liste des fossiles du Crêt-du-Locle (✓ présent).</caption><thead><tr><th colspan="15">Fossiles / Echantillons</th></tr><tr><th></th><th></th><th>CdL 5</th><th>CdL 6</th><th>CdL 7</th><th>CdL 8</th><th>CdL 9</th><th>CdL 10</th><th>CdL 11</th><th>CdL 12</th><th>CdL 13</th><th>CdL 14</th><th>CdL 15</th><th>CdL 16</th><th>CdL 17</th><th>CdL 19</th></tr></thead><tbody><tr><td>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><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Charophyta ind.</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></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><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>ROTALIIDAE IND.</td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Robertina sp.</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Textularia gramen</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Textularia sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Spiroplectinella deperdita</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Quinqueloculina sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Lenticulina sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Globigerina sp.</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Bulimina sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td></td><td>Uvigerina sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Bolivina sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td></td><td>Fursenkiona sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td></td><td>Cibicides sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Cibicides lobotulus</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td></td><td>Gyroidina soldanii</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></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><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td></td><td>Elphidium crispum</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Elphidium aculeatum</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>ELPHIDIUM SP.</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td>Porifera</td><td>Clione sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></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><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td></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><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Hornera frondiculata</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Cellaria salicornioides</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Cellaria crassa</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td></td><td>Ramphostomella demarcqi</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></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><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Reptomulticava sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Polyascosoecia coronopus</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Smittina cervicornis</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Ybselosoecia typica</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Lichenopora sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Frondipora verrucosa</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Echinodermata</td><td>Echinoidea</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td>Annelida</td><td>Serpulae</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Mollusca</td><td>Bivalvia ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Osteridae</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Pectinidae</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></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><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Helicidae</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Crustacea</td><td>Malacostraca</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Balanus sp..</td><td></td><td></td><td></td><td></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><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Loxoconcha sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Loxoconcha punctatella</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Verrucocythereis cf. verrucosa</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Olimfalunia plicatula</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Xestoleberis sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Henryhowella asperrima</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Aurila cf. cicatrosa</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Cytherella cf. compressa</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td></td><td>Rectotrachyleberis edwardsi</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td>Vertebrata</td><td>Fragments d'os ind.</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Poissons</td><td>Poisson ind.</td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Requin ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Raja sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></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>Rodentia</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>
<table><caption>Tab. 3-19 Données écologiques des foraminifères du Crêt-du-Locle (CdL) tirées de BERGER (1985, 1992) et GRIMM (comm. écrit.).</caption><thead><tr><td>Foraminifère</td><td>Bathymétrie</td><td>Salinité</td><td>Milieu de vie</td></tr></thead><tbody><tr><td>Elphidium crispum</td><td>0-50m</td><td>normale à hypersaline</td><td>mer agitée chaude</td></tr><tr><td>Elphidium aculeatum</td><td>0-50m</td><td>supporte variation</td><td>mer agitée</td></tr><tr><td>Cibicides lobotulus</td><td>0-50m</td><td>?</td><td>mer agitée chaude</td></tr><tr><td>Ammonia beccarii</td><td>0-50m</td><td>normale à hypersaline</td><td>mer agitée chaude</td></tr><tr><td>Quinqueloculina sp.</td><td>0-40m</td><td>légèrement hypersaline</td><td>eaux abritées</td></tr><tr><td>Bolivina sp.</td><td>env. 150m</td><td>normale</td><td>sédiments fins</td></tr><tr><td>Lenticulina sp.</td><td>plus de 100m</td><td>normale</td><td>sédiments argileux</td></tr><tr><td>Textularia gramen</td><td>50-650m</td><td>normale</td><td>sables subtidaux</td></tr><tr><td>Bulimina sp.</td><td>60m à zone bathyale</td><td>normale</td><td>sédiments fins</td></tr><tr><td>Uvigerina sp.</td><td>100-4500</td><td>?</td><td>?</td></tr><tr><td>Fursenkiona sp.</td><td>0-1200m</td><td>?</td><td>?</td></tr><tr><td>Gyroidina soldanii</td><td>eaux profondes</td><td>?</td><td>sédiments fins, eaux froides</td></tr><tr><td>Globigerina sp.</td><td>50-100m</td><td>variable</td><td>température variable</td></tr><tr><td>Robertina sp.</td><td>?</td><td>?</td><td>?</td></tr></tbody></table>

retrouve également dans les environnements soumis à des apports d'eau saumâtre (DUCASSE & CAHUZAC, 1996 et 1997).

*Xestoleberis* sp. : cet ostracode peut être soit un ostracode phytal vivant dans la zone littorale, ou carrément en zone bathyale. Evidemment, ici on se trouve dans le premier cas (GROSS, 2002).

*Henryhowella asperrima* : cet ostracode est circalittoral à épibathyal, ici il serait plutôt en position circalittorale (DUCASSE & CAHUZAC, 1997).

*Aurila* cf. *cicatrosa*: cette espèce semble apprécier les substrats sableux (CERNAJSEK, 1972). Ce genre peut se rencontrer dans la zone littorale et jusqu'à plus de 70 mètres de profondeur. C'est principalement le substrat qui influence sa répartition (BONADUCE et al., 1976).

*Cytherella* cf. *compressa*: cette espèce est circalittorale à épibathyale (DUCASSE & CAHUZAC, 1997).

*Rectotrachyleberis edwardsi*: aucune donnée écologique

*Loxoconcha punctatella*: cette espèce est surtout infralittorale (CARBONEL, 1985; DUCASSE & CAHUZAC, 1996).

Les ostracodes du niveau CdL6 (faciès « oenin-gien ») sont malheureusement indéterminables. Ils ne montrent pas d'ornementation et sont recristallisés et usés. Il est impossible de savoir s'il a eu remaniement ou simplement transport.

### Poissons

La série marine a révélé une grande quantité de dents et d'os fragmentaires et roulés de poissons, dont la plupart sont des requins. Le seul genre déterminé est *Raja* sp. dans le niveau CdL12 (JOST, comm. écrit.).

### Mammifères

De très rares fragments d'os ainsi qu'un fragment de molaire de rongeur ont été trouvés dans le niveau CdL7. Ceci semble confirmer le passage vers un milieu continental franc attesté par les Helicidae.

### C. Biostratigraphie

Aucune donnée paléontologique n'a permis de dater cette coupe. KÄLIN et al. (2002) datent les dépôts de Marnes rouges et de Gompholithe du synclinal du Locle - La Chaux-de-Fond de la zone MN6 et attribuent un âge MN6 jeune et MN7 pour les dépôts de l'« Oeningien ». Dans le synclinal des Ponts-de-Martel, la Gompholithe pralinée de la coupe du Centre sportif (546.03/205.23) est datée à NN5 et les dépôts strictement continentaux de la coupe du Bied (545.74/204.82) à MN5. Les dépôts gompholithiques de Vilers-le-Lac sont attribués à MN5 (voir **2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**).

En tenant compte des données biostratigraphiques de ces terrains voisins, une approximation de l'âge de la coupe de Crêt-du-Locle (CdL) peut se résumer ainsi :

<table><tr><td>Grès verts burdigaliens et Poudingue à fossiles albiens remaniés</td><td>MN3-4</td></tr><tr><td>Marnes rouges et Gompholithe</td><td>MN5-6</td></tr><tr><td>Faciès « oeningien »</td><td>MN6-7</td></tr></table>
<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>CdL11</td><td>20</td><td>1</td><td>1</td><td>42</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>26</td><td>8</td><td>1</td><td>1</td><td>0</td></tr><tr><td>CdL12</td><td>21</td><td>0</td><td>2</td><td>55</td><td>2</td><td>0</td><td>1</td><td>0</td><td>16</td><td>2</td><td>1</td><td>0</td><td>0</td></tr></tbody></table>

Tab. 3-20 Minéraux lourds de la coupe du Crêt-du-Locle (CdL) : 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.

## D. Paléoécologie et paléoenvironnement

### Les minéraux lourds (Tab. 3-20).

Deux analyses de minéraux lourds ont été effectuées au Crêt-du-Locle dans les niveaux CdL11 et CdL12 de Grès verts burdigaliens.

Les spectres de ces deux échantillons montrent des valeurs quasi identiques. On retrouve la traditionnelle dominance du Grenat (environ 20%) et du groupe Epidote-Zoisite (42 et 55%) d'origine alpine, distribués sur le littoral septentrional de l'OMM par les courants marins. On retrouve également de forte teneur en Zircon (16% et 26%). L'origine de ce dernier est comme d'habitude problématique. Les possibilités semblent être soit une origine des Vosges, comme pour l'échantillon LOVII.4 (voir 3.2.7 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung), soit du Massif central comme pour l'échantillon de « Bone bed » (voir 3.2.3 Aquitanien). Je rappelle que des galets de quartzite, dont une origine vosgienne peut être suspectée, sont également signalés dans le niveau conglomératique (CdL9, MW10, CdL10). De toute manière un apport étranger aux apports des courants marins est quasi incontournable.

### Evolution des milieux de dépôt (Fig. 3-26)

La transgression de l'OMM dans les synclinaux du Jura neuchâtelois s'est vraisemblablement effectuée durant le Burdigalien sur les calcaires mésozoïques du Crétacé et du Jurassique, alors en relief et à l'érosion. Dans le Poudingue à fossiles albiens remaniés, on retrouve de nombreux galets locaux perforés, généralement du Crétacé et du Malm. J'ai pu notamment reconnaître un galet à faciès de Calcaire Roux (Valanginien) perforé et glauconitisé, mais je n'ai pas déterminé de fossiles crétacés. Des galets exotiques (quartzites essentiellement) sont également présents, certainement originaires des Vosges. Un relief d'origine tectonique était déjà en place lors de cette phase marine, preuve en est les dépôts conglomératiques de Poudingue polygéniques à fossiles albiens remaniés. Leurs galets du Crétacé et du Malm prouvent qu'une érosion s'était déjà enfoncée de plus de 100m (BURGER & SCHAER, 1996). Cette tectonique devait d'ailleurs être responsable du caractère deltaïque de l'environnement.

Dans les dépôts gompholithiques qui vont suivre, les galets originaires du Malm local sont nettement dominants, ce qui semble montrer une érosion de terrain de plus en plus vieux.

La base de la série marine se situe dans un environnement marin franc, à la base d'un système deltaïque actif. Les dépôts de fines prédominent et peuvent s'alterner avec des dépôts de tempestites distales. Le milieu se situe en dessous de la zone d'action des vagues (« offshore ») et est dominé par les courants de tempête et l'hydrodynamisme de la base du delta. On retrouve ainsi des dépôts de tempestites et des marnes à laminations horizontales avec des galets d'origine terrigène, amenés par les courants deltaïques (« deltaic bottom set bed »).

La partie supérieure de la série marine présente une nette tendance à un « coarsening up », témoin d'une phase régressive avec progradation de delta. En remontant la coupe on retrouve une succession d'environnements de plus en plus proximaux (prodelta, barre d'embouchure, front de delta marin et plaine deltaïque continentale). Ce système deltaïque marin ne montre aucune influence de marées. Il semble complètement dominé par une influence fluviatile (Fig. 3-26.A).

Les premiers sédiments de Marnes rouges montrent encore une influence marine, mais passent rapidement à un environnement continental franc composé essentiellement de zones marécageuses mal drainées.

La Gompholithe semble surmonter stratigranhiquement les Marnes rouges dans cette coupe du Crêt-du-Locle. Cependant le caractère synchrone de ces deux formations est accepté depuis longtemps déjà (Favre, 1911; Burger & Schaer 1996; Kälin et al. 2002, voir aussi 2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM). L'intercalation du niveau CdL1 témoigne d'ailleurs de ce synchronisme. Les dépôts gompholithiques sont associés à des reliefs formés par des failles normales, produites lors d'une phase d'extension qui préstructure les synclinaux du Jura neuchâtelois (La Chaux-de-Fonds – Le Locle, Les Ponts-de-Martel, Villers-le-Lac et Les Brenets). On retrouve des galets avec des marques de fracturation
<figure><img src="image_131.png" /><figcaption>C. "Oeningien" large Lake environment (MN6-7)</figcaption></figure>

Fig. 3-26 Paléoenvironnements de la coupe du Crêt-du-Locle (CdL).
ante-érosion. Une amorce de ce relief d'origine tectonique était déjà en place lors de la phase marine précédente, comme expliqué ci-dessus. Les éléments architecturaux définis pour la Gompholithe caractérisent des formations de pied de pente constituées par des accumulations chaotiques ou en lits de graviers et de blocs. Leur géométrie pourrait rappeler des cônes de déjections de petites dimensions où l'on retrouverait des dépôts évènementiels de flots de débris en alternances avec des périodes de dépôts d'un système distributaire à hydrodynamisme plus continu et constant. Un tel environnement peut s'observer dans les systèmes fluviatiles des rivières tressées à lits ou barres de graviers et à dépôts gravitaires de flot de débris (MIALL, 1996). Latéralement les dépôts grossiers passent aux Marnes rouges, constituées de dépôts alluviaux de fines de régions particulièrement mal drainées. L'environnement constitue de vastes zones marécageuses situées dans les axes des synclinaux. Ces zones marécageuses peuvent présenter un caractère saumâtre dû aux fluctuations côtières du retrait de l'OMM (Fig. 3-26.B).

Finalement, à la suite des dépôts palustro-saumâtres des Marnes rouges et fluviatiles de la Gompholithe, un environnement palustro-lacustre s'installe progressivement. Au Crêt du Locle on ne retrouve que quelques mètres de marnes « oeningiennes », lesquelles sont encore entrecoupées par quelques crachées conglomératiques fluviatiles. Ce sont certainly les dernières traces d'activités intermittentes des cônes de déjections locaux avant l'installation du « Grand lac oeningien du Jura neuchâtelois » (Fig. 3-26.C).

## Taphonomie, paléoécologie et paléoclimats

Les faunes reflètent l'image du milieu ambiant, mais ne permettent pas l'interprétation d'une évolution écologique fine. Les phénomènes de transport inféodés à la dynamique du milieu (tempestite, gradation de delta, migration de barre, rivière tressée, ...) associent des faunes provenant de milieux parfois différents. Ceci se remarque essentiellement dans les faunes de foraminifères.

Au Crêt-du-Locle, la transgression de l'OMM s'effectue probablement sur un platier rocheux mésozoïque en partie lithophagé. On en retrouve des galets perforés remaniés dans les dépôts de Poudingue polygénique à fossiles albiens remaniés. Cette période est marquée par une colonisation d'un substrat essentiellement rocheux par une faune marine benthique peu profonde (jusqu'à 40m), constituée en partie d'huîtres et d'éponges.

Les foraminifères dominants parlent en faveur d'un milieu d'eau agitée de faible profondeur (*Elphi-dium, Cibicides, Ammonia*). La base des dépôts marins attribuée à la zone au large (« offshore ») n'est pas incompatible étant donné les phénomènes de transports mis en évidence par les environnements de dépôt. De plus un nombre important de foraminifères caractéristiques de la zone circalittorale (*Bo-livina* sp., *Lenticulina* sp., *Bulimina* sp., *Uvigerina* sp., *Gyroidina* soldanii, *Fursenkiona* sp.) se corrèle bien avec les dépôts deltaïques de fond (« bottom set bedform ») de la base de la coupe. L'ensemble des foraminifères présents (excepté *Quinqueloculina* sp.) distinguent un groupe vivant dans des conditions de salinité marine normale et un groupe montrant des aptitudes à supporter les variations de salinité. Le problème de la présence de *Quinqueloculina* sp., déjà évoqué ci-dessus, est certainement lié à un phénomène de transport. Le milieu protégé peu profond et légèrement hypersalin indiqué par cette forme a très bien pu être présent dans l'OMM de la région, même si on ne le retrouve pas dans la coupe du Crêt-du-Locle (CdL).

Les ostracodes du Crêt-du-Locle présentent une évolution environnementale beaucoup plus parlante. La présence de *Henryhowella asperrima* et de *Cythe-rella* cf. *compressa* dans les niveaux CdL19 à CdL15 caractérise la zone circalittorale (entre -50m et -150m environ), en dessous de la zone de balancement des marées. Cependant la profondeur maximale ne doit pas dépasser les 80m du domaine d'influence des tempêtes. Il doit y avoir un apport détritique important car *Aurila* cf. *cicatrosa* se développe. La présence de *Olimfalunia plicatula* pourrait indiquer là aussi l'influence d'un fleuve qui pourrait rendre l'eau un peu saumâtre (par rapport à du marin franc). Les niveaux CdL9 et CdL12 caractérisent la zone littorale, donc dans la zone de balancement des marées. La présence de *Xestoleberis* sp. et de *Loxoconcha* sp. (dont beaucoup d'espèces sont phytales) indique l'existence de végétaux tels que des algues. Ainsi les ostracodes se corrèlent particulièrement bien avec l'évolution des environnements de dépôt et mettent également très bien en évidence l'influence d'un hydrodynamisme fluviatile.

Le reste de la faune marine (fragments de bryozoaires, échinodermes, ...) confirme un milieu marin à phénomènes de transport marqués.

La présence de petits mammifères terrestres (rongeur ?) et des Helicidae marque le début d'un environnement strictement continental.
Les indicateurs de paléoclimats ne sont pas très nombreux. On retiendra simplement une faune marine essentiellement de mer chaude (foraminifères, ostracodes). *Gyroidina soldanii*, foraminifère caractéristique des eaux froides, vit dans des milieux profonds et est certainement transporté depuis le large vers la côte par des tempêtes, surtout qu'on le retrouve dans les dépôts d'une barre d'embouchure (CdL9, MW10, CdL10).

Dans les Marnes rouges et les marnes « oeningiennes », la présence de quartz bipyramidés authigènes caractérisent des milieux en partie évaporitiques (MOJON, 1985).

### 3.2.6 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM

#### 3.2.6.1 Tramelan (TR)

A la faveur de la construction d'une villa sur le flanc Nord du synclinal de Tramelan (575.30/230.53), une coupe d'une dizaine de mètres a pu être levée dans des calcaires et marnes de l'« Oeningien ».

Le pendage moyen de couches est de 66/338. Certains bancs calcaires montrent des structures bréchiques ou du moins fracturées.

#### A. Lithofaciès et sédimentologie (Fig. 3-27)

Les lithofaciès sont formés presque exclusivement de calcaires micritiques lacustres (Lm) et de marnes grises-vertes ou noires (Fm). Seuls de rares niveaux très fins de silts (Fsm) viennent s'intercaler (TR32 et 33). Les éléments architecturaux interprétés sont soit des lacs (LAC), soit des dépôts d'une plaine d'inondation s.l. (FF).

Le niveau TR30 présente une particularité par la présence de lentilles de tourbe se démarquant du lithofaciès marneux les piégeant. Ces dépôts tourbeux représentent des reliques d'un paléosol (PS).

Certains niveaux marneux contiennent de petits intraclastes anguleux de calcaires lacustres. On les retrouve toujours au sommet des

bancs. On pourrait se demander si la série n'est pas inversée, mais je n'ai pas vraiment d'arguments pour l'affirmer. Si c'est le cas, ces intraclastes seraient alors probablement inféodés à la mise à l'érosion et au démantèlement de calcaires lacustres lors d'assèchements de la plaine d'inondation. Ils seraient par la suite incorporés dans des dépôts palustres, lorsque le niveau des nappes phréatiques remonte et que la région devient plus humide.

En lames minces, les calcaires micritiques lacustres sont riches en bioclastes d'ostracode, de gastéropodes et de tiges de charophytes, caractérisant une porosité moldique. Ces microfaciès sont très proches de ceux décrits par PICOT *et al.* (1999) et PICOT (2002) pour les Calcaires delémontiens de la coupe de Courfaivre (588.80/242.00).

#### B. Paléontologie

Tout comme les lames minces, les lavages ont révélé une faune et une flore composées essentiellement de charophytes, d'ostracodes et de gastéropodes (Tab. 3-21). On notera tout de même la présence d'otolithes dans le niveau TR1.

<figure><img src="image_132.png" /><figcaption>Fig. 3-27 Coupe de Tramelan (TR).</figcaption></figure>
<table><caption>Tab. 3-21 Liste des fossiles de Tramelan (TR) (✓ présent).</caption><thead><tr><th>Fossiles / Echantillons</th><th>TR1</th><th>TR9</th><th>TR11</th><th>TR12</th><th>TR13</th><th>TR15</th><th>TR27</th><th>TR30</th><th>TR32</th><th>TR33</th><th>TR34</th><th>TR36</th><th>TR38</th></tr></thead><tbody><tr><td><strong>Flora</strong></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Chara sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Chara microcera notata</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Chara notata</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Nitellopsis (Tectochara) ginsburgi</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td><strong>Invertebrata</strong></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</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><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Gasteropoda ind.</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td><strong>Ostracoda</strong></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Fabaeformiscandona<br>cf. balatonica</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Candona sp.</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Pseudocandona sp.1</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Pseudocandona sp.2</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Pseudocandona<br>cf. steinheimensis</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Dolerocypris sp.</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Paralimnocythere<br>cf. rostrata</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Darwinula sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td><strong>Poissons</strong></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Gobius latiformis</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Palaeoleuciscus sp.</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

### Charophytes

L'association des charophytes est caractéristique des milieux lacustres de l'OSM. Elle n'est d'aucune utilité pour la biostratigraphie.

### Ostracodes

Fabaeformiscandona cf. balatonica: espèce que l'on trouve encore dans l'actuel. D'après LÖFFLER & DANIELOPOL (1978) et MEISCH (2000), Fabaeformiscandona balatonica affectionne les plans d'eau temporaires de faible profondeur et la zone littorale des lacs. Elle a été récoltée également dans quelques rivières.

Dolerocypris sp.: formes nageuses qui affectionnent les zones riches en végétation (JANZ, 1997).

Paralimnocythere cf. rostrata: les Limnocythere actuels sont des formes lacustres littorales.

Pseudocandona cf. steinheimensis: cette espèce vit dans la zone littorale et la partie supérieure de la zone sublittorale (environ de 0 à 4-5 m de profondeur) de plans d'eau stables.

Les Pseudocandona sont tous des formes juvéniles, similaires à celles récoltées au Nebelberg (voir 3.2.6.3 Nebelberg (NB)).

Darwinula sp.: les formes actuelles du genre sont littorales. Elles vivent à des profondeurs comprises

entre 0 et 10m, dans des eaux douces à peu saumâtres (jusqu'à 15‰). PICOT (2002) donne des caractéristiques mésohalines, thermoeuryplastiques, oligorhéophiles pour l'espèce Darwinula stevensoni. Il la décrit comme une forme rampante sur des substrats sableux à vaseux. On la trouve dans des lacs ainsi que dans des mares temporaires. CARBONNEL et al. (1985) attribuent à Darwinula sp. une paléoprofondeur allant de 0 à 2m.

### Otolithes

Gobius latiformis (espèce nettement dominante dans cet affleurement de Tramelan) et Palaeoleuciscus sp. sont des formes typiques des plans d'eau calme rencontrés dans l'OSM, comme à la localité de Wannenwaldtobel en Allemagne (SACH et al., 2003).

### C. Biostratigraphie

Les calcaires « oeningiens » de Tramelan n'ont jamais été datés précisément. KÄLIN (1993) propose un intervalle MN5-7, juste après le retrait de l'OMM. L'otolithe Gobius latiformis est une espèce caractéristique de la zone OT-M5 et surtout OT-M6, qui correspondent aux zones à mammifères MN5-8. Cependant ces calcaires ne sont certainement pas plus jeunes que les calcaires « oeningiens » du Locle datés des zones MN6 jeune et MN7 (voir 2.2.4 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM). De plus dans cette partie Ouest du synclinal de Tramelan-Tavannes-Court, les dépôts de Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM ne sont
pas présents (voir **2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**). Les calcaires « oeningiens » de Tramelan surmontent directement des niveaux conglomératiques et sableux attribués au Poudingue polygénique et aux Sables à galets généralement datés de la zone MN4, peut-être base de la zone MN5 (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM**). Pour toutes ces raisons, il semble approprié d'attribuer un âge MN5-6 et plus probablement MN6, vu la dominance des *Gobius latiformis*, à cette localité de Tramelan.

## D. Paléoécologie et paléoenvironnement

### Message environnemental

Cette série caractérise une monotonie d'environnements lacustres francs, lacustres éphémères et palustres, passant de l'un à l'autre inlassablement. Des périodes d'assèchement mettant à l'érosion des calcaires lacustres et des périodes où le développement de sols est possible sont également supposées. On retrouve ainsi un environnement lacustro-palustre sans véritable système de drainage, tel celui décrit pour la coupe PMO (voir **3.2.2.1 Pavillon-Moutier (PMO)** et Fig. 3-12). Ces alternances de milieux lacustro-palustro-terrestres sont probablement liées en partie aux fluctuations des nappes phréatiques. Un climat à contraste saisonnier au niveau de l'humidité est suggéré.

### Taphonomie, paléoécologie et paléoclimats

Toutes les faunes semblent en place et ne présentent pas de phénomène de transport important.

Les otolithes du niveau TR1 caractérisent des plans d'eau calme.

Les faunes d'ostracodes sont majoritairement des formes lacustres littorales ou de plans d'eau temporaires. Les associations plaident pour des milieux peu profonds, de 0 à 3-4m de profondeur maximale. *Dolerocypris* (phytophile) indiquent probablement une riche végétation aquatique, alors que *Darwinula* sp. et *Candona* sp., formes rampantes, parlent en faveur d'un milieu oligotrophe.

Aucun indice paléontologique ne donne de caractéristiques paléoclimatiques.

### 3.2.6.2 Pré Golat Centre (PGC)

Sur le flanc Nord de la colline du Golat (590.75/232.35) un petit affleurement de calcaires « oeningiens » a été mis au jour grâce aux eaux de ruissellement. Un petit profil de 2m a été levé. Il devrait stratigraphiquement se situer juste au-dessus des Sables à galets du Vélé (voir **2.2.2 Groupe des Conglomérats & Grès de l'OMM**) et latéralement

à des sables fluviatiles de la Glimmersandschüttung (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung**). Les conditions d'afflurement ne sont pas optimales, des eaux de ruissellement ayant en partie contaminées les échantillons.

## A. Lithofaciès et sédimentologie (Fig. 3-28)

L'assemblage des lithofaciès présente exclusive-ment des niveaux marneux et marno-calcaires (Fm) gris sombre. Les éléments architecturaux dominants sont des dépôts de plaine d'inondation s.l. (FF), vraisemblablement à affinités lacustres (LAC).

## B. Paléontologie

Les lavages ont révélé une faune et une flore composées essentiellement de charophytes, d'ostracodes, d'otolithes et de gastéropodes (Tab. 3-22).

<table><caption>Tab. 3-22 Liste des fossiles de Pré Golat Centre (PGC) (✓ présent).</caption><thead><tr><th colspan="2">Fossiles / Echantillons</th><th>PGC 1</th><th>PGC 2</th><th>PGC 3</th><th>PGC 4</th><th>PGC 5</th><th>PGC 6</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="7">Flora</td><td>Chara sp.</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td>Chara gr. microcera notata</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Nitellopsis (Tectochara) ginsburgi</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Nitellopsis (Tectochara) ? meriani</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td>Sphaerochara sp.</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Lychnothamnus sp.</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Invertebrata Mollusca ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Gasteropoda ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td rowspan="2">Ostracoda</td><td>Pseudocandona sp.1</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Pseudocandona sp.2</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td rowspan="3">Poissons</td><td>Gobius latiformis</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Gobius sp.</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td>cf. Palaeoesox sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td></tr></tbody></table>

### Charophytes

Tous les niveaux échantillonnés contiennent des charophytes. Ces dernières sont caractéristiques des milieux lacustres de l'OSM, mais d'aucune utilité pour la biostratigraphie.

### Ostracodes

Chaque niveau échantillonné contient des contaminations actuelles (*Psychrodromus fontinalis*), probablement transportées par les eaux de ruissellement.
Les *Pseudocandona* sont tous des formes juvéniles, similaires à celles récoltées au Nebelberg (voir **3.2.6.3 Nebelberg (NB)**).

### Otolithes

Les otolithes sont assez rares dans cette coupe. *Gobius* sp. et surtout *Gobius latiformis* indiquent un plan d'eau calme et surtout précise la biostratigraphie de cette localité. Par contre cf. *Palaeoesox* sp. est caractéristique d'un milieu fluviatile, ce qui bien évidemment ne correspond pas du tout aux lithofaciès du profil. Cependant la détermination n'est pas certaine (REICHENBACHER, comm. écrit.) et un transport par les eaux de ruissellement est possible. Cette forme pourrait être issue des sables fluviatiles que l'on peut retrouver latéralement (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung**).

### C. Biostratigraphie

Les calcaires « oenigiens » du Golat, tout comme ceux de Tramelan (voir **3.2.6.1 Tramelan (TR)**), n'ont jamais été datés précisément. La présence de *Gobius latiformis* indique les zones OT-M5 (MN5) et surtout OT-M6 *Gobius latiformis* (MN6-8). Les Sables à galets du Vélé situés juste en dessous, ne doivent probablement pas être plus jeune que MN5 (voir **2.2.2 Groupe des Conglomérats & Grès de l'OMM**). Ainsi la coupe PGC qui semble les surmonter devrait appartenir aux zones MN5-6.

### D. Paléoécologie et paléoenvironnement

#### Milieu de dépôt

Cette coupe matérialise un environnement palustre à lacustre éphémère. Contrairement à Tramelan (voir **3.2.6.1 Tramelan (TR)**), la zone ne semble pas connaître véritablement de périodes sèches. La proximité du Glimmersandschüttung pourrait expliquer cette différence.

Cependant de telles conclusions ne peuvent se déduire d'un affleurement aussi modeste.

Finalement d'une manière générale, le paléoenvironnement interprété reste typique des milieux lacustres de l'OSM et encore une fois, le modèle utilisé pour les Calcaires delémontiens lui correspond bien (Fig. 3-12).

#### Taphonomie, paléoécologie et paléoclimats

L'essentiel de la faune tertiaire semble en place, excepté pour cf. *Palaeoesox* sp., qui ne correspond pas à l'environnement interprété.

La faune (charophytes, ostracodes, gastéropodes, otolithes) est typique des milieux palustro-lacustres. La proximité d'un système de drainage (Glimmersandschüttung ?) pourrait être suggéré par la présence de cf. *Palaeoesox* sp..

#### **3.2.6.3 Nebelberg (NB)**

La région du Nebelberg est une des zones les plus intéressantes recoupées par les travaux du Gazoduc TRG3. Elle concerne essentiellement la Formation du Süsswasserkalk von Nebelberg, connue depuis déjà près de 80 ans (voir **2.2.4 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM**). KÄLIN (1993) et KÄLIN & ENGESSER (2001) donnent une révision biostratigraphique complète de ces dépôts grâce au gisement à micromammifères du Nebelbergweg (613.07/250.24). Ils datent ce dernier de la zone MN9, c'est-à-dire le plus jeune affleurement de Suisse daté par micromammifères. La nouvelle coupe NB (613.40/250.65) permet non seulement de présenter un profil complet de cette formation sur plus de 30m et de confirmer cet âge MN9, mais révèle pour la première fois en Suisse des restes de *Microtocricetus molassicus* (localité Nebelberg TGL III de KÄLIN & KEMPF, 2002).

Le profil s'étale le long du Gazoduc TRG3 sur plus d'un kilomètre. Lors de l'avancement des travaux 11 coupes ont été levées afin de recouvrir toute la zone. Il faut en distinguer deux secteurs différents, à savoir les coupes à l'Ouest (NBI et NBX) et les coupes à l'Est (NBII à NBIX et NBXI) de la route secondaire d'Engi. A la hauteur de cette route, les travaux ont touché les niveaux stratigraphiques les plus bas, cependant il est impossible de corréler ces deux secteurs banc par banc. Il est à noter que le versant traversé par la tranchée du gazoduc TRG3 est en glissement au moins superficiel, peut-être profond en tassement, d'où des valeurs de pendage changeantes et de possibles chevauchements (Fig. 3-29).

<figure><img src="image_133.png" /><figcaption>Fig. 3-28 Coupe du Pré Golat Centre (PGC).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_134.png" /><figcaption>Fig. 3-29 Situation géographique et géologique des coupes du Nebelberg (NB).</figcaption></figure>

A. Lithofaciès et sédimentologie (Fig. 3-30)

Les coupes NBI et NBX constituent le meilleur
profil du site. Les lithofaciès des dix premiers
mètres sont constitués de niveaux de fines (Fm) à
galets divers possibles (galets du Malm local, galets
exotiques et concrétions calcaires) et de niveaux de
sable fin à moyen (Sm) décimétriques à métriques.
Les huit mètres suivants montrent des alternances de
lithofaciès marneux, marno-sableux et marno-calcaires
(Fm, Fsm), dont certains contiennent de nombreuses
concrétions calcaires. Les quinze derniers mètres
présentent essentiellement des niveaux marno-calcaires
à intercalations argileuses. Seuls entre les mètres 19 et
23 du profil certains niveaux présentent des lithofaciès
plus typés de calcarénite (Lc) ou de sable (Sm) à base
érosive et ravinante, soulignée par des galets calcaires
de Malm. Ces niveaux caractérisent respectivement un
lac clairement établi (LAC) et le lit d'un petit chenal
(CH). Les autres éléments architecturaux interprétés

appartiennent en majorité à des dépôts d'une plaine
d'inondation s.l. (FF). Les couleurs des sédiments
de cette plaine d'inondation sont changeantes et
témoignent des variations des niveaux d'eau dans le sol.
Cependant une dominance du gris, du gris-vert et du
noir s'observe clairement. Il semblerait que le sol soit la
plupart du temps gorgé d'eau. Mais on ne peut exclure
un phénomène diagénétique à cette acquisition des
couleurs. Les nombreuses traces racinaires observées
pourraient suggérer des périodes proches de l'émersion.
Les accumulations de concrétions calcaires de certains
niveaux marneux ou argileux correspondraient à
des démantèlements de sols contemporains. Les
lithofaciès à dominance calcaire reflèteraient des
milieux à influence lacustre (LAC), peut-être des
étangs (« ponds »). La série de lithofaciès sableux de
la partie inférieure du profil ne montre aucun caractère
chenalisant (base érosive et ravinante, galets mous, ...).
Il s'agirait plutôt de dépôts d'inondation en nappe ou
de débordement du type « crevasse splay » (CS, LS).
<figure><img src="image_135.png" /><figcaption>Fig. 3-30 Coupes du Nebelberg (NB).</figcaption></figure>
La coupe NBXI est représentée par un banc conglomératique isolé à matrice sableuse dominante (Gmm), caractéristique de flot de débris gravitaires (SG). Les galets, tous subarrondis, sont des calcaires du Malm local et des galets exotiques (granite, syénéite ?, ...). Ce niveau pourrait être assimilé à un dépôt des Juranagelfluh des Beckens von Laufen, de même peut-être que les niveaux sableux de la coupe NBX.

Les coupes NBII à NBIX présentent les mêmes types de lithofaciès (Fm, Fsm, Sm) et d'éléments architecturaux (FF, CH, LAC) que la coupe NBI. Cependant les niveaux lacustres stricts (LAC) sont bien mieux marqués. On retrouve notamment des calcaires micritiques à bioclastes (Lm), dont certains montrent une épaisseur de plus de 2m. Le problème de ces soupes à l'Est de la route cantonale réside dans les nombreux phénomènes de glissement et/ou de tectonique, qui ne permettent pas d'observer un profil clair.

Dans des remblais liés aux travaux du Gazoduc TRG3, des blocs de Poudingue polygénique ont été récoltés. Ils présentent des galets centimétriques subarrondis sans tris, une matrice dominante (« mud supported ») argilo-calcaire rouge oxydée à foraminifères et de fréquents fragments d'huîtres. Il ne fait aucun doute que ces blocs appartiennent aux dépôts de l'OMM, mais malheureusement nous n'avons jamais pu les observer en place. Cependant ils confirment la présence du Poudingue polygénique dans ce secteur du synclinal de Laufon (voir **2.2.2 Groupe des Conglomérats & Grès de l'OMM**).

## B. Paléontologie

La plupart des lavages effectués ont présenté des restes de coquilles, essentiellement de gastéropodes. On retrouve aussi régulièrement des restes de mammifères, des dents de poissons, des ostracodes et des charophytes. Les niveaux BE1, 2, 2bis et DK1 ont été échantillonné dans le but précis de recherche de micromammifères par le Musée d'Histoire Naturelle de Bâle (NHMBasel) (Tab. 3-23).

### Charophytes

Les quelques charophytes récoltées sont caractéristiques des milieux lacustres de l'OSM, mais d'aucune utilité pour la biostratigraphie.

### Gastéropodes

Pratiquement tous les lavages ont révélé des fragments de gastéropodes. Les formes observées représentent des Helicidae, des Planorbidae et des Lymnaeidae reflétant parfaitement l'environnement fluvio-palustro-terrestre de ces dépôts.

### Ostracodes

Les formes d'ostracodes sont représentées par deux espèces, toujours juvéniles, de *Pseudocandona*, *Pseudocandona* sp.1 et *Pseudocandona* sp.2, dont la différence réside dans la longueur et l'ornemention de la valve, et par *Ilyocypris* sp..

*Pseudocandona* est un genre qui semble pouvoir supporter des eaux légèrement salines (entre 3 et 10‰). Les *Ilyocypris* se rencontrent à des profondeurs très variées tant dans des lacs que dans des étangs et des rivières et sont rhéoeuryplastiques. Ils peuvent supporter des eaux saumâtres et vivent généralement dans des eaux chaudes.

### Poissons

Le seul reste de poisson déterminable est une dent de Cyprinidae (NBVII.2), appartenant probablement à un genre du groupe des carpes (JOST, comm. écrit.).

### Mammifères

Une importante faune de micromammifères a été découverte dans les niveaux BE2, DK1 et NBI.13. Les résultats taxinomiques de ces découvertes ont une importance essentielle pour la biostratigraphie et sont sujets à une future publication. Je signale tout de même la découverte pour la première fois en Suisse de *Microtocricetus molassicus* (KÄLIN & KEMPF, 2002).

## C. Biostratigraphie

La découverte de *Microtocricetus molassicus* dans le niveau DK1 (Fig. 3-30) permet d'attribuer la nouvelle localité du Nebelberg (NB) à la zone à mammifère MN9. De plus ce gisement correspond à la nouvelle zone mammalienne suisse Nebelberg TGL III (KÄLIN & KEMPF, 2002).

## D. Paléoécologie et paléoenvironnement

### Les minéraux lourds (Tab. 3-24)

Les analyses de minéraux lourds ont été faites sur 4 échantillons. Le Tab. 3-24 montre les résultats de ces analyses en y incorporant également les échantillons du Nebelberg (613.80/250.56) et de Vermes-Strommast (604.07/242.04) de KÄLIN (1993).

Toutes les analyses présentent un même spectre dominé par le Grenat et le Zircon. La Tormaline (7% à 16%), la Staurotide (2% à 8%) et le groupe Epidote-Zoisite (2% à 13%) sont toujours présents dans des téneurs significatives, mais jamais dominantes. Ils sont interprétés comme caractéristiques du Juranagelfluh
<table><caption>Tab. 3-23 Liste des fossiles du Nebelberg (NB) (✓ présent).</caption><thead><tr><th colspan="2">Fossiles / Echantillons</th><th>NBI.2b</th><th>NBI.5-6</th><th>NBI.7</th><th>NBI.8</th><th>NBI.10</th><th>NB.I.11</th><th>NBI.13</th><th>NBI.17</th><th>DK1</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="3">Flora</td><td>Traces racinaires</td><td></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><td></td></tr><tr><td>Charophyta ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="4">Invertebrata</td><td>Mollusca ind.</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td>Gasteropoda ind.</td><td></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><td></td></tr><tr><td>Planorbidae</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Lymnaeidae</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>Pseudocandona sp.2</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td>Poissons</td><td>Poissons ind.</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">Mammalia</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>Artiodactyla ind.</td><td></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><td></td></tr><tr><td rowspan="2">Fossiles / Echantillons</td><td></td><td>BE1</td><td>BE2</td><td>BE2bis</td><td>NBII.0</td><td>NBII.1</td><td>NBIII.1</td><td>NBIV.1</td><td>NBV.2</td><td>NBV.4</td></tr><tr><td>Traces racinaires</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></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">Invertebrata</td><td>Mollusca ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td>Gasteropoda ind.</td><td>✓</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><td></td></tr><tr><td>Lymnaeidae</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Pseudocandona sp.2</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Poissons</td><td>Poissons ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="2">Mammalia</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>Rodentia ind.</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="2">Fossiles / Echantillons</td><td></td><td>NBV.6</td><td>NBV.8</td><td>NBV.10a</td><td>NBV.10</td><td>NBIII.0</td><td>NBV.11</td><td>NBVI.1</td><td>NBV1.3</td><td>NBVI.5</td></tr><tr><td>Traces racinaires</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td></tr><tr><td></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></td><td>Chara sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Chara gr. notata</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td rowspan="6">Invertebrata</td><td>Mollusca ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td></tr><tr><td>Gasteropoda ind.</td><td>✓</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><td></td></tr><tr><td>Planorbidae</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Lymnaeidae</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Pseudocandona sp.1</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td></td><td>Ilyocypris sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Poissons</td><td>Poissons ind.</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="2">Fossiles / Echantillons</td><td></td><td>NBVI.6</td><td>NBVI.7</td><td>NBVI.11</td><td>NBVI.12</td><td>NBVII.1</td><td>NBVII.2</td><td>NBIX.2</td><td>NBX.1</td><td>NBXI.1</td></tr><tr><td>Traces racinaires</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Fruit ind.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td></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></td><td>Chara sp.</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Chara gr. notata</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Lychnothamnus sp.</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Nitellopsis (Tectochara) sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="4">Invertebrata</td><td>Mollusca ind.</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td>✓</td></tr><tr><td>Gasteropoda ind.</td><td></td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Planorbidae</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Lymnaeidae</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="2">Ostracoda</td><td>Pseudocandona sp.1</td><td>✓</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Ilyocypris sp.</td><td>✓</td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Poissons</td><td>Poissons ind.</td><td></td><td></td><td>✓</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>Cyprinidae ind.</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></tr></tbody></table>
<table><caption>**Tab. 3-24** Minéraux lourds des coupes du Nebelberg (NB) : 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>NBI.21</td><td>41</td><td>0</td><td>0</td><td>11</td><td>4</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>25</td><td>12</td><td>1</td><td>4</td><td>2</td></tr><tr><td>NB.III.2</td><td>28</td><td>0</td><td>0</td><td>6</td><td>8</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>36</td><td>9</td><td>1</td><td>3</td><td>9</td></tr><tr><td>NBX.7</td><td>42</td><td>0</td><td>0</td><td>13</td><td>3</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>18</td><td>16</td><td>0</td><td>5</td><td>3</td></tr><tr><td>NBXI.3</td><td>43</td><td>1</td><td>0</td><td>11</td><td>4</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>30</td><td>11</td><td>0</td><td>5</td><td>0</td></tr><tr><td>Nebelberg</td><td>37</td><td>0</td><td>0</td><td>2</td><td>6</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>42</td><td>10</td><td>1</td><td>0</td><td>1</td></tr><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></tbody></table>

des Beckens von Laufen, le Basler Juranagelfluh ne présentant pratiquement plus d'Epidote-Zoisite et le Vogesenschüttung montrant des teneurs en Staurotide plus élevées.

### Milieu de dépôt

Les lithofaciès et les éléments architecturaux déterminés présentent un classique environnement lacustro-palustre d'une vaste plaine d'inondation, encore une fois probablement assez proches des environnements décrits pour les Calcaires delémontiens de la coupe Pavillon-Moutier (Fig. 3-12). Les véritables lacs sont rarement clairement établis et l'on observe plus souvent des étangs ou de vagues flaques peu profondes. Des sols ont probablement pu de développer par période, mais la zone régulièrement gorgée d'eau a empêché leur préservation.

La base du profil montre une influence fluviatile plus présente, soit par de vastes inondations qui auraient pu ensabler toute la région, soit par un système de rivière tressée, probablement originaire du Massif de la Forêt Noire (voir *Minéraux lourds*, ci-dessus).

### Taphonomie, paléoécologie et paléoclimats

Les ostracodes du Nebelberg ne sont pas très parlants. Cependant les formes déterminées montrent des aptitudes à vivre dans des eaux légèrement salées ou saumâtres et préférentiellement chaudes. On pourrait se poser la question de l'existence de plans d'eau très minéralisée par l'évaporation.

### 3.2.7 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung

#### 3.2.7.1 La Lovère (LOVI et LOVII)

Deux petites coupes ont été levées au Nord du lieu dit La Lovère, à la faveur d'affleurements liés aux affluents de la Rouge Eau. Les localités LOVI

(586.90/244.48) et LOVII (586.62/245.10) correspondent respectivement à environ 6m et 1m de sables et conglomérats, typiques des Vogesen Sande un Schotter des Bois de Raube (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung**).

#### A. Lithofaciès et sédimentologie (Fig. 3-31)

LOVI présente à sa base des niveaux de fines argileux et argilo-sableux (**Fm**, **Fsm**). Sa partie supérieure ne montrent plus qu'une dominance des niveaux sableux (**Sm**), avec quelques intercalations de passés conglomératiques à séquences de « fining up »(Gcg). Aucune structure sédimentaire n'a pu être observée. Les couleurs varient entre le gris, le gris-vert et le rouge ocre. Les niveaux plus grossiers contiennent des galets divers locaux et vosgiens présentant des diamètres moyens d'environ un centimètre. Les éléments architecturaux interprétés sont des fines de la plaine d'inondation s.l. (FF) pour la base du profil, et une accumulation de barres tantôt sableuses, tantôt graveleuses pour le sommet (SB, GB).

LOVII présente sur moins d'un mètre de dépôt des alternances de niveaux conglomératiques et sableux à nombreuses variations latérales (Gcm, Gch, Sh, Sp). Les niveaux conglomératiques présentent des « clast supported » à matrice sableuse ou marneuse. Ils sont tous constitués de divers galets locaux et vosgiens, subarrondis à arrondis, dont le diamètre varie de moins d'un centimètre à deux trois centimètres. La couleur dominante est le rouge ocre. Les limites des couches sont souvent érosives. Les géométries observées montrent des éléments architecturaux canalisés (CH) à structures sédimentaires de remplissage (« planar crossbedding » et « horizontal bedding »).

#### B. Paléontologie

Les quelques lavages effectués se sont révélés très pauvres. On dénote essentiellement des fragments de coquilles, dont quelques gastéropodes et petits bival-
La Lovère (LOVI)
(586.90/244.48)

<figure><img src="image_136.png" /></figure>

La Lovère (LOVII)
(586.62/245.10)

<figure><img src="image_137.png" /><figcaption>Fig. 3-31 Coupes de La Lovère (LOV).</figcaption></figure>

ves (type *Pisidium*, probablement actuel), quelques
fruits indéterminables et de rares ostracodes.

La seule forme déterminable d'ostracode est un *Ilyocypris* sp. du niveau LOVII.3. L'écologie de cette espèce est décrite dans le chapitre consacré à la coupe NB (voir **3.2.6.3 Nebelberg (NB)**).

Parmi les fragments de gastéropodes, j'ai pu obser-
ver un Helicidae ind..

C. Biostratigraphie

Aucune nouvelle donnée biostratigraphique n’est disponible. KÄLIN (1997a) date le Membre du Bois de Raube de la Formation du Bois de Raube de la zone MN7 (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung**).

D. Paléoécologie et paléoenvironnement

Les minéraux lourds (Tab. 3-25)

Deux échantillons des coupes de La Lovère ont été
analysés pour les minéraux lourds et comparés aux
analyses d’échantillons de la coupe du Bois de Raube
13 (585.19/246.40) et du Montchaibeux (593.42/
242.77) de KÄLIN (1993).

L'influence du Vogesenschüttung dans les dépôts du Membre du Bois de Raube est clairement démontrée par les contenus en galets (KÄLIN, 1993 et 1997).

Le spectre de minéraux lourds caractéristique des
Vosges dans le Bois de Raube et au Montchaibeux
montre généralement une dominance de Grenat et
du Zircon, ainsi qu'une présence stable du groupe
Epidote-Zoisite et de la Tourmaline. L'échantillon
LOVI.2 reflète très bien cette définition. Par contre
l'échantillon LOVII.4 se différentie par une teneur du
groupe Epidote-Zoisite particulièrement forte (37%)
et une teneur en Zircon peut-être un peu faible, comme
l'on peut l'observer sur des échantillons sélectionnés
dans des sables du Glimmersandschüttung. Cependant
la position des coupes de La Lovère semble vraiment
trop nordique pour y voir une influence de ce système
de drainage. J'interprète tout de même le spectre de
LOVII.4 comme inféodé aux apports du Vogesens-
chüttung.

Milieu de dépôt

Le « fining-up » et l'épaisseur des couches im-
pliquent un remplissage de chenaux peu profonds.
La granulométrie (max. 2-3cm) indiquent des dépôts
<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>LOVI.2</td><td>33</td><td>0</td><td>0</td><td>9</td><td>5</td><td>3</td><td>0</td><td>0</td><td>35</td><td>7</td><td>2</td><td>4</td><td>2</td></tr><tr><td>LOVII.4</td><td>35</td><td>0</td><td>&lt;1</td><td>37</td><td>1</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>11</td><td>6</td><td>0</td><td>4</td><td>6</td></tr><tr><td>Bois de Raube moyenne</td><td>36</td><td>0</td><td>&lt;1</td><td>5</td><td>11</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>26</td><td>11</td><td>5</td><td>4</td><td>&lt;1</td></tr><tr><td>Bois de Raube 13/13</td><td>27</td><td>0</td><td>1</td><td>7</td><td>12</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>38</td><td>10</td><td>4</td><td>2</td><td>1</td></tr><tr><td>Bois de Raube 13/32</td><td>41</td><td>0</td><td>2</td><td>5</td><td>11</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>27</td><td>5</td><td>5</td><td>3</td><td>2</td></tr><tr><td>Montchaibeux moyenne</td><td>42</td><td>0</td><td>0</td><td>11</td><td>10</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>22</td><td>12</td><td>2</td><td>5</td><td>0</td></tr></tbody></table>

**Tab. 3-25** Minéraux lourds des coupes de La Lovère (LOVI, LOVII), du Bois de Raube et du Montchaibeux : 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.

somme toute assez distaux. L'assemblage de chenaux surimposés (LOVII), la variété de barres sableuses et graveleuses et la probable absence de flots de débris gravitaires semblent caractéristiques d'une rivière tressée peu profonde à gravier (modèle 2, « Shallow, Gravel-Bed Braided River » de MIALL, 1996). Cependant la géométrie chenalisée observée sur plusieurs niveaux de la coupe LOVII pourrait suggérer plutôt une rivière graveleuse divagante peu profonde (modèle 4, « Gravel-Bed, Wandering River » de MIALL, 1996). Ce type de rivière est un intermédiaire entre la classique rivière tressée (faible sinuosité et chenaux multiples) et la classique rivière méandriforme (forte sinuosité et chenal unique). La Fig. 3-32 propose un modèle du milieu de dépôt de La Lovère.

### 3.2.7.2 Etang de Bonfol (EBN et EBS)

De part et d'autre de l'Etang de Bonfol deux profils ont été levés dans les dépôts sableux du Membre d'Ajoie de la Formation du Bois de Raube. Les localités EBN (578.90/258.00) et EBS (579.15/257.60) présentent respectivement environ 2m et 6m de niveaux sableux, typiques des Vogesen-Schotter und –Sande von Charmoille (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juragnagelfluh & Glimmersandschüttung**).

<figure><img src="image_138.png" /><figcaption>**Fig. 3-32** Paléoenvironnement de La Lovère (LOV), et de l'Etang de Bonfol (EBN, EBS).</figcaption></figure>

## A. Lithofaciès et sédimentologie (Fig. 3-33)

EBN présente une succession de niveaux conglomératiques et sableux à géométrie chenalisante et séquence de « fining-up » (Sm, Gcg). Plus rarement on peut observer quelques dépôts de fines (Fsm, Fm) d'une plaine d'inondation s.l. (FF). Les niveaux conglomératiques montre des galets de granulométrie inférieure à un centimètre, leur base est parfois soulignée par de galets mous et leur sommet passe graduellement à des niveaux sableux. Aucun galet mésozoïque local n'a été observé, comme le signale KÄLIN (1993, 1997). Ils sont interprétés comme des chenaux surimposés (CH). Les autres niveaux sableux semblent représenter plutôt des bancs de sables fluviales tiles (SB).

EBS présente le même type de dépôts à « fining-up » chenalisés que EBN (Gcg, Gcm, Sm, Sp). Les limites inférieures des couches sont régulièrement marquées par des lignées de galets mous et certains niveaux sableux font apparaître des stratifications planes obliques marquant des progradations latérales de chenaux (LA). Certains dépôts de remplissage de chenal peuvent également montrer des « coarse-nig-up » (Gci) reflétant des changements rapides d'hydrodynamisme. Ces dépôts représentent comme pour EBN essentiellement des chenaux surimposés (CH). Les autres niveaux sableux et conglomératiques représentent des barres graveleuses (GB) et des barres sableuses (SB). Certains niveaux chenalisés montrent latéralement des passages à des fines (Fsm), caractéristiques des remplissages de bras mort ou de lits abandonnés (FF(CH))

## B. Paléontologie

Tous les lavages effectués se sont révélés stériles. Seuls quelques fragments de bois fossiles (EBN4, EBN12) et un *Stratiotes* sp. (EBN4) ont été récoltés.
## Etang de Bonfol Nord (EBN)
(578.90/258.00)

<figure><img src="image_139.png" /></figure>

## Etang de Bonfol Sud (EBS)
(579.15/257.60)

<figure><img src="image_140.png" /><figcaption>Fig. 3-33 Coupes de l'Etang de Bonfol (EBN et EBS).</figcaption></figure>

### C. Biostratigraphie

Aucune nouvelle donnée biostratigraphique n'est disponible. KÄLIN (1993, 1997) date le Membre d'Ajoie de la Formation du Bois de Raube de la zone MN9 grâce aux macromammifères du gisement de Charmoille (*Hippotherium primigenium*, *Aceratherium incisivum*, *Dicerorhinus sansaniensis*) et de Lugnez (*Hippotherium primigenium*, *Aceratherium incisivum*) (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung, 5 - Rhinocerotoidea**).

### D. Paléoécologie et paléoenvironnement

#### Les minéraux lourds (Tab. 3-26)

Les échantillons sélectionnés pour les analyses de minéraux lourds proviennent des coupes de l'Etang de Bonfol (EBN, EBS), de l'ancienne sablière de Charmoille (582.24/252.94) et de Lugnez (574.80/259.40). Les résultats de cette dernière localité ont été tirés des travaux de KÄLIN (1993, 1997) et de LINIGER (1967).

L'influence du Vogesenschüttung dans les dépôts du Membre d'Ajoie diffère de celle du Membre du Bois de Raube tant par les contenus en galets que par les spectres de minéraux lourds (KÄLIN, 1993 et 1997).

Le spectre de minéraux lourds montre une dominance claire du Zircon (50% à 78%) dans tous les échantillons. Le Grenat est toujours présent, mais dans des teneurs très faibles (2% à 5%). Le groupe Epidote-Zoisite reste plus ou moins stable par rapport aux analyses du Bois de Raube et du Montchaibeux, bien qu'à Lugnez on n'en retrouve plus que 1%. La Tourmaline semble en légère hausse (18% à 24%), excepté encore une fois dans l'échantillon de Lugnez (6%). On pourrait se poser la question d'une augmentation des teneurs en Zircon au détriment du Grenat, du groupe Epidote-Zoisite et de la Tourmaline, inféodée à la biostratigraphie. Cependant aucune preuve paléontologique ne prouve un âge plus jeune à Lugnez qu'à Charmoille, sauf peut-être l'absence de *Dicerorhinus sansaniensis* (voir **5 - Rhinocerotoidea**).

#### Milieu de dépôt

Les dépôts sableux de l'Etang de Bonfol représentent le même environnement fluviatile interprété à La Lovère, à savoir un système de rivière divagante peu profonde à gravier (voir **3.2.7.1 La Lovère (LOVI et LOVII)** et Fig. 3.32). Cette interprétation est encore renforcée par la présence de dépôts d'accrétion et par des géométries chenalisées plus fréquentes et mieux marquées.

Cependant bien que l'Etang de Bonfol ait une localisation plus proximale du Vogesenschüttung que la Lovère, sa granulométrie est clairement plus faible. La position de l'Ajoie dans le Jura tabulaire devrait traduire un relief moins prononcé, comme le montre l'absence de galets mésozoïques. KÄLIN (1993) cite notamment la flexure du Mont Terri pour expliquer cette différence. L'âge nettement plus jeune du Membre d'Ajoie pourrait également suggérer une période terminale de l'influence du Vogesenschüttung, se traduisant par un hydrodynamisme moins important. Les analyses de minéraux lourds montrent d'ailleurs clairement des différences dans la nature des apports (voir ci-dessus).
<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>EBN4</td><td>4</td><td>0</td><td>0</td><td>15</td><td>1</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>51</td><td>24</td><td>0</td><td>4</td><td></td></tr><tr><td>EBS2</td><td>2</td><td>0</td><td>0</td><td>5</td><td>7</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>56</td><td>23</td><td>2</td><td>3</td><td>2</td></tr><tr><td>Charmoille</td><td>5</td><td>1</td><td>0</td><td>17</td><td>5</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>50</td><td>18</td><td>4</td><td>0</td><td>0</td></tr><tr><td>Lugnez</td><td>2</td><td>0</td><td>0</td><td>1</td><td>4</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>78</td><td>6</td><td>8</td><td>0</td><td>0</td></tr></tbody></table>

**Tab. 3-26** Minéraux lourds des coupes de l'Etang de Bonfol (EBN et EBS), de Charmoille et de Lugnez : 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.

### 3.2.8 Cailloutis & Argiles post-molassiques

#### 3.2.8.1 Bonfol Décharge (BOD)

Lors d'une visite dans l'ancienne décharge de Bonfol (579.35/259.35) j'ai pu observer environ 6m de dépôts marneux et argileux de couleur grise, rouge et beige. Trois échantillons de sédiments ont été récoltés pour des lavages, malheureusement aucune microfaune n'a été trouvée.

Du point de vue sédimentologique et environnemental, ces dépôts semblent représenter une vaste zone locale marécageuse.

Du point de stratigraphique une information intéressante est donnée par le log des forages effectués dans la zone (BAECHLER, 2004). Ces derniers montrent clairement les dépôts marneux de la décharge, appelés également Weisse Serie ou même Argiles de Bonfol, surmontant la série des Vogesen-Schotter und -Sande von Charmoille (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juragnagelfluh & Glimmersandschüttung**). Ainsi un âge plus jeune que MN9 est fortement suspecté. LINIGER (1970) parlent de cette formation en tant que dépôts pliocènes intercalés dans les Sundgauschotter (MN15 à MN16a ?) et produits par un démantèlement de massifs triasiques situés plus au Nord (Forêt Noire ?). Ainsi un âge pliocène semble se confirmer.

### 3.2.9 Autres affleurements

J'ai regroupé dans ce chapitre tous les affleurements dont les positions litho- et biostratigraphiques sont incertaines.

#### 3.2.9.1 Sur Fedeloi (FED)

Un affleurement de moins d'un mètre de marnes grises et noires a été mis au jour dans le lit d'un affluent du Gabiare, au lieu dit Sur Fédeloi (601.05/241.45).

Quatre échantillons ont été récoltés pour des lavages, dont un (FED3) a révélé une jolie petite communauté de gastéropodes (Planorbidae) et de chaophytes. Ces dernières appartiennent à la zone ungeri ou notata, ce qui correspond au Chattien supérieur. Il semblerait donc que ces dépôts marneux appartiennent au groupe des Calcaires delémontiens (voir **2.1 Les groupes lithostratigraphiques du Paléogène**). De plus une *Lychnothamnus* (Stephanochara) cf. praeberdotensis a été reconnue (BERGER, comm écrit.). Cette dernière pourrait donner un caractère aquitanien à cet affleurement, ce qui n'est pas en contradiction avec la biostratigraphie des Calcaires delémontiens (PICOT *et al.* 1999 ; PICOT, 2002).

#### 3.2.9.2 Les Condémines (COND)

A la faveur de travaux de construction, une petite excavation a permis la mise au jour d'un affleurement particulièrement curieux dans la région des Condémines (593.50/232.50). Il présente, sous une fine couche d'humus, quelques centimètres d'argile brune et beige dont le faciès laisse supposer un dépôt quaternaire. Cependant sur quatre petits lavages effectués, deux (COND1, COND2) ont révélé des foraminifères recristallisés (Borelis sp., Lenticulina sp., Lenticulina inornata), trois des gastéropodes (COND1, COND2, COND4) et un (COND3) des charophytes (*Lychnothamnus* (Stephanochara) cf. praeberdotensis) et des micromammifères (Talpidae actuels ?).

ANTENEN (1973) et PFIRTER (1997) signalent tous deux des dépôts de l'OMM dans la région des Condémines (Grès coquillier, Poudingue polygénique, Sables à galets). Si les foraminifères trouvés appartiennent bien aux dépôts de l'OMM, ils sont certainement remaniés. D'ailleurs les gastéropodes et les restes de micromammifères semblent subactuels. Les *Lychnothamnus* (Stephanochara) cf. praeberdotensis peuvent très bien provenir d'un remaniement des calcaires delémontiens, être contemporaines aux dépôts de l'OMM ou même d'un âge encore plus jeune.
### 3.2.9.3 Bennwil (BEN)

Dans la région de Bennwil, le tracé du gazoduc TRG3 a mis au jour des dépôts essentiellement argileux et conglomératiques (625.55/251.35) dont l'appartenance au Quaternaire ou au Groupe des Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung**) n'était pas claire. Quelques niveaux argileux présentaient des fragment de coquilles (gastéropodes). Un lavages effectués dans un de ces niveaux a révélé quelques formes de gastéropodes et de fruits indéterminés.

## 3.2.10 Les Karsts

### 3.2.10.1 Glovelier (GLO)

L'exploitation des calcaires de l'Oxfordien supérieur (calcaires à *Humeralis*, Oolithe de Sainte Vérène) par l'entreprise LACHAT, au lieu dit La Petite Morée (580.36/242.08), a successivement mis au jour 6 poches karstiques (poches 1-6) comblées par des dépôts détritiques de type molassique (Fig. 3-34 ; HUG *et al.*, 1997).

<figure><img src="image_141.png" /><figcaption>A. Situation of the karstic pockets (P1-6) of Glovelier La Petite Morée</figcaption></figure>

Le matériel de remplissage varie fort peu d'une poche à l'autre. Il est toujours stratifié et présente parfois une légère discordance angulaire avec le pendage de l'Oxfordien. Il s'agit essentiellement de sables calcaires bruns ou ocres, très peu lithifiés, alternant irrégulièrement avec des niveaux de marnes silteuses ou argileuses de couleur variée. La poche 4 contient en outre, à la base de son remplissage, un conglomérat à galets roulés de tailles diverses, à savoir des calcaires jurassiques locaux et quelques galets de provenance vosgienne (Buntsandstein, jaspe rouge, porphyre, quartzite, améthyste) qui prouvent que ce massif était soumis à l'érosion au Miocène inférieur. D'autre part, les poches 3 et 5 montrent à leur base une très forte concentration de pisolithes ferrugineuses d'origine inconnue à ce jour (Sidérolithique éocène ou Miocène?). L'analyse détaillée des remplissages montre par ailleurs que leur histoire est complexe et implique des épisodes d'érosion et de remaniement, peut-être liés à des rejeux de fractures.

C'est après le colmatage du réseau karstique que la région fut basculée et plissée, en même temps qu'ont à nouveau rejoué les anciennes fractures et que, de

<table><caption>B. Biostratigraphy of Glovelier based on the micromammals of the pocket 1 (P1)</caption><thead><tr><th>Molasse Unities</th><th>Mammals Zones and Levels</th><th>Mediter. Stages</th><th>Series</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="4">OSM</td><td>MN8 Anwil</td><td rowspan="2">SERRAVAL-LIAN</td><td rowspan="4">MIDDLE</td></tr><tr><td>MN7 Le Locle - Grat</td></tr><tr><td>MN6 Ornberg</td><td rowspan="2">LANGHIAN</td></tr><tr><td>MN5 R mikon Vermes 2- Tobel - Hombr.</td></tr><tr><td colspan="2">MN4 Hirschthal - T gernaustr.</td><td rowspan="2">MIOCENE</td></tr><tr><td rowspan="3">OSM</td><td>MN3b Hintersteinbruch</td><td rowspan="2">BURDIGALIAN</td></tr><tr><td>MN3a Bierkeller</td></tr><tr><td>USM</td><td>MN2b MN2a Br tteln Goldingertobel 1 Vully 1 La Chaux Fornant 11</td><td>AQUITANIAN</td></tr></tbody></table>

Fig. 3-34 Karst de Glovelier, La Petite Morée (GLO).
plus, des décollements vers N164E se sont exercent dans le plan des couches oxfordiennes et à travers les sédiments du remplissage karstique. Beaucoup plus tardivement, vraisemblablement au cours du Quaternaire, une nouvelle phase d'érosion a dégagé, juste sous la surface topographique actuelle, la zone supérieure de la poche III qui fut ensuite comblée par des argiles rouges-brunes stériles.

Les sédiments de toutes les poches fossilifères (poches 1-4) ont livré les mêmes fossiles, particulièrement abondants dans la poche 1. Ainsi on retrouve des fossiles remaniés du Jurassique (foraminifères, bryozoaires, coraux, bivalves, gastropodes, fragments d'ophiures et de crinoïdes, oursins parfois entiers, dents de poissons). Cependant on retrouve également de nombreux fossiles contemporains du remplissage. Ces derniers peuvent être soit terrestres, soit marins.

Faune terrestre : os et dents de reptiles (tortues, squamates, *Ophisaurus*), petits artiodactyles et micromammifères (*Amphiperatherium* sp., *Galerix* aff. *symeonidisi*, Chiropteridae indet., Talpidae ind., Soricidae ind., *Democricetodon* aff. *franconicus*, *Melissiodon* dominans, *Ligerimys* florancei, *Ligerimys* n. sp., *Pseudodryomys* simplicidens, *Microdyromys* legidensis, *Microdyromys* koenigswaldi, *Prolagus* cf. *vasconiensis*). Parmi ces derniers, on retiendra particulièrement *Ligerimys* florancei, *Ligerimys* n. sp. et *Democricetodon* aff. *franconicus* qui indiquent un âge MN4 (Burdigalien sup.) (Fig. 3-34).

Faune marine : foraminifères benthiques miocènes indiscutables (*Cyclammina*, sp., *Eponides* sp. *Nonion* sp., *Rosalina* sp., *Elphidium* sp., *Cibicides* sp., Rotaliidae ind. ; planche VIII) ainsi que des débris de bivalves, d'ostracodes et des dents de poissons (*Scyliorhinus* sp., *Chaenogaleus* sp., *Dasyatis* cf. *rugosa*, *Raja* sp.) qui sont aussi d'âge tertiaire. L'association de foraminifères benthiques déterminés plaide pour des eaux chaudes et une salinité normale, bien que certains niveaux particulièrement riches en *Elphidium* sp. pourraient révéler des milieux légèrement hypersalins.

Si on ne considère que les formes tertiaires, les marnes et argiles n'ont livré jusqu'ici que des foraminifères, à l'exclusion des restes de vertébrés. Par contre, les sables contiennent aussi bien des formes terrestres que marines, ces dernières y étant particulièrement transportées.

Du point de vue lithostratigraphique les remplissages détritiques du karst de Glovelier pourraient être

rattachés à la Formation des Sables à galets (voir **2.2.2 Groupe des Conglomérats & Grès de l'OMM**).

Le milieu de dépôt de ces sédiments est un karst côtier montrant à la fois une connexion avec le continent et avec le littoral (Fig. 3-23).

### 3.2.10.2 Karst OMM TRG3 (KTRG)

La tranchée des travaux de construction du gazoduc TRG3 a révélé, au Nord-Ouest de Merzelen (601.70/257.90), un karst rempli par du matériel brunbeige silteux, argileux et gréseux à de pisolithes de fer. Le sédiment lavé a révélé divers fragment osseux et des dents de poissons appartenant à des requins et des Spiridae. La faune, probablement marine, pourrait avoir un cachet miocène selon les premières investigations (BERGER *et al.*, 2001). Ce karst pourrait également se corréler avec celui de Glovelier (voir **3.2.10.1 Glovelier (GLO)**).

### 3.2.10.3 Liesberg (LB)

Plusieurs poches karstiques ont également été découvertes dans la carrière de calcaires oxfordiens de Liesberg (600.36/250.20). Les échantillons récoltés présentaient un lithofaciès marneux rougeâtre très peu varié. Les quelques lavages effectués ont livré une petite faune de micromammifères, dont des *Lagomorpha* sp. qui pourraient suggérer un âge miocène.

### 3.2.10.4 Vendlincourt (VEND)

Dans la carrière de Kimméridgien de Vendlincourt (578.80/255.28), plusieurs poches karstiques présentent un remplissage sableux ocre. Les dépôts d'une des poches (VEND2) se sont révélés très intéressants. Ils présentent des niveaux calcaires stromatolithiques et des niveaux sablo-silteux laminés, dont certaines lamines sont essentiellement constituées de bioclates (gastéropodes). Les lavages effectués dans cette poche ont révélé des restes de gastéropodes et d'ostracodes.

Les ostracodes récoltés appartiennent à l'espèce *Cavernocypris subterranea*. Cette forme ne permet pas de trancher sur l'âge du sédiment, car elle est connue tant dans l'actuel, que dans le Miocène (JANZ, 1997). Du point de vue écologique *Cavernocypris subterranea* est une espèce qui ne peut pas nager et qui affectionne les eaux froides. On peut la retrouver dans des sources, dans des graviers de rivières, dans des aquifères, dans la zone littorale des lacs de montagne, probablement en communication avec des rivières souterraines. Cette espèce est polyrhéophyle
et polytitanophyle (JANZ, 1997; MEISCH, 2000, MARMONIER *et al.*, 1989). Dans notre cas, cet ostracode est clairement hypogé et plaide pour l'existence d'une source souterraine. En effet, dans les sources souterraines, les températures sont basses en raison de la profondeur. Ces milieux constituent alors des refuges pour ces ostracodes qui aiment les eaux froides, fuyant les températures chaudes de surface.

### 3.2.10.5 Autres karsts

Sous cette rubrique, je ne fais que citer et donner les coordonnées de différents karsts visités à remplissage tertiaire possible, mais dont je n'ai aucun résultat probant à ce jour.

<table><tr><td>Alle-Porrentruy (AP)</td><td>(574.35/252.00)</td></tr><tr><td>Greppon (GR)</td><td>(580.20/246.65)</td></tr><tr><td>Porrentruy Sud (PS)</td><td>(572.92/250.80)</td></tr><tr><td>Roderis (ROD)</td><td>(611.40/249.80)</td></tr><tr><td>SW Roderis (ROD-SW)</td><td>(611.70/250.70)</td></tr></table>

### 3.2.10.6 Minéraux lourds

Des analyses de minéraux lourds ont été effectuées dans la plupart des sédiments karstiques. Les résultats de ces analyses permettent quelques considérations plutôt intéressantes, bien que ces karsts ne soient pas datés précisément.

Les deux échantillons de Glovelier (GLO P1a et b) proviennent de la poche fossilifère à micromammifères (P1). Leur appartenance aux dépôts de l'OMM est clairement démontrée par la présence de faunes marines tertiaires (foraminifères et poissons). De même leur datation à la zone MN4 est déterminée par la présence de micromammifères. Leurs analyses de minéraux lourds montrent un spectre à dominance Epidote-Zoisite, Grenat et Zircon très proche des analyses effectuées à Devant la Melt, Vermes-Helicidenmergel

et Corban1 (voir **3.2.4 Conglomérats & Grès de l'OMM**). Cependant si les teneurs en Zircon restent identiques, les teneurs du groupe Epidote-Zpoisite et du Grenat paraissent inversées par rapports résultats de l'OMM de Corban et Vermes. Dans la partie Est du synclinal de Delémont une influence mixte d'un Paleoglimmersandschüttung et d'un Paleovogesenschüttung avait été suspectée. A Glovelier, il semblerait que les apports soient uniquement originaires des Vosges (diminution du Grenat par rapport au groupe Epidote-Zoisite). De plus l'échantillon de Vendlincourt (VEND 2) présente un spectre identique à ceux présentés à Glovelier et sa position plus proximale du Massif des Vosges devrait confirmer cette source d'apports vosgiens. Il se pourrait que Vendlincourt soit contemporain à Glovelier, mais clairement en position continentale (ostracodes, gastéropodes), sans connexion et ni influence marine.

Les échantillons de Liesberg LB 1 et LB 4 montrent des spectres de minéraux lourds semblables à ceux des échantillons du Bois de Raube et du Montchaibeux (voir **3.2.7.1 La Lovère (LOVI et LOVII)**). Il se pourrait que ce karst appartienne à la Formation du Bois de Raube et son âge miocène suspecté serait ainsi confirmé (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagel-fluh & Glimmersandschüttung**)

Les échantillons (PS.I.2 et PS.I.3) présentent des analyses on ne peut plus similaires à ceux de Charmoille, de Bonfol et de Lugnez (voir **3.2.7.2 Etang de Bonfol (EBN et EBS)**). Une appartenance au Membre d'Ajoie de ce karst est suspectée.

L'échantillon AP3 montre un spectre de minéraux lourds moins caractéristiques que les autres karsts discutés ci-dessus. Tout comme les karsts de Porrentruy-Sud (PS), le Grenat et le groupe Epidote-Zoisite sont quasi absents. Par contre le Zircon est présent dans une proportion un peu faible (14%) et c'est

<table><caption>Tab. 3-27 Minéraux lourds des échantillon des karsts de Glovelier, de Vendlincourt, de Liesberg, de Porrentruy-Sud de Alle-Porrentruy et de Roderis : 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>GLO P1a</td><td>21</td><td>1</td><td>0</td><td>31</td><td>9</td><td>0</td><td>1</td><td>&lt;1</td><td>11</td><td>24</td><td>1</td><td>1</td><td>0</td></tr><tr><td>GLO P1b</td><td>18</td><td>1</td><td>0</td><td>45</td><td>3</td><td>0</td><td>1</td><td>0</td><td>22</td><td>5</td><td>0</td><td>0</td><td>1</td></tr><tr><td>VEND 2</td><td>16</td><td>4</td><td>0</td><td>30</td><td>4</td><td>0</td><td>0</td><td>1</td><td>30</td><td>8</td><td>3</td><td>3</td><td>1</td></tr><tr><td>LB 1</td><td>22</td><td>0</td><td>0</td><td>15</td><td>6</td><td>0</td><td>1</td><td>0</td><td>40</td><td>8</td><td>4</td><td>4</td><td>0</td></tr><tr><td>LB 4</td><td>24</td><td>0</td><td>1</td><td>11</td><td>19</td><td>1</td><td>0</td><td>0</td><td>28</td><td>5</td><td>7</td><td>2</td><td>2</td></tr><tr><td>PS.I.2</td><td>9</td><td>0</td><td>0</td><td>2</td><td>2</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>53</td><td>12</td><td>12</td><td>10</td><td>0</td></tr><tr><td>PS.I.3</td><td>2</td><td>0</td><td>0</td><td>3</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td><td>54</td><td>11</td><td>6</td><td>23</td><td>1</td></tr><tr><td>AP3</td><td>0</td><td>1</td><td>0</td><td>6</td><td>1</td><td>0</td><td>2</td><td>0</td><td>14</td><td>58</td><td>1</td><td>17</td><td>0</td></tr><tr><td>ROD</td><td>47</td><td>1</td><td>0</td><td>6</td><td>12</td><td>1</td><td>0</td><td>1</td><td>15</td><td>11</td><td>1</td><td>4</td><td>0</td></tr></tbody></table>
la Tourmaline qui domine largement (58%). KÄLIN (1993, 1997) a démontré une nette baisse du Grenat et du groupe Epidote-Zoisite, ainsi qu’une augmentation du Zircon dans les dépôts les plus jeunes du Vogesenschüttung (MN9 pour Charmoille, Lugnez, Bonfol). Cette tendance semble encore plus accentuée dans ce karst de Alle-Porrentruy (plus du tout de Grenat, très forte augmentation de la Tourmaline). Une évolution des apports du Vogesenschüttung et un âge peut-être plus jeune que MN9 sont suspectés.

Finalement le karst de Roderis (ROD) montre un spectre proche de celui de l'échantillon de Vermes – Strommast (voir 3.2.6.3 Nebelberg (NB)) qui caractérise vraisemblablement le Juranagelfluh des Beckens von Laufon.

## 3.3 SYNTHÈSE SUR L'OMM DU JURA

Après les deniers dépôts lacustro-palustres des calcaires delémontiens, les environnements jurassiens sont dépourvus de sédimentation, à l'exception des Calcaires de la Chaux (voir 2.2.1 Remarque sur l'Aquitanien de l'USM). Ils ne sont plus conditionnés que par une activité tectonique, essentiellement cassante (failles normales supposées au Crêt-du-Locle) qui confère un relief discriminant quant aux modalités de la transgression de l'OMM. L'invasion de la mer molassique dans le Jura va transformer des environnements privés de sédiments depuis près de 3 millions d'années (voir 3.2.2.2 Tavannes-Tramelan (TT)).

Les données géologiques et stratigraphiques sur les différents affleurements concernés de près ou de loin par l'OMM jurassien sont synthétisées par les Fig. 3-1, 3-2, 3-35 et 3-36.

### 3.3.1 Les Nannofossiles

Les résultats des analyses nannofossiles effectuées dans les dépôts de l'OMM ont été particulièrement pauvres et décevants, puisqu'aucune précision bios-tratigraphique n'a été possible (Tab. 3-28). L'essentiel des formes déterminées est dominé par des éléments crétacés remaniés. Parmi les nannofaunes strictement tertiaires, encore une fois, la plupart peuvent être remaniées des flyschs alpins éocènes et paléocènes (transport par les vents et les courant marins). Seules 10 espèces semblent synchrones aux dépôts de l'OMM (en grisé sur le Tab. 3-28).

Les deux seuls analyses présentant une nannofaune probablement autochtone sont CdL15 et CO2.2. Ces deux échantillons montrent une dominance de *Coccolithus pelagicus*, qui pourrait représenter une espèce endémique, surtout dans l'échantillon CdL15.

### 3.3.2 La transgression de l'OMM

La transgression de l'OMM montre de nettes différences spatio-temporelles dans le Jura. De plus ses modalités peuvent également se différencier en plusieurs types.

A la fin de MN2b (Vully 1) l'OMM a déjà envahi l'essentiel du Plateau, mais certains secteurs de sa côte Nord semblent encore être émergés, notamment par un relief jurassien préexistant. A MN3a (Brüttelen 2) le Plateau est complètement inondé et l'OMM atteint les premiers synclinaux jurassiens du Sud-Est (Le Locle - La Chaux-de-Fonds, Les Ponts-de-Martel, Saint-Imier, Tramelan-Tavannes-Court, Péry-Reche nette, probablement Moutier).

A Tavannes (coupe TT) la transgression se fait directement sur les niveaux marneux des Calcaires delémontiens. Un environnement d'estran s'installe, dominé à la fois par les marées et également par une houle transportant du matériel alpin. Aucune liaison avec des paléocourants nordiques n'est présente. Les chenaux tidaux ne font qu'entailler le continent, rythmés par le va et vient des marées. Les mêmes types d'environnements sont présents à Tavannes (coupes TNR, MN3 ; TND), à Court (coupes CO1, CO2, PGE), probablement à Cortébert (MN3) et à la Sagne.

Au Locle l'arrivée de l'OMM est certainement synchrone à Tavannes. La transgression inonde tout d'abord un platier rocheux constitué par les assises mésozoïques, probablement crétacées. Une activité tectonique précoce est suspectée. Ensuite, toujours durant le Burdigalien, mais après la transgression, un environnement deltaïque, dominé par des apports fluviatiles s'installe.

Au Ponts-de-Martel, une fois la mer installée, on retrouve un environnement probablement dominé par les marées (base de la coupe du Centre sportif).

Un peu plus tard, durant la période MN4 probablement, l'OMM atteint des régions plus nordiques, notamment le synclinal de Delémont (Glovelier, Mettembert, Corban). A Glovelier (MN4) une côte rocheuse karstifiée piège des sédiments marins et des
sédiments continentaux, dont des galets vosgiens. A Corban, la transgression inonde dans un premier temps un platier rocheux constitué par les Calcaires delémontiens. Un environnement côtier dominé par un système distributaire de rivières tressées originaire de Vosges (Paleovogesenschüttung) s'installe. Un courant marin Est-Ouest est suspecté (Paleoglimmersandschüttung). Plus au Sud les fans alpins progradent et on retrouve les mêmes types d'environnements (Sorvilier, Tramelan, Court, Moutier), mais avec des systèmes distributaires originaires des Alpes. Durant cette même période au Locle le système deltaïque déjà en place prograde. Des apports locaux, alpins et des Vosges sont suspectés.

### 3.3.3 Caractéristiques de l'OMM

#### Substrat

Le fond marin présente souvent un substrat dur lithophagé, type platier rocheux, au moment de l'inondation marine (coupes COR, Ouest de Corban, probablement CdL), indépendamment du fait que cette dernière ne se produit pas partout de façon synchrone. Ce type de substrat prouve une activité tectonique conséquente qui met en relief la région du Jura. Une fois la mer installée la dominance va aux substrats sableux (Aurila cf. cicatrosa, Textularia gramen, la plupart des échinodermes) et aux sédiaments plus fins (Lenticulina sp., Bulimina sp., Gyroidina soldanii). Certains ostracodes du Crêt-du-Locle reflètent encore l'existence de végétaux tels que des algues (Xestoleberis sp., Loxoconcha sp., Olimfalunia plicatula) dans la zone littorale.

#### Profondeur

Les environnements marins déterminés reflètent principalement un système littoral (environ de 0 à -50m). On retrouve une bonne répartition de milieux supratidaux, intertidaux et subtidaux qui peuvent être tantôt dominés par les marées (coupes TT, PGE, TND, TNR, COR), tantôt par la houle (coupes CO2, top Ouest Corban) et tantôt par des systèmes fluviatiles (coupes base Ouest Corban, CdL, Esther). La morphologie de la plateforme caractérise préférentiellement une mer ouverte sans barrière, ni lagon avec des eaux peu profondes agitées (bioclastes, débris d'Echinidermes et de bryozoaires, gisements à dents de requins, Scutella sp.). Cependant on ne peut exclure l'existence de quelques milieux locaux plus protégés (Quinqueloculina sp.).

Plus rarement on peut retrouver des environnements d'un système circalittoral (environ entre -50m

et -150m), comme en témoignent certains foraminifères (Bolivina sp., Lenticulina sp., Textularia gramen Bulimina sp., Uvigerina sp., Frusenkiona sp., Gyroidina soldanii, Globigerina sp.) et certains ostracodes (Henryhowella asperrima, Cytherella cf. compressa). Cependant la profondeur maximale ne doit pas dépasser les 80m du domaine d'influence des tempêtes.

#### Salinité

La salinité est généralement très proche de la normale (échinodermes, bryozoaires, la plupart de foraminifères), hormis quelques dessalures locales rencontrées aux embouchures des systèmes distributaires ou lors de phases régressives qui laissent des environnements saumâtres se créer (Olimfalunia plicatula, mélange de faunes continentales et marines). Localement, les milieux abrités discutés ci-dessus peuvent laisser transparaître des périodes légèrement hypersalines (Quinqueloculina sp.).

#### Température et climat

Les quelques indicateurs de paléotempératures reflètent une nette dominance d'un climat chaud (Verrucocythereis cf. verrucosa, Elphidium crispum, Elphidium aculeatum, Cibicides lobotulus, Ammonia beccarri, Scutella sp.). D'ailleurs Scutella sp. est caractéristique des faunes « chaudes » d'origine inter- à subtropical DEMARCQ (1979).

Le foraminifère Gyroidina soldanii du Crêt-du-Locle montre des affinités avec des eaux froides probablement inféodées à son environnement de vie profond.

Quelques paramètres (Eucricetodon cf. infra-lactorensis, les environnements des Marnes rouges) reflètent également un caractère aride du climat. D'ailleurs dans les niveaux de marnes rouges et même de marnes « oeningiennes » sus-jacents on retrouve régulièrement des quartz bipyramidés authigenes, témoins de milieux évaporitiques.

### 3.3.4 La régression de l'OMM

A MN4b, l'OMM a déjà quitté une bonne partie du Plateau pour laisser place à un vaste système fluviatile dominé par les fans alpins. Vers la fin de MN4 et au début de MN5 l'OMM se retire également du Jura, via un axe nordique WSW.

A Corban, le système distributaire des Vosges s'affaiblit et un environnement d'estran dominé par les marées s'installe. Puis rapidement la mer se retire
<figure><img src="image_142.png" /><figcaption>Fig. 3-35 Carte des affleurements de l'OMM.</figcaption></figure>
Legend of the outcrops map of the OMM

Outcrops of the Conglomérats & Grès de l'OMM Group attributed to Burdigalian

Outcrops of the Conglomérats & Grès de l'OMM Group attributed to "Helvetian"

Outcrops of the Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM Group

Outcrops list

<table><caption>Fig. 3-36 Légende de la carte des affleurements de l'OMM.</caption><thead><tr><th>Localities</th><th>Coord.</th><th>Litterature</th><th>Age</th><th>Formation</th><th>Environ.</th></tr></thead><tbody><tr><td>01. Le Bied</td><td>(545.74/204.82)</td><td>(Kälin et al., 2001)</td><td>(MN5)</td><td>Marnes rouges et vertes à Helix</td><td>M marine</td></tr><tr><td>Centre sportif</td><td>(546.03/205.23)</td><td>(Kälin et al., 2001)</td><td>(NN5)</td><td>Gompholithe pralinée</td><td>C</td></tr><tr><td>Centre sportif</td><td>(546.03/205.23)</td><td>(Kälin et al., 2001)</td><td>("Helvetian")</td><td>Poudingue polygénique</td><td>M</td></tr><tr><td>Centre sportif</td><td>(546.03/205.23)</td><td>(Kälin et al., 2001)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Grès verts burdigaliens</td><td>M</td></tr><tr><td>02. La Sagne</td><td>(551.05/209.39)</td><td>(Weidmann, 1986)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Grès verts burdigaliens</td><td>M</td></tr><tr><td>03. Billodes</td><td>(546.82/211.70)</td><td>(Kälin et al., 2001)</td><td>("Helvetian")</td><td>Marnes rouges et vertes à Helix</td><td>M - S</td></tr><tr><td>04. Crét-du-Locle (CdL)</td><td>(550.75/214.20)</td><td>(ce travail)</td><td>("Helvetian")</td><td>Marnes rouges et vertes à Helix</td><td>C</td></tr><tr><td></td><td>(550.75/214.20)</td><td>(ce travail)</td><td>("Helvetian")</td><td>Gompholithe, conglomérat à M. elegans</td><td>C</td></tr><tr><td></td><td>(550.75/214.20)</td><td>(ce travail)</td><td>("Helvetian")</td><td>Poudingue à fossiles albiens remaniés</td><td>M</td></tr><tr><td></td><td>(550.75/214.20)</td><td>(ce travail)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Grès verts burdigaliens</td><td>M</td></tr><tr><td>05. Eplatures IGESA (SN5)</td><td>(552.14/215.30)</td><td>(Kälin et al., 2001)</td><td>("Helvetian")</td><td>Gompholithe, conglomérat à M. elegans</td><td>C</td></tr><tr><td>(SN6)</td><td>(552.23/215.38)</td><td>(Kälin et al., 2001)</td><td>("Helvetian")</td><td>Gompholithe, conglomérat à M. elegans</td><td>C</td></tr><tr><td>(SN8)</td><td>(552.11/215.34)</td><td>(Kälin et al., 2001)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Grès verts burdigaliens</td><td>M</td></tr><tr><td>(SN9)</td><td>(552.18/215.42)</td><td>(Kälin et al., 2001)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Grès verts burdigaliens</td><td>M</td></tr><tr><td>06. Rue du Midi (S14)</td><td>(552.66/216.72)</td><td>(Kälin et al., 2001)</td><td>("Helvetian")</td><td>Marnes rouges et vertes à Helix</td><td>M</td></tr><tr><td>(S15)</td><td>(552.66/216.67)</td><td>(Kälin et al., 2001)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Grès verts burdigaliens</td><td>M</td></tr><tr><td>(S15)</td><td>(552.66/216.67)</td><td>(Kälin et al., 2001)</td><td>("Helvetian")</td><td>Marnes rouges et vertes à Helix</td><td>M</td></tr><tr><td>07. Rue des Régionaux</td><td>(553.75/216.70)</td><td>(Waibel & Burri, 1961)</td><td>(≥ MN6?)</td><td>Marnes rouges et vertes à Helix</td><td>C</td></tr><tr><td>08. Chaux-de Fonds Gare</td><td>(553.25/216.32)</td><td>(Waibel & Burri, 1961)</td><td>("Helvetian")</td><td>Poudingue à fossiles albiens remaniés</td><td>M (?)</td></tr><tr><td>09. Rejoie de la Promenade</td><td>(554.00/216.90)</td><td>(Waibel & Burri, 1961)</td><td>("Helvetian")</td><td>Poudingue à fossiles albiens remaniés</td><td>M (?)</td></tr><tr><td>10. Critor</td><td>(554.13/217.57)</td><td>(Kälin et al., 2001)</td><td>(MN6)</td><td>Marnes rouges et vertes à Helix</td><td>S</td></tr><tr><td>11. Jolimont</td><td></td><td>(Schär, 1971)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Grès coquillier</td><td>S</td></tr><tr><td>12. Brütelen 2</td><td>(576.80/207.05)</td><td>(Engesser, 1989)</td><td>(MN3a)</td><td>Luzerner Schichten</td><td>M</td></tr><tr><td>13. Cormoret</td><td></td><td>(Antenen, 1973)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Grès coquillier</td><td>M</td></tr><tr><td>14. Courtelary</td><td>(573.30/226.44)</td><td>(Waibel & Burri, 1961)</td><td>("Helvetian")</td><td>Sables à galets</td><td>M - S</td></tr><tr><td>15. Cortébert</td><td>(574.62/226.80)</td><td>(Engesser, 1990)</td><td>(MN3)</td><td>Grès coquillier</td><td>M - S</td></tr><tr><td>16. Tramelan-La Tuilerie</td><td>(577.35/230.909)</td><td>(Berger, comm. écrit.)</td><td>("Helvetian")</td><td>Sables à galets</td><td>M</td></tr><tr><td>17. Tavannes Route (TNR)</td><td>(577.35/230.909)</td><td>(Berger, comm. écrit.)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Grès coquillier</td><td>M</td></tr><tr><td>Tavannes Tramelan (TT)</td><td>(581.17/231.22)</td><td>(de Beaumont et al., 1984)</td><td>(MN3)</td><td>Grès coquillier</td><td>M</td></tr><tr><td>Tavannes déch. (TND)</td><td>(580.20/231.88)</td><td>(ce travail)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Molasse grise</td><td>M</td></tr><tr><td>Forêt de Chaindon</td><td>(580.95/231.55)</td><td>(ce travail)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Molasse grise</td><td>M</td></tr><tr><td>18. La Motte</td><td></td><td>(Pfifter, 1997)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Grès coquillier - Molasse grise</td><td>M</td></tr><tr><td>19. Péry</td><td></td><td>(Pfifter, 1997)</td><td>("Helvetian")</td><td>Grès coquillier - Molasse grise</td><td>M</td></tr><tr><td>20. Bévilard</td><td></td><td>(Antenen, 1973)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Sables à galets</td><td>M - S - C</td></tr><tr><td>Béguiat</td><td></td><td>(Pfifter, 1997)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Grès coquillier - Molasse grise</td><td>M</td></tr><tr><td>21. Sorvillier</td><td>(590.00/231.40)</td><td>(Schlaich, 1934)</td><td>("Helvetian")</td><td>Molasse grise</td><td>M</td></tr><tr><td>22. La Cray</td><td></td><td>(Pfifter, 1997)</td><td>("Helvetian")</td><td>Poudingue polygénique</td><td>S - C</td></tr><tr><td>23. Méviller</td><td></td><td>(Pfifter, 1997)</td><td>("Helvetian")</td><td>Sables à galets</td><td>M - S - C</td></tr><tr><td>24. Le Vélé</td><td></td><td>(Pfifter, 1997)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Poudingue polygénique - Sables à galets</td><td>M</td></tr><tr><td>(CO1)</td><td>(592.72/232.11)</td><td>(ce travail)</td><td>("Helvetian")</td><td>Blocs de Grès coquillier</td><td>M - S - C</td></tr><tr><td>(CO2)</td><td>(591.80/232.00)</td><td>(ce travail)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Sables à galets</td><td>M</td></tr><tr><td>Golat (PGE)</td><td>(591.70/232.12)</td><td>(ce travail)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Molasse grise</td><td>M</td></tr><tr><td>Sur Frête</td><td></td><td>(Pfifter, 1997)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Grès coquillier</td><td>M</td></tr><tr><td>Les Rondenois</td><td></td><td>(Pfifter, 1997)</td><td>("Helvetian")</td><td>Molasse grise</td><td>M</td></tr><tr><td>26. Les Condémines (COND)</td><td>(593.50/232.50)</td><td>(ce travail)</td><td>("Helvetian")</td><td>Grès coquillier - Molasse grise</td><td>M</td></tr><tr><td>(COND)</td><td>(593.30/232.45)</td><td>(Pfifter, 1997)</td><td>("Helvetian")</td><td>Poudingue polygénique</td><td>M</td></tr><tr><td>(COND)</td><td>(593.30/232.45)</td><td>(Pfifter, 1997)</td><td>("Helvetian")</td><td>Grès coquillier</td><td>M</td></tr><tr><td>27. Sous-les-Roches</td><td>(595.91/232.51)</td><td>(Pfifter, 1997)</td><td>("Helvetian")</td><td>Poudingue polygénique</td><td>M</td></tr><tr><td>28. Vallon du Chaulet</td><td></td><td>(Pfifter, 1997)</td><td>("Helvetian")</td><td>Poudingue polygénique - Sables à galets</td><td>M</td></tr><tr><td>29. Combe d'Eschert</td><td>(597.21/232.84)</td><td>(Pfifter, 1997)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Poudingue polygénique</td><td>M</td></tr><tr><td>30. Eschert</td><td></td><td>(Vogel, 1934)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Molasse grise</td><td>M</td></tr><tr><td>31. Grandval</td><td></td><td>(Vogel, 1934)</td><td>(Burdigalian)</td><td>Molasse grise</td><td>M</td></tr><tr><td>32. Le Côté ou le Cornet</td><td>(599.83/237.42)</td><td>(Pfifter, 1997)</td><td>("Helvetian")</td><td>Poudingue polygénique</td><td>M</td></tr><tr><td>33. Undervelier</td><td>(582.90/239.80)</td><td>(Birkäuser, 1925)</td><td>("Helvetian")</td><td>Poudingue polygénique</td><td>M</td></tr><tr><td>34. Foradrai</td><td>(579.95/240.50)</td><td>(Clément & Berger, 1999)</td><td>("Helvetian")</td><td>OMM de Foradrai</td><td>S (?)</td></tr><tr><td>35. Glovelier (GLO)</td><td>(580.36/242.08)</td><td>(Hug et al., in prep.)</td><td>(MN4)</td><td>OMM de Glovelier</td><td>S</td></tr><tr><td>36. Montchaibeux-basis</td><td>(594.25/243.00)</td><td>(Kälin, 1993)</td><td>("Helvetian")</td><td>Rote Mergel des Mont Chaibeux</td><td>S</td></tr><tr><td>37. Devant la Melt</td><td>(604.65/242.02)</td><td>(Kälin, 1993)</td><td>("Helvetian")</td><td>Poudingue polygénique</td><td>M</td></tr><tr><td>38. Vermes</td><td>(603.24/242.08)</td><td>(Pfifter, 1997)</td><td>("Helvetian")</td><td>Helicidenmergel</td><td>C</td></tr><tr><td>39. Rebeuvelier-Vermes</td><td></td><td>(ce travail)</td><td>("Helvetian")</td><td>Sables à galets</td><td>C</td></tr><tr><td>40. (Esther)</td><td>(603.42/243.35)</td><td>(ce travail)</td><td>("Helvetian")</td><td>Poudingue polygénique</td><td>S - C (?)</td></tr><tr><td>41. Corban (COR)</td><td>(603.20/243.85)</td><td>(ce travail)</td><td>("Helvetian")</td><td>Rote Mergel von Corban</td><td>S</td></tr><tr><td>Ouest Corban</td><td>(602.49/243.98)</td><td>(Rollier, 1898)</td><td>("Helvetian")</td><td>Rote Mergel von Corban</td><td>C</td></tr><tr><td>Ouest Corban</td><td>(602.49/243.98)</td><td>(Rollier, 1898)</td><td>("Helvetian")</td><td>Poudingue polygénique</td><td>M</td></tr><tr><td>42. Mettembert</td><td></td><td>(Liniger, 1925)</td><td>("Helvetian")</td><td>Poudingue polygénique</td><td>M</td></tr><tr><td>43. Kiffis-Saahof</td><td></td><td>(Fischer, 1965)</td><td>("Helvetian")</td><td>Turritellenbreccien und Kalksandstein</td><td>M</td></tr><tr><td>44. (KTRG)</td><td>(601.70/257.90)</td><td>(ce travail)</td><td>("Helvetian")</td><td>OMM</td><td>M</td></tr><tr><td>45. Girlang</td><td>(609.70/246.03)</td><td>(Kälin, 1993)</td><td>("Helvetian")</td><td>Marine Bildungen</td><td>M</td></tr><tr><td>46. Mümliswil</td><td></td><td>(Dalhaes & Gerth, 1912)</td><td>("Helvetian")</td><td>Poudingue polygénique (?)</td><td>M</td></tr><tr><td>47. Muggmatt</td><td>(609.00/249.50)</td><td>(Buxtorf & Christ, 1936)</td><td>("Helvetian")</td><td>Roterkalk mit Landschnecken</td><td>C</td></tr><tr><td>48. Lagenberg</td><td>(613.80/250.85)</td><td>(Buxtorf & Christ, 1936)</td><td>("Helvetian")</td><td>Marine Bildungen</td><td>M</td></tr><tr><td>49. Geissgädeler</td><td>(617.30/253.60)</td><td>(Buxtorf & Christ, 1936)</td><td>("Helvetian")</td><td>Roterkalk mit Landschnecken</td><td>C</td></tr><tr><td></td><td>(617.30/253.60)</td><td>(Buxtorf & Christ, 1936)</td><td>("Helvetian")</td><td>Marine Bild. (Tenniker Muschelagglomerat?)</td><td>M</td></tr><tr><td>50. Belch</td><td>(617.80/253.40)</td><td>(Buxtorf & Christ, 1936)</td><td>("Helvetian")</td><td>Marine Bild. (Tenniker Muschelagglomerat?)</td><td>M</td></tr><tr><td>51. Eben</td><td>(619.10/253.60)</td><td>(Buxtorf & Christ, 1936)</td><td>("Helvetian")</td><td>Marine Bild. (Tenniker Muschelagglomerat?)</td><td>M</td></tr><tr><td>52. Gazoduc 26</td><td>(621.90/251.45)</td><td>(ce travail)</td><td>("Helvetian")</td><td>Tenniker Muschelagglomerat</td><td>M</td></tr><tr><td>Gazoduc 29</td><td>(623.85/251.95)</td><td>(ce travail)</td><td>("Helvetian")</td><td>Tenniker Muschelagglomerat</td><td>M</td></tr><tr><td>53. Tennikerfluh</td><td>(628.50/254.75)</td><td>(Merian, 1836)</td><td>("Helvetian")</td><td>Tenniker Muschelagglomerat</td><td>M</td></tr><tr><td>Gisberg</td><td>(629.00/254.56)</td><td>(Kälin, 1993)</td><td>("Helvetian")</td><td>Tenniker Muschelagglomerat</td><td>M</td></tr><tr><td>54. Känerkinden</td><td></td><td>(Waibel & Burri, 1961)</td><td>("Helvetian")</td><td>Tenniker Muschelagglomerat</td><td>M</td></tr><tr><td>55. Rünnenberg</td><td></td><td>(Waibel & Burri, 1961)</td><td>("Helvetian")</td><td>Tenniker Muschelagglomerat</td><td>M</td></tr></tbody></table>
<table><caption>Tab. 3-28 Résultats nanofossiles de l'OMM (en grisé, les espèces possibles synchrones à l'OMM)</caption><thead><tr><th>Calcareous Nannofossils</th><th>Range (Base)</th><th>Range (Top)</th><th>TND3</th><th>TND4</th><th>TND5</th><th>TNR4</th><th>TNC</th><th>CO2.1</th><th>CO2.2</th><th>PGE2</th><th>PGE6</th><th>COR5</th><th>COR7</th><th>COR9</th><th>CdL10</th><th>CdL13</th><th>CdL14</th><th>CdL15</th><th>CdL17</th><th>CDL19</th><th>MW13</th><th>GLO P1</th><th>SP9</th><th>KTRG</th></tr></thead><tbody><tr><td>Braarudosphaera bigelowii</td><td>Aptien<br>( ?NP11) mid NP14a</td><td>Recent<br>NP17/18 boundary</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>1</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>1</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Chiasmolithus grandis</td><td>?</td><td>?</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Coccolithus eopelagicus</td><td>NP2</td><td>Recent</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Coronocyclyrus nitescens</td><td>upper NP15</td><td>upper NN6</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Cribrocentrum reticulatum</td><td>mid NP15</td><td>upp. NP20 bound. (?mid NP21)</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Cyclicargo. abisectus (&gt;10)</td><td>?</td><td>?</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Cyclicargo. floridanus (&lt;9)</td><td>mid NP14a</td><td>NN6</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Dictyococcites bis. fil. (cir)</td><td>NP21 (?lower NP22)</td><td>lower NP23</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Dictyococcites bisectus bisectus</td><td>upper NP17</td><td>upper NN2</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Dictyococcites hesslandii</td><td>NP18</td><td>NN2</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Dictyococcites stavensis</td><td>NP16/17 boundary</td><td>mid NN2</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Discoaster deflandrei</td><td>NP12</td><td>NN8 (HCO NN5)</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Discoaster salpanensis</td><td>lower NP15</td><td>NP20/21 boundary</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Ericsonia formosa</td><td>NP10</td><td>NP21/22 boundary</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Ericsonia robusta</td><td>?</td><td>?</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Heliolithus kleinpelli</td><td>?</td><td>?</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Janter nithus minutus</td><td>mid NP14a</td><td>lower NP23</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Lophodolithus acutus</td><td>lower NP15</td><td>lower NP16</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Reticulofenestra coenura</td><td>NP16</td><td>NP24</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Reticulofenestra daviesi</td><td>NP16</td><td>uppermost NP22</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Reticulofenestra dictyoda</td><td>upper NP12</td><td>NN11</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Reticulofenestra hampdenensis</td><td>NP15</td><td>NN2</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Reticulofenestra haqii</td><td>NP23</td><td>NN16</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Reticulofenestra minuta</td><td>NP18</td><td>NN19a</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Reticulofenestra samodurovii</td><td>lower NP15</td><td>lower NP24</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Reworked Cretaceous</td><td>-</td><td>-</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Reworked Eocene</td><td>-</td><td>-</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Reworked Paleocene</td><td>-</td><td>-</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Sphenolithus moriformis</td><td>NP12</td><td>NN12</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Toweius callosus</td><td>?</td><td>?</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Towelus crassus</td><td>?</td><td>?</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Towelus eminens</td><td>?</td><td>?</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Toweius pertusus</td><td>?</td><td>?</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>
définitivement et le milieu devient strictement continental. On retrouve une vaste plaine d'inondation mal drainée, essentiellement palustre (Corban). Des environnements lacustres peuvent également coexister (Vermes).

Plus au Sud, à Tramelan et à Court, le retrait de la mer laisse place à des environnements lacustres (coupe PGC, Tramelan - La Tuilerie).

Au Locle la mer s'est également retirée. Le delta côtier a fini de prograder, la plaine deltaïque semble avoir rempli le bassin et un environnement palustro-saumâtre dans un premier temps (Cridor, MN6), puis continental strict s'installe dans l'axe de la vallée (Rue des Régionaux, ≥MN6), bien que par intermittence on puisse retrouver des indices d'influence marine. Sur les flancs du synclinal, des cônes de déjections de petites dimensions alimentent le pied des pentes. Une activité tectonique est suspectée. Finalement le milieu se stabilisera (tectoniquement ?) et un grand lac occupera l'entier du synclinal (« Le Grand Lac oeningien du Jura neuchâtelois »).

Au Ponts-de-Martel on retrouve une évolution environnementale liée au retrait de l'OMM relativement proche de celle du Locle. Un milieu deltaïque ou de cône de déjection marin ou saumâtre, faisant suite à l'environnement côtier dominé par les marées, perdure relativement longtemps (Centre sportif, NN5), et passe graduellement à un milieu palustro-lacustre (Le Bied, MN5).

## 3.4 SYNTHÈSE SUR L'OSM DU JURA

Après les derniers dépôts lacustro-palustro-saumâtres de l'OMM, le Jura fait place à deux types d'environnements à dominante soit lacustre, soit fluviatile.

Les données géologiques et stratigraphiques sur les différents affleurements concernés de près ou de loin par l'OSM jurassien sont synthétisées par les Fig. 3-1, 3-2.

### 3.4.1 Les environnements lacustres

Après les derniers dépôts de Marnes rouges (MN5-6), généralement strictement continentaux, ou directement après les derniers dépôts de l'OMM (MN4-5) de nombreux lacs se développent dans différentes régions du Jura. Au début (MN5-6 ?) ces environnements lacustres ne sont pas francs et présentent des dimensions modestes (Tramelan, Golat, Vermes, Zeglingen). Ils

peuvent passer invariablement à des niveaux palustres ou être entrecoupés par des apports fluviatiles (cf. *Palaeoesox* sp. transporté Pré Golat Centre), essentiellement du Glimmersandschüttung. Par la suite, seul dans le synclinal du Locle - La Chaux-de-Fonds, un véritable lac s'installera, « Le Grand Lac oeningien du Jura neuchâtelois » (MN7). Ailleurs d'autres milieux palustro-lacustres subsisteront comme au Nebelberg (MN9) ou à Anwil (MN8).

Les faunes déterminées (ostracodes, charophytes, otolithes, gastéropodes) sont majoritairement palustres ou littorales à plan d'eau calme. Les associations d'ostracodes et charophytes plaident pour un milieu peu profond (de 0 à 3-4m maximum) et même pour des plans d'eau temporaires (*Fabaeformiscandona* cf. *balatonica*). De nombreuses espèces sont phytopiles (*Cypridopsis*, *Eucypris*, *Dolerocypris*), indiquant une riche végétation aquatique. Le milieu doit être oligotrophe à mésotrophe car de nombreux ostracodes pré-sents sont des formes rampantes (*Candona*). Certaines formes d'ostracodes (*Pseudocandon*, *Ilyocypris*) montrent encore des aptitudes à vivre dans des eaux légèrement salées ou saumâtres et préférentiellement chaudes. L'existence de plans d'eau très minéralisée par l'évaporation est suspectée.

### 3.4.2 Les environnements fluviatiles

Le système de drainage du Glimmersandschüttung s.s. débute vraisemblablement dès les premiers dépôts lacustres (MN5). Avant, durant les dépôts de l'OMM, Le Paleoglimmersandschüttung pouvait se manifester sous forme de courants en partie marins (voir **3.2.4 Conglomérats & Grès de l'OMM**).

D'autres grands systèmes alluviaux originaires de Vosges et de la Forêt Noire se développent, au plus tard dès MN7, en parallèle aux environnements lacustro-palustres décrits ci-dessus. Ces systèmes, en tout cas le Vogesenschüttung, avaient déjà montré des prémices d'influences durant les dépôts de l'OMM (voir **3.2.4 Conglomérats & Grès de l'OMM**). A Bonfol, le Vogesenschüttung matérialise un système alluvial de rivières divagantes, montrant une allure intermédiaire entre les rivières strictement tressées et les rivières strictement méandriformes.

La microfaune récoltée est tellement pauvre que pratiquement aucune considération paléoécologique n'est possible. Seuls les *Ilyocypris* (forme rhéoxyryplastique) trouvés à La Lovère confirme un hydrodynamisme élevé du Vogesenschüttung.
<figure><img src="image_143.png" /></figure>
# 4 – MINÉRALOGIE

## 4.1 MINÉRAUX LOURDS

L'essentiel des analyses de minéraux lourds du Paléogène a été traité par PICOT (2002). Les analyses des localités néogènes ainsi que celles de quelques nouvelles localités paléogènes ont été systématiquement présentées dans le chapitre 3 – *Sédimentologie & Paléontologie*. Les paragraphes suivants présentent une image synthétique de l'évolution des spectres de minéraux lourds dans les dépôts de la Molasse du Jura (Fig. 4-1).

### Les sources potentielles principales reconnues dans les échantillons analysés

#### Le Massif Central

Spectre caractéristique dominé par le Zircon et la Tourmaline. Le Rutile, la Titanite et la Staurotide en sont des minéraux secondaires. Ce massif est une source de matériel durant essentiellement l'Oligocène inférieur et porobablement exclusivement dans la partie septentrionale du Jura. Durant le Chattien supérieur et l'Aquitanien, il semble encore influent via un enrichissement, principalement en Zircon, du Genferseeschüttung.

#### Le Bouclier scandinave

Spectre caractéristique dominé par le Grenat et le groupe Epidote-Zoisite. Cette source semble active exclusivement durant l'Oligocène inférieur et dans la partie septentrionale du Jura. Son système de drainage emprunte l'axe du Fossé rhénan et peut être enrichi par des composants vosgiens ou de la Forêt Noire. La présence du groupe Epidote-Zoisite d'origine alpine dans le Jura ne sera possible qu'à partir du Chattien (BRIANZA *et al.*, 1983).

#### Les socles vosgien et de la Forêt Noire

Spectre caractéristique dominé par le Spinelle. Ces massifs peuvent déjà être une source de matériel au début de l'Oligocène, parfois par influence sur les drainages nordiques issus du Bouclier scandinave.

#### Le Freiburgerschüttung

Spectre caractéristique dominé par le Groupe Epidote-Zoisite. Ce fan alpin est actif durant les dépôts de l'USM (Chattien-Aquitanien) sur le Plateau et doit certainement enrichir le Genferseeschüttung.

#### Le Thunerseeschüttung

Spectre caractéristique dominé par le groupe Epidote-Zoisite. Ce fan alpin est actif durant les dépôts de l'USM (Chattien-Aquitanien) sur le Plateau et doit certainement enrichir le Genferseeschüttung. Il étend son domaine d'influence jusque dans les régions de Moutier et Balsthal (ANTENEN, 1973).

#### Le Genferseeschüttung

Spectre caractéristique dominé par le Zircon (FÜCHTBAUER, 1964), probablement issu du Massif Central. La Glaucophane peut en être un minéral-index (ANTENEN, 1973). Ce système de drainage est actif durant les dépôts de l'USM (Chattien-Aquitanien) sur le Plateau. Il s'écoule depuis l'WSW le long de l'axe du Bassin molassique et peut être enrichi par des apports alpins (Freiburgerschüttung, Thunerseeschüttung, ...) et certainement aussi par des apports du Massif Central. Il montre encore des influences dans les régions jurassiennes jusqu'à Delémont et Laufon (ANTENEN, 1973).

#### Le Napfschüttung

Spectre caractéristique dominé par le Grenat et le groupe Epidote-Zoisite. Ce fan alpin est le successeur du Thunerseeschüttung. Il est actif dès le Burdigalien, jusqu'au Serravalien. Durant les dépôts de l'OMM, ses composants ont pu être transportés sur le littoral Nord de la mer via des courants marins.

#### Le Glimmersandschüttung

Spectre caractéristique dominé par le Grenat et le groupe Epidote-Zoisite. Ce système de drainage est actif durant les dépôts de l'OSM (Langhien-Serrava-
<table><caption>Fig. 4-1 Évolution des spectres de minéraux lourds de la Molasse du Jura.</caption><thead><tr><th rowspan="2">Mammal zones</th><th rowspan="2">Lithostratigraphic Groups</th><th rowspan="2">Syndines appartenance</th><th colspan="2">Heavy minerals assemblages</th><th rowspan="2">Samples</th><th rowspan="2">Main material sources</th><th rowspan="2">Additional material sources</th></tr><tr><th>EB92</th><th>EBN4</th><th>CH</th><th>AP3</th><th>PS1.3</th><th>PS1.2</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="3">MN9</td><td rowspan="3">Vogesenschüttung, Juranagelfluh &amp; Glimmersandschüt.</td><td>Bonföl</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Charmille</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Porrentruy</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">MN9</td><td rowspan="3">Calcaires &amp; Marres lacustres de l'OSM</td><td>Laufon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">MN7</td><td rowspan="3">Vogesenschüttung, Juranagelfluh &amp; Glimmersandschüt.</td><td>Delémont</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">MN4</td><td rowspan="3">Conglomérats &amp; Grès de l'OMM</td><td>Bonföl</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Delémont</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Lode</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">MN3-4</td><td rowspan="3">Conglomérats &amp; Grès de l'OMM</td><td>Tavannes</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">MN2</td><td rowspan="3">Aquitanien</td><td>Plateau Molasse</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Walderburg</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Tavannes</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">MP28-MN1</td><td rowspan="3">Calcaires delémontiens</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">MP25-28</td><td rowspan="3">Molasse alsacienne</td><td>Tavannes</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">MP25-28</td><td rowspan="3">Molasse alsacienne</td><td>Moutier</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">MP25-26</td><td rowspan="3">Molasse alsacienne</td><td>Moutier</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">MP23-24</td><td rowspan="3">Molasse alsacienne</td><td>Delémont</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">MP22(-23)</td><td rowspan="3">Passage Septarienton Molasse alsacienne</td><td>Laufon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">MP22</td><td rowspan="3">Molasse alsacienne</td><td>South Rhine Graben</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Rodersdorf</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Laufon</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">MP21-25</td><td rowspan="3">Meeressand</td><td>Bressaucourt</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">MP22</td><td rowspan="3">Meeressand</td><td>Bressaucourt</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">MP21-22</td><td rowspan="3">Gompholithes &amp; Conglomérats</td><td>Bressaucourt</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td rowspan="3">MP21</td><td rowspan="3">Formation salifère</td><td>South Rhine Graben</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_144.png" /></figure>
lien). Il s'écoule suivant un axe grossièrement Ouest-Est depuis le Lac de Constance jusqu'à la région de Tramelan, en passant au Sud du synclinal de Delémont. Une influence orientale du Massif de Bohème n'est pas exclue. De plus des prémices d'influences à la fin de l'OMM sont suspectées (Paleoglimmersandschüttung).

### Le Vogesenschüttung (Membre du Bois de Raube et du Montchaibeux)

Spectre caractéristique dominé par le Grenat, le Zircon et la Tourmaline. La Monazite et le Spinelle en sont probablement des minéraux secondaires. Ce système alluvial issu des Vosges est actif durant tout l'OSM, jusqu'au Tortonien. Il semble également déjà montrer des prémices d'influences à la fin de l'OMM (Paleovogesenschüttung). Il s'étend essentiellement en Ajoie et dans le synclinal de Delémont.

### Le Vogesenschüttung (Membre d'Ajoie)

Spectre caractéristique dominé par le Zircon et la Tourmaline. La Monazite et le Spinelle en sont probablement des minéraux secondaires. Ce système alluvial est le même que celui du Membre du Bois de Raube et du Montchaibeux, mais avec des signatures minéralogiques, pétrographiques et biostratigraphiques différentes.

### Le Juranagelfluh des Beckens von Laufen

Spectre caractéristique dominé par le Grenat et le Zircon. La Monazite et le Spinelle en sont probablement des minéraux secondaires. Ce système alluvial issu de la Forêt Noire est contemporain au Vogesenschüttung. Au Nebelberg, il est actif jusque dans le Tortonien et montre une extension possible jusque dans la partie Est du synclinal de Delémont.

## 4.1.1 Formation salifère d'Altkirch (MP21)

**Echantillons**
Carrière d'Altkirch (585.40/275.60)

**Situation géologique**
STORNI (2002)

**Spectre**
Dominance du Zircon et de la Tourmaline
Présence significative du Grenat et du Rutile

**Interprétation**
Source principale du Massif Central et apports secondaires du Bouclier scandinave et des Vosges

## 4.1.2 Gompholithes & Conglomérats (MP21-22)

**Echantillons**
Coupe de l'Oiselier (571.55/250.40), coupe de Bressaucourt (571.30/230.35) et forage de la Rasse (572.83/251.53)

**Situation géologique**
PICOT (2002), BECKER & CIVELLI (2002), BECKER & LAPAIRE (2003)

**Spectre**
Dominance du Zircon et de la Tourmaline
Présence significative du Rutile ou de la Titanite
Présence possible du Grenat et du groupe Epidote-Zoisite

**Interprétation**
Source principale du Massif Central et apports secondaires des Vosges ou du Bouclier scandinave

## 4.1.3 Meeressand & Calcaires marins (MP21-25)

**Echantillons**
Coupe de Chleinblauen (607.75/255.40), coupe de Mertzelen (603.25/257.80) et coupe de Hofstetten (604.50/257.60)

**Situation géologique**
PICOT (2002)

**Spectre**
Dominance du Zircon et de la Tourmaline
Présence significative du Rutile et/ou de la Titanite
Présence possible du Grenat et du groupe Epidote-Zoisite

**Interprétation**
Source principale du Massif Central et apports secondaires possibles de la Forêt Noire et du Bouclier scandinave

## 4.1.4 Septarienton (MP21-25)

**Echantillons**
Coupe de Laufon (602.25/251.00)

**Situation géologique**
PICOT (2002)
### Spectre

Dominance du Grenat
Présence significative du Zircon et du Spinelle

### Interprétation

Source principale du Bouclier scandinave et ap-
ports secondaires du Massif central et de la Forêt
Noire et/ou des Vosges.

### 4.1.5 Molasse alsacienne à influence septentrionale (MP21-24)

#### Echantillons

Coupe de Dornachbrugg (612.75/259.80) et coupes de La Beuchille (593.12/244.58)

#### Situation géologique

PICOT (2002) et ce travail (voir **3.1 Localisation des coupes et des affleurements**)

### Spectre

Dominance du Grenat
Présence significative du groupe Epidote-Zoisite
Présence significative du Zircon et de la Staurotide
Présence annexe de la Tourmaline et du Spinelle

### Interprétation

Source principale du Bouclier scandinave et ap-
ports secondaires du Massif central et de la Forêt
Noire et/ou des Vosges.

### 4.1.6 Molasse alsacienne à influence alpine (MP25-29)

#### Echantillons

Coupe de Moutier-Belprahon (597.22/236.46),
coupe du Viaduc-Moutier (596.62/236.20) et
forage de Bévillard (588.90/231.21)

#### Situation géologique

PICOT (2002)

### Spectre

Dominance du Grenat et du groupe Epidote-Zoisite
Présence significative du Zircon
Glaucophane à Moutier-Belprahon

### Interprétation

Source principale du Thunerseeschüttung et ap-
ports secondaires du Genferseeschüttung.
La présence de la Glaucophane à Moutier-Belpra-
hon marque pour la première fois une influence

alpine (Genferseeschüttung) dans la Molasse alsacienne et par conséquent dans la Molasse du Jura. Une influence mineure des massifs hercyniens septentrionaux (Vosges, Forêt Noire, Massif Central) n'est pas exclue.

### 4.1.7 Calcaires delémontiens (MP28-MN1)

#### Echantillons

Coupe de la Brochene Fluh (621.90/247.54) et
coupe de Saicourt (582.00/233.00)

#### Situation géologique

FAVRE (1998), PICOT (2002) et ce travail (voir **3.1 Localisation des coupes et des affleurements**)

### Spectre

Dominance du Grenat et du groupe Epidote-Zoisite
Présence significative du Zircon

### Interprétation

Source principale du Thunerseeschüttung et ap-
ports secondaires du Genferseeschüttung
Une influence mineure des massifs hercyniens sep-
tentrionaux (Vosges, Forêt Noire, Massif Central)
n'est pas exclue.

### 4.1.8 Aquitanien (MN1-2)

#### Echantillons

Coupe de Wallenried (574.45/192.45)

#### Situation géologique

BECKER (1996), Becker *et al.* (2001) et ce travail (voir **3.1 Localisation des coupes et des affleurements**)

### Spectre

Dominance du groupe Epidote-Zoisite et du Grenat
Présence significative du Zircon

### Interprétation

Source principale du Freiburgerschüttung et ap-
ports secondaires du Genferseeschüttung

### 4.1.9 Conglomérats & Grès de l'OMM méridionanx (MN3)

#### Echantillons

Coupe de Tavannes Route (581.17/231.22), coupe de Tavannes Décharge (579.35/259.35) et coupe du Crêt-du-Locle (550.75/214.20)
### Situation géologique

Ce travail (voir **3.1 Localisation des coupes et des affleurements**)

### Spectre

Dominance du groupe Epidote-Zoisite et du Grenat
Possible présence significative du Zircon
Glaucophane au Crêt-du-Locle

### Interprétation

Source principale du Napfschüttung et apports secondaires possibles du Paleovogesenschüttung.
Influence alpine encore présente au Crêt-du-Locle

### 4.1.10 Conglomérats & Grès de l'OMM septentrionaux (MN4)

#### Echantillons

Coupe Esther (603.42/243.35), karst de Glovelier (580.36/242.08).

Le faciès du karst de Vendlincourt (578.80/255.28) ne montre pas de caractère marin ou saumâtre, mais présente un spectre de minéraux lourds très proche de celui du karst de Glovelier.

### Situation géologique

Ce travail (voir **3.1 Localisation des coupes et des affleurements**)

### Spectre

Dominance du groupe Epidote-Zoisite et du Grenat
Présence significative ou annexe du Zircon, de la Staurotide et de la Tourmaline
Présence de la Monazite à Glovelier

### Interprétation

Source principale du Paleoglimmersandschüttung et apports secondaires possible du Paleovogesenschüttung

### 4.1.11 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM (MN5-MN9)

#### Echantillons

Coupe du Nebelberg (613.40/250.65), karst de Roderis (611.40/249.80)

### Situation géologique

Ce travail (voir **3.1 Localisation des coupes et des affleurements**)

### Spectre

Dominance du Grenat et du Zircon
Présence significative de la Tourmaline

### Interprétation

Source principale du Juranagelfluh des Beckens von Laufen

### 4.1.12 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung (MN6-9)

#### Echantillons

Coupes de La Lovère (586.90/244.48), karst de Liesberg (600.36/250.209) pour le Membre du Bois de Raube et du Montchaibeux
Coupes de l'Etang de Bonfol Nord (578.90/258.00) et Sud (579.15/257.60), Charmoille (582.24/252.94), karst d'Alle-Porrentruy (574.35/252.00) et karst de Porrentruy Sud (572.92/250.80) pour le Membre d'Ajoie

### Situation géologique

Ce travail (voir **3.1 Localisation des coupes et des affleurements**)

### Spectre pour le Membre du Bois de Raube et du Montchaibeux

Dominance du Grenat et du Zircon
Présence significative de la Tourmaline

### Spectre pour le Membre d'Ajoie

Dominance du Zircon et de la Tourmaline

### Interprétation

Source principale du Vogesenschüttung

## 4.2 ANALYSES PARDIFFRACTION X (XRD)

Les assemblages de minéraux argileux sont utilisés ici dans le but de déterminer une évolution climatique et son influence sur les dépôts de la Molasse du Jura. La composition des minéraux argileux des profils d'altération et des sols dépend principalement des conditions climatiques prévalant et leurs assemblages dans les sédiments peuvent être utilisés pour reconstruire les paléoclimats. De plus les minéraux argileux et leur abondance relative peuvent fournir des informations supplémentaires sur les sources de sédiments, les zones d'influences des systèmes distributaires et les reliefs (MILLOT, 1970 ; SINGER, 1984 ; CHAMLEY, 1989 ; WEAVER, 1989 ; CURTIS, 1990 ; VELDE, 1995 ; GAWENDA, 1999 ; THIRY, 2000).
## 4.2.1 Abréviations

Le Tab. 4-1 présente la liste des abréviations utilisées dans les paragraphes consacrés aux minéraux argileux ainsi que dans les représentations graphiques des Fig. 4-2 à 4-19.

<table><caption>Tab. 4-1 Abréviations utilisées dans l'étude des minéraux argileux.</caption><thead><tr><th>RT</th><th>Roche totale</th><th>MA</th><th>Minéraux argileux</th><th>R</th><th>rapport</th></tr></thead><tbody><tr><td>Phyllo</td><td>phyllosilicates</td><td>SM</td><td>smectite</td><td rowspan="3">%</td><td rowspan="3">abondance relative</td></tr><tr><td>Qz</td><td>quartz</td><td>IS</td><td>interstratifiés</td></tr><tr><td>KF</td><td>feldspath potassique</td><td>IL</td><td>illite</td></tr><tr><td>Plag</td><td>plagioclase</td><td>KAO</td><td>kaolinite</td><td rowspan="3">% wt</td><td rowspan="3">abondance pondérale</td></tr><tr><td>Cc</td><td>calcite</td><td>CHL</td><td>chlorite</td></tr><tr><td>Do</td><td>dolomite</td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

## 4.2.2 Méthodes

Les analyses par diffraction aux rayons X (XRD) ont été effectuées à l'Institut de Géologie de l'Université de Neuchâtel sur un Diffractomètre SCINTAG XRD 2000. Un petit nombre d'échantillons provenant de Wallenried (USM du Plateau) a été traité à l'Université de Fribourg sur un Diffractomètre SIEMENS D500.

Les échantillons pour la roche totale ont été préparés selon la méthode de KÜBLER (1987). Environ 20g de chaque échantillon sont broyés afin d'obtenir de petites particules de la roche (1-5mm). De ces 20g, 5g sont séchés à la température de 60°C et ensuite à nouveau broyé jusqu'à l'obtention d'une poudre homogène dont les grains sont <40µm. 800mg de cette poudre sont compressés (20 bars) dans un porté-échantillon et analysés par XRD. La composition de la roche totale est déterminée en utilisant les standards externes basés sur les méthodes décrites par FRERRERO (1965, 1966), KLUG & ALEXANDER (1974), KÜBLER (1983), MOORE & REYNOLDS (1989) et ROLLI (1992). Les abondances des minéraux dans la roche totale sont exprimées en pourcentages pondéraux (% wt).

Les analyses de minéraux argileux sont basées sur les méthodes de KÜBLER (1987). Les particules broyées sont mélangées avec une solution aqueuse ionisée (pH 7-8) et agitées. La fraction carbonatée est éliminée par l'adjonction à température ambiante d'HCL 10% (1.25 N). La préparation réagit alors pendant 20 minutes ou plus, jusqu'à ce que tout le carbonate soit dissout. Une désagrégation aux ultrasons est effectuée toutes les 3 minutes. Le résidu insoluble est lavé et passé à la centrifugeuse (5-6 fois) jusqu'à l'obtention

d'une suspension neutre (pH 7-8). La séparation des différentes fractions granulométriques (<2µm et 2-16µm) est obtenue grâce à la relation entre le temps de sédimentation et la profondeur de pipetage basée sur la loi de Stokes. La fraction sélectionnée est alors pipetée sur une plaquette de verre et séchée à l'air à la température ambiante. La préparation orientée de la fraction <2µm est en-core analysée après une saturation à l'éthylène glycol et un séchage à l'air. Les intensités des pics caractéristiques de chaque minéral (smectite, chlorite, illite, kaolinite, interstratifié) sont mesurées (cpm, coups par minute) pour les estimations semi-quantitatives des proportions des minéraux argileux présents.

L'identification des minéraux argileux dans les diffractogrammes XRD est vérifiée en utilisant le programme « SCINTAG DMS software package ». Dans cette procédure, les pics XRD caractéristiques de chaque minéral peuvent être superposés par d'autres minéraux définis par une même distance (d) de base (001) de leur réseau cristallographique. Dans le cas d'une superposition, des corrections sont effectuées par le « SCINTAG DMS software package » (utilisation d'algorithmes gaussiens), jusqu'à ce qu'un meilleur ajustement soit obtenu. Des corrections dues à de telles superpositions sont souvent nécessaires pour séparer des pics de la kaolinite (001) et de la chlorite (002) (les deux pics se situent à environ 12.2° sur les diffractogrammes). La contribution de la kaolinite et de la smectite dans ce pic cumulé est calculée indirec-tement à partir des intensités des pics de la kaolinite (002) et de la chlorite (004). Après la séparation des pics de la kaolinite (002) et de la chlorite (004) (24.9 et 25.2°), une abondance relative des deux minéraux est calculée à partir de leurs rapports respectifs.

$$R1=[\text{kaolinite}(002)/(\text{kaolinite}(002)+\text{chlorite}(004)]$$

$$R2=[\text{chlorite}(004)/(\text{kaolinite}(002)+\text{chlorite}(004)]$$

Ainsi ces rapports R1 et R2 sont utilisés pour recalculer les intensités de la kaolinite et de la chlorite à partir de l'intensité du pic commun à environ 12.2°. Finalement les intensités de la smectite (001), de la chlorite (002), de l'illite (001), des interstratifiés (001) et de la kaolinite (001) sont recalculées à 100% (abondance relative).

Les rapports des minéraux argileux utilisés dans cette étude sont calculés à partir des intensités de base (001) des pics des minéraux argileux concernés.
### 4.2.3 Significations climatiques des minéraux argileux

La formation de minéraux argileux dans un sol est fonction de la température moyenne annuelle, de la précipitation moyenne annuelle, de la saisonnalité, du type de substrat rocheux et du temps disponible pour la maturation des sols (CHAMLEY, 1989 ; WEAVER, 1989 ; VELDE, 1995). Cependant, pour qu'un signal climatique soit préservé dans des sédiments clastiques, un sol caractéristique doit être érodé, transporté et sédimenté. Les processus liés à l'érosion et au transport peuvent voiler quelque peu un signal climatique, par exemple à cause d'un mélange d'horizons indiquant des degrés d'altération différents (CURTIS, 1990). Les phénomènes d'érosion et de remaniement des substrats rocheux biaisent également considérablement les interprétations.

Thiry (2000) précise des cortèges argileux peu différenciés et constitués principalement de minéraux hérités et d'interstratifiés dans des sols formés sous

des climats tempérés. Dans les milieux arides chauds ou froids (désert ou taïga), il n'y a généralement pas de développement de sol. Les apports de minéraux argileux dans de telles régions proviennent essentiellement des substrats rocheux ou des paléosols. Ils sont donc principalement hérités. La zone méditerranéenne pourra cependant montrer le développement de sols à faible profil d'altération constitués de smectite et de palygorskite. Par contre, la KAO et la SM sont en général le produit d'une intense altération chimique. Ils se forment principalement dans des milieux inter-tropiques (savanes, forêts tropicales) et ont un véritable intérêt pour les reconstitutions paléoclimatiques (Fig. 4-2).

La kaolinite se forme préférentiellement sous des conditions climatiques tropicales à subtropicales. Une vaste altération associée à une précipitation pérenne et une température de sol minimale excédant 15°C favorise sa formation, laquelle est accompagnée par un lessivage progressif des cations et des oxydes de silicium (CURTIS, 1990 ; ROBERT & KENNET, 1994 ; GAWENDA, 1999).

<figure><img src="image_145.png" /><figcaption>**Fig. 4-2** Altération superficielle et néoformation des minéraux argileux en fonction des différentes zones climatiques (modifiée d'après Lisitzin, 1972 ; Pedro, 1975 ; Thiry, 2000).</figcaption></figure>
La smectite se forme sous des climats subtropicaux et tempérés avec une saisonnalité distincte alternant des périodes humides et sèches. Durant la saison humide, la solution de cations est activée, alors que durant la saison sèche la formation de précipités est meilleure. Ainsi une région mal drainée à relief modeste favorise la formation de smectite (ROBERT & KENNET, 1994 ; GAWENDA, 1999).

Des températures moyennes annuelles froides, des précipitations annuelles basses et des périodes limitées dans le temps pour le développement de sols empêchent une altération chimique intense et favorisent la formation d'illite, de chlorite et d'interstratifiés (hautes teneurs en Si, Mg, K) (CURTIS, 1990). Cette association minéralogique est dominante dans des sols immatures, soumis à une faible altération chimique (ROBERT & KENNET, 1994). L'illite et la chlorite peuvent également provenir de l'érosion d'une roche mère non altérée. Une augmentation de ces minéraux est également souvent observée dans des régions avec des reliefs escarpés et/ou une forte activité tectonique, où une rapide érosion ne permet pas la formation de sol (GAWENDA, 1999).

La topographie influence directement la matura-
tion du sol et l'érosion. Ainsi l'influence du climat par
rapport au relief peut être évaluée en comparant les
rapports des minéraux argileux caractéristiques.

* Le rapport SM/KAO fournit des informations sur le régime des précipitations et la saisonnalité (la formation de ces minéraux est dépendante du flux d'eau).

* Les rapports SM/IL+CHL et KAO/IL+CHL représentent l'influence du climat et du relief sur l'altération chimique.

* Le rapport KAO+SM/IL+CHL+IS fournit une information sur l'importance du détritisme. Il se combine aussi avec l'indice de détritisme tirée du rapport Cc/detritus (=Cc/Phyllo+Qz+KF+Plag) des analyses sur la roche totale.

Le transport des minéraux argileux depuis des
régions montagneuses durant des périodes à activité
tectonique stable montre peu de variation d'abondance
individuelle. Par contre, une activité tectonique maté-
rialisant un relief régional ou local abrupt se marquera
par des fluctuations prononcées dans les abondances
de minéraux (GAWENDA, 1999).

4.2.4 Altération, diagenèse et source possible
des minéraux argileux

Une altération diagénétique de paléosols ou de
sédiments après un enfouissement peut modifier
la composition minéralogique de manière variée.
Cependant la composition générale et la présence
de certains minéraux argileux plus stables dans des
dépôts marneux déposés relativement rapidement
préservent probablement une partie des signaux cli-
matiques originaux. En effet, dans ce type de dépôts,
les rapports kaolinite/smectite/illite ne devraient pas
changer drastiquement jusqu'à des températures
d'enfouissement d'environ 80 à 90°C (CURTIS, 1990).
La présence continue et variable de la smectite dans
l'ensemble des dépôts molassiques jurassiens et l'ab-
sence d'une tendance à sa diminution, corrélée avec
une augmentation de l'illite, de la chlorite et/ou des
interstratifiés (produits de transformation diagénétique
par agradation de la smectite) dans les niveaux les plus
profonds permettent d'exclure d'éventuelles altéra-
tions diagénétiques sous l'effet de l'enfouissement.

Les véritables paléosols dans la Molasse du Jura
sont très rares. Généralement on n'en retrouve que des
reliques sous forme de nodules calcaires transportés.
L'essentiel des cortèges argileux sont donc hérités, soit
d'une roche mère locale ou distale, soit d'un paléosol
contemporain. Cependant les publications concernant
la distribution de minéraux argileux dans les assises
mésozoïques du Jura sont peu nombreuses. On notera
en particulier KÜBLER (1962), PERSOZ (1982), PITTET
(1996), MOUCHET (1998) et COLOMBIÉ (2002).

L'illite demeure strictement détritique, qu'elle ait
transité ou non par des sols. Elle montrent une origine
alpine préférentielle, généralement associée à la chlo-
rite. Elle peut également être héritée de l'érosion et/ou
de l'altération des assises jurassiques et des massifs
nordiques des Vosges et de la Forêt Noire. COLOMBIÉ
(2002) en mentionne en moyenne 38% dans le Kim-
méridgien et PITTET (1996) 50% dans l'Oxfordien. On
la retrouve encore dans l'essentiel des dépôts oligo-
miocènes du Bassin molassique.

La CHL est probablement essentiellement d'origine alpine. Une altération et/ou une érosion des massifs des Vosges et de la Forêt Noire est également possible. On la retrouve dans l'essentiel des dépôts oligo-miocènes du Plateau et du Jura. Par contre elle est totalement ab- sente dans le Dogger, le Malm et le Crétacé (KÜBLER, 1962). Cependant PITTET (1996) signale sa présence dans quelques échantillons isolés de l'Oxfordien, mais toujours dans des proportions accessoires (2%).
Les IS sont très bien représentés dans les dépôts du Mésozoïque local. COLOMBIÉ (2002) en mentionne en moyenne 26% dans le Kimméridgien et PITTET (1996) 35% dans l'Oxfordien. Par contre ils semblent beaucoup plus rares dans les dépôts de la Molasse tant du Plateau que jurassienne (généralement inférieur à 5%). La plupart du temps les interstratifiés jurassiques ou molassiques sont des IL-SM.

La KAO est signalée dans les calcaires hauteriviens, dans le Kimméridgien et dans l'Oxfordien (KÜBLER, 1962). COLOMBIÉ (2002) en mentionne en moyenne 36% dans le Kimméridgien et PITTET (1996) 15% dans l'Oxfordien. Elle est très riche dans les dépôts du Sidérolithique. Elle disparaît au début de la sédimentation molassique du Plateau proprement dite. Par contre elle est régulièrement présente dans la Molasse du Jura et dans la Molasse bavaroise (MONNIER, 1979).

La SM peut se rencontrer dans les assises de l'Oxfordien, du Purbeckien et de l'Hauterivien (KÜBLER, 1962). COLOMBIÉ (2002) ne la signale pas dans le Kimméridgien. PITTET (1996) mentionne très rarement de faibles teneurs de smectite dans l'Oxfordien, souvent sous forme d'IS IL-SM. La SM est très fréquente dans la Molasse du plateau comme dans la Molasse du Jura.

## 4.2.5 Résultats des analyses XRD

### UMM RHÉNANE
ET DÉPÔTS CONTINENTEAUX
JURASSIENS CONTEMPORAINS

#### 4.2.5.1 Pâturage (PAT)

Cette coupe de 4.5m est située dans le synclinal de Moutier (594.60/237.30) et est présentée en détail dans le travail de PICOT (2002). Son lithofaciès se compose exclusivement de calcaires massifs, homogènes, durs et de couleur grise appartenant au Groupe des Calcaires inférieurs & Terre jaune (voir **2.1 Les groupes lithostratigraphiques du Paléogène**).

**Environnement**

Environnement lacustre à gastéropodes et charophytes dont le plan d'eau peut subir des émersions et des colonisations de végétaux.

**Biostratigraphie**

PICOT (2002) date les dépôts des Calcaires inférieurs & Terre jaune de la zone à charophyte *Harrisi-chara tuberculata* jusqu'à MP27. L'affleurement PAT

semble correspondre à une des plus vieilles localités post Eocène du synclinal de Moutier et appartient probablement aux zones mamaliennes MP21-22.

**Roche totale (Fig. 4-3a)**

Calcaires pratiquement purs (généralement plus de 90% wt de carbonates) accompagnés d'une fraction argileuse toujours inférieure à 5% wt.

**Minéraux argileux (Fig. 4-3a)**

Les niveaux 2 et 7 de la base du profil montrent une dominance nette de la SM (env. 30-40%) et de l'IL (>50%). Les niveaux 12 et 14 du profil se caractérisent par l'apparition de la KAO (>30%) au détriment essentiellement de la SM et de l'IL. Le niveau 19 du sommet du profil est marqué par une légère diminution de la KAO (plus qu'env. 10%) au profit de la SM et de l'IL. La CHL et les IS se corrèlent positivement et suivent grossièrement le trend de la KAO. Les IS demeurent toujours inférieurs à 10%, alors qu'on retrouve près de 30% de CHL dans le niveau 12.

**Interprétation**

La composition de la roche totale parle clairement en faveur d'une sédimentation en milieu calme, sans véritable détritisme. D'ailleurs le rapport Cc/detritus est toujours supérieur à 50, ou alors les composants du détritisme (Phyllo, Qz, KF, Plag) sont absents.

Une partie des minéraux argileux semblent hérités des assises oxfordiennes sous-jacentes, certainement en ce qui concerne l'IL, les IS et une frange continue d'environ 10% de KAO. La SM devrait être le produit d'une transformation à partir d'une altération probablement in situ des IS oxfordiens (IL-SM). D'ailleurs l'abondance relative des IS additionnée à celle des SM montre une valeur très proche de celle des IS retrouvés dans les assises oxfordiennes par PITTET (1996) (env. 35%). Ceci nous donne une première indication sur un climat à contraste saisonnier et une région sans véritable relief et mal drainée.

L'augmentation de la KAO dans les niveaux 12 et 14 ne semble pas être liée à un remaniement du sidérolithique. Le niveau 12 se corrèle d'ailleurs bien avec les maximas des rapports KAO+SM/CHL+IL+IS, SM/IL+CHL et KAO/IL+CHL, qui reflètent une période particulièrement calme au niveau des apports détritiques. La KAO semble plutôt néoformée et représente un signal climatique. De plus l'abondance maximale de la KAO mesurée dans le niveau 14 se corrèle encore avec une augmentation de la CHL et des IS. Les IS montrent une nette corrélation négative avec les SM, ce qui semble refléter une transformation
moins marquée des IS oxfordiens en SM au profit d'une néoformation de la KAO. L'augmentation de la CHL devrait refléter une période à influence détritique liée à une forte érosion de l'arrière-pays. Une baisse momentanée du contraste saisonnier devrait également caractériser cette période. La CHL serait alors probablement héritée d'une altération superficielle

d'un massif hercynien (Massifs Central, Vosgien, de la Forêt Noire ou même Bohémien), les minéraux lourds ayant mis en évidence l'absence d'apport alpin durant cette période dans le Jura. La KAO pourrait avoir une même origine pour autant qu'une kaolinisation ait pu se produire dans ces régions distales. Cependant une continuation de néoformation de KAO est fortement suspectée dans ce contexte un peu plus hydrolysant.

En termes de climat, la tendance générale est à un climat subtropical à léger contraste saisonnier pour la partie inférieure du profil. La partie supérieure est marquée par une légère diminution du contraste saisonnier et une érosion peut-être un peu plus active et continue de l'arrière-pays.

### 4.2.5.2 Develier (DEV)

La coupe Develier villa (589.58/245.80), d'une puissance de 3.5m, se situe dans le synclinal de Delémont et est présentée en détail dans le travail de PICOT (2002). Elle matérialise le contact entre le Mésozoïque et le Tertiaire, à savoir la Formation des Meeressand sur les assises du Kimméridgien (voir **2.1 Les groupes lithostratigraphiques du Paléogène**).

<figure><img src="image_146.png" /><figcaption>Fig. 4-3a Abondances des phases minérales majeures (en % pondéraux) de la coupe du Pâturage (PAT).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_147.png" /><figcaption>Fig. 4-3b Abondance semi-quantitatives des minéraux argileux de la coupe Pâturage (PAT).</figcaption></figure>
## Environnement

Environnement marin côtier situé à l'exutoire d'un système alluvial.

## Biostratigraphie

Zone à *Harrisichara tuberculata*, soit entre le sommet du Priabonien et la base du Rupélien (MP21-22).

## Roche totale (Fig. 4-4a)

L'échantillon X a été prélevé à éla base de la coupe et représente un calcaire pur du Kimméridgien.

Le partie supérieure de la coupe, exclusivement tertiaire, présente une composition minéralogique peu diversifiée et variée. On retrouve la Cc comprise entre 40% wt et 50% wt et une frange de Qz à environ 10% wt. La fraction argileuse montre une abondance comprise entre 5 et 15% wt.

<figure><img src="image_148.png" /><figcaption>Fig. 4-4a Abondances des phases minérales majeures (en % pondéraux) de la coupe de Develier (DEV).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_149.png" /><figcaption>Fig. 4-4b Abondances semi-quantitatives des minéraux argileux de la coupe de Develier (DEV).</figcaption></figure>

## Minéraux argileux (Fig. 4-4b)

Le cortège argileux du niveau X est caractéristique des assises kimméridgiennes avec plus de 40% de KAO, environ 30% d'IL et 6% d'IS. Un fait étonnant est la forte abondance de CHL avec près de 20%.

Le spectre de minéraux argileux est peu varié. On retrouve une frange stable de KAO 50-60%, de la CHL entre 10 et 15% et très peut d'IS, généralement moins de 5%. La SM apparaît dès le premier niveau (7-8) et demeure constante tout le long du profil à environ 35%.

## Interprétation

L'indice de détritisme est constant sur l'ensemble des niveaux tertiaires, reflétant un apport terrigène constant, certainement proximal.

Par rapport au Kimméridgien on constate une diminution de l'IL et des IS au profit de la SM, reflétant probablement une transformation par dégradation en SM. Un signal climatique d'une altération dans une région à contraste saisonnier est suspecté.

La KAO semble en majeure partie héritée du Kimméridgien et/ou du Sidérolitique. Cependant avec de telles abondances, une influence de néoformations dans des paléosols contemporains n'est pas exclue. On pourrait alors imaginer une légère signature d'un climat plus tropical qui aurait néoformé un peu de KAO.

La CHL, assez abondante, devrait provenir du Massif des Vosges ou autres massifs hercyniens sépentrionaux. Un héritage alpin paraît exclu, car aucune communication ne semble établie à l'époque.
#### 4.2.5.3 Bressaucourt (BRE)

La coupe Bressaucourt, Est Bois Carré, (571.30/250.35), constitue plus de 30m de calcaires, de marnes, de grès et de conglomérats à couleur dominante rouge surmontant les assises du Kimméridgien. Malheureusement le contact à proprement parlé n'était pas affleurant. Ces dépôts appartiennent aux Conglomérats de Porrentruy (voir **2.1 Les groupes lithostratigraphiques du Paléogène**) et cette localité a déjà été longuement discutée par BECKER & CIVELLI (2002), PICOT (2002) et PICOT *et al.* (2003).

##### Environnement

Environnement côtier deltaïque situé à la limite du domaine continental et du domaine marin.

La présence des niveaux conglomératiques et de gros blocs suggère l'existence d'un relief conséquent matérialisé par des falaises d'une dizaine de mètres et entaillé par des canyons. Certains niveaux de marnes à microfaunes lacustres (ostracodes) suggèrent l'existence de petits lacs d'eau douce le long de la côte, à l'abri des exutoires des canyons.

##### Biostratigraphie

La datation de ces niveaux est problématique. Par corrélation avec des âges déterminés dans les Septarienton voisins et probablement contemporains, PICOT (2002) leur attribue un âge NP21. Cependant la biostratigraphie des nannofossiles peut poser quelques problèmes, car elle est souvent basée sur des disparitions. Généralement d'autres méthodes (dinoflagellés) donnent des âges plus jeunes, basés sur des apparitions. Le cadastre des gisements à mammifères de Bâle signale un *Aceratherium* sp. à l'Oiselier (571.62/250.56), localité à Conglomérats de Porrentruy, voisine de celle de Bressaucourt et un *Aceratherium filholi* à Bressaucourt même. Ces deux périssovactyles sont en fait *Ronzotherium* sp. et *Ronzotherium filholi*. Cette dernière espèce est caractéristique des zones MP22-25(26), alors que le genre *Ronzotherium* apparaît en Europe dès MP21 (voir **5 – Rhinocerotoidea**). Ainsi un âge Rupélien inférieur est admis, probablement MP22.

##### Roche totale (Fig. 4-5a)

La base du profil (niveaux 0 à 3) est peu marquée par le détritisme. Les carbonates dominent largement avec des abondances de la Cc comprises entre 50% wt et plus de 70% wt. Par la suite les échantillons montrent une signature détritique plus prononcée avec des abondances de Phyllo jusqu'à près de 20% wt et de Qz jusqu'à près de 15% wt. Tout le long du profil,

la Cc montre une corrélation négative avec les Phyllo, alors que le Qz reflète une légère tendance régulière à l'augmentation. Le dernier niveau (15), au sommet de la coupe, se distingue par une baisse de la Cc et une stagnation du Qz et des Phyllo, qui semblent essentiellement due à l'augmentation des indosés.

Plusieurs niveaux ont encore révélé la présence de la Goethite ou de la Pyrite.

##### Minéraux argileux (Fig. 4-5b)

Le cortège argileux de l'ensemble des échantillons est assez monotone. Il est dominé par la KAO et la SM plus des 60% à eux deux en général. Les IS ne sont jamais supérieurs à 5% et l'IL à 20%. La CHL est un peu plus abondante, généralement supérieure à 10% et pouvant atteindre un maximum à plus de 20%.

<figure><img src="image_150.png" /><figcaption>Fig. 4-5a Abondance des phases minérales majeures (en % pondéraux) de la coupe de Bressaucourt (BRE).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_151.png" /><figcaption>**Fig. 4-5b**
Abondances semi-quantitatives des minéraux argileux de la coupe de Bressaucourt (BRE).</figcaption></figure>

Il semble que, dans la première moitié du profil, la SM se corrèle positivement avec les IS, alors qu'elle se corrèle négativement dans la deuxième. Dans la partie supérieure, la CHL, l'IL et les IS se corrèlent positivement. La KAO varie peu, excepté à la base (niveaux 0-2) où elle est un peu plus faible, au profit de la SM. Par la suite, des niveaux 4 à 7, elle se corrèle encore négativement avec la SM, mais dans des amplitudes modestes. A partir du Niveau 7 la KAO reste constante, et les variations ne se font plus qu'entre la SM, l'IL, la CHL et les IS.

## Interprétation

La base de la coupe (niveaux 0 à 3) correspond à une période de sédimentation tranquille, sans influence détritique majeure. Elle est caractérisée par une dominance de la SM sur la KAO. Un signal climatique caractérisé par une altération des héritages

du Kimméridgien (IL et IS) est suspecté. Ensuite la KAO devient dominante et un second signal climatique est suggéré. Cependant il est clair qu'une grande partie de la KAO est héritée du Kimméridgien et/ou du Sidérolithique.

Tout le long de la coupe, les IS et l'IL demeurent dans de faibles abondances et semblent refléter avec la SM un équilibre entre héritage et altération par dégradation.

La CHL est un héritage plus ou moins constant des zones plus distales, probablement les Vosges ou peut-être le Massif Central, comme le suggèrent les minéraux lourds. Avec la SM et la KAO, elle est le principal paramètre de contrôle des rapports SM/IL+CHL, KAO/IL+CHL et KAO+SM/CHL+IL+IS. Elle reflète des massifs externes en érosion, peut-être l'existence d'une phase de surrection.
#### 4.2.5.4 Dornachbrugg (DOR)

Cette affleurement se situe le long de la Birse à Dornach, dans la bordure Sud du Fossé Rhénan (612.75/259.80). Son profil matérialise près de 8m de grès et de marnes de Molasse alsacienne (voir **2.1 Les groupes lithostratigraphiques du Paléogène**). PICOT (2002) présente dans le détail cette localité.

##### Environnement

Environnement côtier estuarien

##### Biostratigraphie

Les restes de macrovertébrés signalés à Dornachbrugg indiquent le niveau mammalien MP22 (ENGESSER & MÖDDEN, 1997).

##### Minéraux argileux (Tab. 4-2)

Les deux niveaux échantillonnés à la base de la coupe de PICOT (2002) montrent une composition argileuse à chaque fois dominée par la SM à plus de 50%. L'IL varie de manière négative par rapport à la SM. Les IS sont quasi inexistants, inférieurs à 5%. La CHL et la KAO, entre 8 et 15% chacun, semblent varier de manière opposée.

<table><caption>Tab. 4-2 Abondances relatives des minéraux argileux de Dornachbrugg (DOR).</caption><thead><tr><th></th><th>SM</th><th>IS</th><th>IL</th><th>KAO</th><th>CHL</th></tr></thead><tbody><tr><th>DOR 6</th><td>57.41%</td><td>2.25%</td><td>15.78%</td><td>8.77%</td><td>15.78%</td></tr><tr><th>DOR 5</th><td>62.72%</td><td>3.76%</td><td>12.32%</td><td>12.36%</td><td>8.83%</td></tr></tbody></table><table><thead><tr><th></th><th>SM/IL+CHL</th><th>KAO/IL+CHL</th><th>SM/KAO</th><th>KAO+SM/CHL+IL+IS</th></tr></thead><tbody><tr><th>DOR 6</th><td>1.819062</td><td>0.277838</td><td>6.547196</td><td>1.957126</td></tr><tr><th>DOR 5</th><td>2.964967</td><td>0.584331</td><td>5.074122</td><td>3.013244</td></tr></tbody></table>

##### Interprétation

Les IS et l'IL sont classiquement des héritages des assises mésozoïque. La SM, avec une moyenne de près de 60%, montre une abondance relative en nette augmentation par rapport aux localité précédentes. Elle est le résultat de la transformation par dégradation de ces IS et IL hérités. La CHL est encore un héritage d'un massif nordique, probablement de la Forêt Noire vu la position géographique de cette localité.

On considère généralement la KAO comme une fringe héritée du Mésozoïque, en tout cas en partie. Cependant, étant donné qu'elle se corrèle négativement avec la CHL, minéral hérité par excellence, on pourrait se poser la question d'une influence climatique. Les analyses sont, bien entendu, trop peu nombreuses pour se prononcer. De plus des abondances relatives aussi faibles restent assez caractéristiques d'un héritage mésozoïque.

#### 4.2.5.5 Laufon (LAU)

Dans la carrière de Laufon (605.25/251.00) une série de 8 coupes corrélables entre elles a permis de lever un profil de près de 30m dans les Septarienton et la Molasse alsacienne (voir **2.1 Les groupes lithostratigraphiques du Paléogène**). PICOT (2002) présente dans le détail cette localité. La base de la coupe repose directement sur un platier rocheux kimméridgien et montre le passage des Septarienton à la Molasse alsacienne.

##### Environnement

Quatre environnements successifs sont interprétés à Laufon (PICOT, 2002). La base du profil représente un environnement côtier matérialisé par un platier rocheux, suivi d'un environnement marin de bassin. La partie supérieure montre un environnement marin de delta sous-marin progradant, passant progressivement à un environnement saumâtre de delta aérien.

##### Biostratigraphie

Cette localité est datée par nannofossiles de la zone nannoplanctonique NP22, ce qui correspond à la zone mammalienne MP22, peut-être MP23.

##### Roche totale (Fig. 4-6a)

La base de la coupe, jusqu'au niveau S14, montre une composition minéralogique stable, composée par en 20% wt de Phyllo, 20% wt de Qz, 5% wt de KF et de Plag et 25% wt de Cc. On observe également une fringe continue de 2-3% wt de Do, ainsi qu'une présence discontinue de 0 à 3% de Goethite.

La partie supérieure est beaucoup plus variée. Le Qz, le Plag et le KF montrent des changements d'abondance parallèles et se corrèlent négativement avec les Phyllo. La Cc demeure grossièrement constante, excepté pour trois niveaux (L24, S3.7 et L74) où elle montre des excursions positives, mais sans lien apparent avec les autres phases minérales. La Goethite et la Do se corrèlent positivement et montrent des tendances en partie similaires aux Qz, Plag et KF.

De plus, on observe régulièrement le long du profil des traces d'Ankérite, plus rarement d'Hématite et de Pyrite.

##### Minéraux argileux (Fig. 4-6b)

La SM est le minéral argileux nettement dominant et elle se corrèle négativement avec la KAO tout le long du profil. Elle présente des abondances relatives moyennes à plus de 50%. La KAO, l'IL et la CHL se corrèlent positivement entre elles. La CHL présente en moyenne une abondance de 17%, mais peut montrer
<figure><img src="image_152.png" /><figcaption>Fig. 4-6a Abondances des phases minérales majeures (en % pondéraux) de la coupe de Laufon (LAU).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_153.png" /><figcaption>Fig. 4-6b Abondances semi-quantitatives des minéraux argileux de la coupe de Laufon (LAU).</figcaption></figure>
des excursions positives jusqu'à 40%, voire près de 50%. Les IS sont toujours inférieurs à 8% et se corrèlent grossièrement négativement avec la SM.

Les rapports SM/IL+CHL, SM/KAO et SM+KAO/CHL+IL+IS se corrèle négativement avec le rapport KAO/IL+CHL.

### Interprétation

Une sédimentation de décantation en milieu marin, avec peu de variation du détritisme, caractérise la base de la coupe. Le niveau plus carbonaté L24 ne semble pas se corréler avec un changement dans le cortège argileux. Au sommet de la coupe, l'influence deltaïque est clairement reflétée par la variation des apports détritiques. La transition entre les Septarienton et la Molasse alsacienne est parfaitement illustrée à partir du niveau L48 par de sensibles augmentations et variations dans les abondances du Qz, du Plag et du KF.

Tout comme à Dornachbrugg, les cortèges argileux sont marqués par une nette augmentation de la SM par rapport aux localités précédentes.

Les IS, l'IL, la CHL et la KAO représentent la phase argileuse héritée, alors que la SM montre certainement des transformations par dégradation des IL, des IS et peut-être même des CHL.

La KAO, l'IL et les IS doivent probablement provenir du remaniement du Kimméridgien. D'une manière générale, une augmentation de la CHL et de l'IL, peut-être déjà amorcée à Dornachbrugg, semble se dessiner. Nous avons vu avec les minéraux lourds que les premiers apports alpins ne commencent pas avant le Chattien (MP25). La CHL ne doit donc pas être originaire du Sud. Les quelques excursions positives de la CHL, notamment dans le niveau L77, semblent refléter une augmentation de la phase héritée au détriment de la néoformation de la SM. Des périodes peut-être un peu plus froides ainsi que la création de relief dans l'arrière-pays pourrait en être la cause. Dans le rapport SM/KAO, les deux nettes excursions (L61, L76) positives pourraient être des signaux climatiques.

Les analyses effectuées dans les dépôts des Septarienton sont marquées par une forte abondance relative de SM probablement néoformée. Cependant le niveau L12 montre une excursion à près de 25% de la KAO au détriment de la SM. Une influence tropicale semble encore se manifester par intermittence dans ces niveaux, malgré la nette augmentation du contraste saisonnier.

La limite Septarienton Molasse alsacienne est clairement marquée par les cortèges argileux. A la Fin des Septarienton l'excursion positive de la CHL, de l'IL et de la KAO, corrélée avec la disparition presque totale de la SM, reflète un changement d'hydrodynamisme, avec un mélange d'apports locaux et plus distaux et une faible hydrolyse. Une courte période plus froide et une activité tectonique de l'arrière-pays sont suspectées. Par la suite, au début de la Molasse alsacienne, une dominance de SM néformée pourrait refléter un signal climatique à contraste saisonnier.

## USM JURASSIENNE

### 4.2.5.6 Moutier-Belprahon (MB)

Cette affleurement se situe entre la ville de Moutier et le village de Belprahon, le long de la rivière de La Rauss (597.22/236.46) et se trouve dans la Molasse alsacienne (voir **2.1 Les groupes lithostratigraphiques du Paléogène**). PICOT (2002) présente dans le détail une coupe de 15m de puissance.

### Environnement

Environnement fluviatile à la base passant à un environnement lacustre au sommet.

### Biostratigraphie

Cette localité est datée par charophytes de la zone à major ou microcera, ce qui correspond aux zones mammaliennes MP22 à 26. La présence de Glaucophane dans le spectre de minéraux lourds montre une influence du Genferseeschüttung, actif dans la région seulement depuis le Chattien (BRIANZA et al., 1983). De plus, en comparaison avec les datations de la coupe VM (voir ci-dessous), stratigraphiquement plus jeune, un âge préférentiel Chattien inférieur est suspecté (MP25-26).

### Roche totale (Fig. 4-7a)

La minéraux dominants sont le Qz et la Cc, présents tout le long du profil respectivement entre 10% wt et près de 40% wt et entre 20% wt et 30%. Le KF et le Plag sont présents soit comme minéral trace ou jusqu'à une abondance de près de 15% wt. Ils sont corrélés positivement avec le Qz. Les Phyllo montrent une fringe relativement stable entre 10% wt et 20% wt. La Do est encore présente pratiquement dans chaque échantillon.

### Minéraux argileux (Fig. 4-7b)

La SM est dominante dans la partie inférieure de la coupe. Dans la partie supérieure, elle est surclassée par une excursion positive de près de 50% de la KAO dans le niveau 5, et par une nette augmentation de l'IL
et des IS dans le niveau 11. L'IL et les IS sont corrélés positivement sur tout le profil. La CHL se corrèle positivement avec la SM et peut atteindre 25% (niveau7). Elle montre une tendance à l'augmentation par rapport aux localités précédentes.

## Interprétation

Cette localité présente un assemblage minéralogique typique du Chattien inférieur. Ainsi le Qz, le KF et le Plag pourraient en partie indiquer un apport alpin, encore jamais enregistré dans les analyses XRD précédentes. La même constatation a été mise en évidence par l'étude des minéraux lourds (voir 4.1.6 *Molasse alsacienne à influence alpine*). L'indice de détritisme reste constant et montre une légère dominance des apports clastiques.

La SM, après ses abondances relatives maximales enregistrées à Laufon et à Dornachbrugg, semble amorcer une tendance à la diminution. Les abondances relatives de l'IL et de la CHL confirment la tendance à l'augmentation pressentie à Laufon et à Dornachbrugg.

Les IS et l'IL sont hérités des assises mésozoïques. La CHL, également héritée, ne se corrèle positivement ni avec les IS et l'IL, ni avec le Qz, le KF et le Plag. Une troisième source est suspectée. Les minéraux lourds ont d'ailleurs mis en évidence un apport mixte du Thunerseeschüttung, du Genferseeschüttung et des massifs hercyniens septentrionaux. Une altération partielle d'un substrat granitique sous un climat plus froid pourraient en être l'origine. Cette baisse de température serait également à l'origine de la légère baisse de SM constatée, les altérations par hydrolyses étant peut-être ralenties. Cependant, la SM se corrèle tout de même positivement avec la CHL. Ainsi cette association CHL-SM pourrait être la signature de saisons sèches et froides, la CHL demeurant une altération et/ou une érosion de l'arrière-pays, peut-être contemporaine à son dépôt dans la Molasse alsacienne.

L'excursion positive de la KAO dans le niveau 5 est interprétée comme un signal climatique pouvant encore donner par intermittence un caractère tropical à la région.

<figure><img src="image_154.png" /><figcaption>Fig. 4-7a Abondance des phases minérales majeures (en % pondéraux) de la coupe de Moutier-Belprahon (MB).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_155.png" /><figcaption>Fig. 4-7b Abondances semi-quantitatives des minéraux argileux de la coupe de Moutier-Belprahon (MB).</figcaption></figure>

### 4.2.5.7 Viaduc-Moutier (VM)

A l'Est de la ville de Moutier, une coupe de près de 36m de Molasse alsacienne a été mise au jour par des travaux autoroutiers. (voir **2.1 Les groupes lithostratigraphiques du Paléogène**). PICOT (2002) présente dans le détail une coupe de 15m de puissance.

#### Environnement

Environnement fluviatile correspondant majoritairement à des faciès de plaine d'inondation.

#### Biostratigraphie

La base de la coupe (niveau 19) est datée par charophytes de la zone à major ou microcera et le niveau 16 de la zone à ungeri. Cette localité se situe du point de vue stratigraphique clairement au-dessus de celle de Moutier-Belprahon. Un âge MP25-28 est vraisemblable.

#### Roche totale (Fig. 4-8a)

La minéral dominant est le Qz (régulièrement à plus de 20% wt). La Cc montre des abondances variées de 0 à près de 50% wt et se corrèle négativement

avec la Do. Le KF et le Plag sont présents et en légère augmentation par rapport aux analyses de Moutier-Belprahon. Les Phyllos montrent une abondance moyenne à près de 15% wt et se corrèlent négativement avec le Qz, le Plag et le KF. On retrouve encore régulièrement des traces de Goethite et d'Ankérite.

#### Minéraux argileux (Fig. 4-8b)

La SM est encore dominante (abondance relative moyenne à plus de 35%) et d'une manière générale corrélée négativement avec les IS, l'IL et la CHL. La KAO montre une frange particulièrement modeste, souvent inférieure à 5%. Par contre la CHL et l'IL montrent des abondances relatives encore jamais atteintes dans la Molasse alsacienne avec respectivement près de 25% et 30% de moyenne.

#### Interprétation

Le Qz, le KF et le Plag pourraient indiquer un apport en partie alpin, comme suggéré dans les analyses de Moutier-Belprahon. L'indice de détritisme est relativement chaotique, illustrant des variations de
l'hydrodynamisme. La Do est probablement d'origine diagénétique.

Les IS et l'IL sont hérités des assises mésozoïques. La KAO ne montre aucun signe d'influence climatique et est également héritée des assises mésozoïques. Les abondances relatives de l'IL et de la CHL continuent à augmenter alors que celle de la SM continue à diminuer. Ainsi les tendances enregistrés depuis les premiers dépôts de la Molasse alsacienne continuent à s'accentuer.

En termes de climat les influences tropicales parfois suggérées par des excursions de la KAO ont

disparu. La dominance de la SM caractérise toujours un contraste saisonnier, mais sa diminution et son association avec l'augmentation de la CHL et de l'IL mettent en évidence des températures plus froides et/ou un arrière-pays en relief, ceci dans la mesur où les altérations par hydrolyse sont ralenties dans les bas-reliefs (transformations des IS et IL en SM) et plus que partielles dans les régions montagneuses (métamorphisme rétrograde de la biotite).

Les apports de matériel alpin constatés dans l'étude des minéraux lourds doivent probablement aussi concerner une partie de la CHL et de l'IL.

<figure><img src="image_156.png" /><figcaption>Fig. 4-8a Abondances des phases minérales majeures (en % pondéraux) de la coupe Viaduc-Moutier (VM).</figcaption></figure>