Damien BECKER

# Paléoécologie et paléoclimats de la Molasse du Jura (Oligo-Miocène): apport des Rhinocerotoidea (Mammalia) et des minéraux argileux

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DEPARTEMENT DE GEOSCIENCES – GEOLOGIE ET PALEONTOLOGIE –
UNIVERSITE DE FRIBOURG (SUISSE)

# Paléoécologie et paléoclimats de la Molasse du Jura (Oligo-Miocène) : apport des Rhinocerotoidea (Mammalia) et des minéraux argileux

## THESE

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

Damien Becker
de Zürich, Suisse

2003

Thèse N° 1416
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Acceptée par la Faculté des Sciences de l'Université de Fribourg (Suisse)

Sur la proposition de :

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

Prof. Claude Guérin, Université Claude Bernard, Lyon (France)

Dr. Thierry Adatte, Université de Neuchâtel (Suisse)

Fribourg, le 20 juin 2003

Le Doyen : Prof. Dionys Baeriswyl

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Directeur de Thèse : Prof. Jean-Pierre Berger

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TABLE DES MATIÈRES

<table><tr><td>RÉSUMÉ</td><td>9</td></tr><tr><td>ZUSAMMENFASSUNG</td><td>11</td></tr><tr><td>ABSTRACT</td><td>13</td></tr><tr><td>AVANT-PROPOS</td><td>15</td></tr></table>

1 – INTRODUCTION.................................................. 19

1.1 OBJECTIFS .................................................................... 19

1.2 CADRE GÉOGRAPHIQUE........................................ 19

1.3 CADRE GÉOLOGIQUE ET STRATIGRAPHIQUE21

1.3.1 Généralités.................................................. 21

1.3.2 Cadre régional ............................................ 22

1.4 MÉTHODOLOGIE.................................................. 26

1.4.1 Terrain .......................................................... 26

1.4.2 Laboratoire .................................................. 26

2 – LITHOSTRATIGRAPHIE........................................ 29

2.1 LES GROUPES LITHOSTRATIGRAPHIQUES DU PALÉOGÈNE .................................................................... 29

2.1.1 Groupe du Sidérolithique (MP14-MP19) .................................................. 29

2.1.2 Groupe des Calcaires inférieurs & Terre jaune (MP20-MP27) ................ 29

2.1.3 Groupe des Gompholithes & Conglomérats (MP21-22).................... 30

2.1.4 Groupe des Meeressand & Calcaires marins (MP21-MP25) .... 30

2.1.5 Groupe des Septarienton (MP21-MP25) ........................................ 30

2.1.6 Groupe de la Molasse alsacienne (MP21-MP29) ........................................ 30

2.1.7 Groupe des Calcaires delémontiens (MP29-MN1)........................................ 32

2.2 LES GROUPES LITHOSTRATIGRAPHIQUES DU NÉOGÈNE.................................................. 32

2.2.1 Remarque sur l'Aquitanien de l'USM.................................................. 32

2.2.2 Groupe des Conglomérats & Grès de l'OMM........................................ 34

2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM.................. 42

2.2.4 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM............ 49

2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung .................... 59

2.2.6 Cailloutis & Argiles post-molassiques65

2.3 DISTRIBUTION DES GROUPES LITHOSTRATIGRAPHIQUES PAR SYNCLINAL. 69

2.4 SYNTHÈSE LITHOSTRATIGRAPHIQUE ............ 71

2.4.1 Coupes et affleurements paléogènes .. 72

2.4.2 Coupes et affleurements néogènes ..... 73

2.5 CARTE GÉOLOGIQUE DES SYNCLINAUX JURASSIENS .................... 77

3 – SÉDIMENTOLOGIE & PALÉONTOLOGIE............ 79

3.1 LOCALISATION DES COUPES ET DES AFFLEUREMENTS ........................................ 79

3.2 NOUVELLES LOCALITÉS ........................................ 79

3.2.1 Molasse alsacienne........................................ 79

3.2.1.1 La Beuchille (BEU).......................... 79

3.2.2 Calcaires delémontiens .................................... 95

3.2.2.1 Pavillon-Moutier (PMO).................... 95

3.2.2.2 Tavannes-Tramelan (TT).................... 96

3.2.3 Aquitanien .................................................. 100

3.2.3.1 Wallenried (W).................................. 100

3.2.4 Conglomérats & Grès de l'OMM..... 106

3.2.4.1 Court (CO1 et CO2).......................... 106

3.2.4.2 Pré Golat Est (PGE) .................... 107

3.2.4.3 Tavannes (TNR et TND)............ 108

3.2.4.4 Corban (COR, coupe Ouest Corban, Esther) ............................ 111

3.2.5 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM.................. 119

3.2.5.1 Crêt-du-Locle (CdL) .................... 119

3.2.6 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM............ 128

3.2.6.1 Tramelan (TR).................................. 128

3.2.6.2 Pré Golat Centre (PGC) ................ 130

3.2.6.3 Nebelberg (NB)............................ 131

3.2.7 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung.................... 136
3.2.7.1 La Lovère (LOVI et LOVII) .... 136

3.2.7.2 Etang de Bonfol (EBN et EBS) 138

3.2.8 Cailloutis
& Argiles post-molassiques............ 140

3.2.8.1 Bonfol Décharge (BOD) ........ 140

3.2.9 Autres affleurements .................... 140

3.2.9.1 Sur Fedeloi (FED) .................... 140

3.2.9.2 Les Condémines (COND) ......... 140

3.2.9.3 Bennwil (BEN)...................... 141

3.2.10 Les Karsts.................................. 141

3.2.10.1 Glovelier (GLO)...................... 141

3.2.10.2 Karst OMM TRG3 (KTRG)..... 142

3.2.10.3 Liesberg (LB).......................... 142

3.2.10.4 Vendlincourt (VEND) .............. 142

3.2.10.5 Autres karsts.......................... 143

3.2.10.6 Minéraux lourds ...................... 143

3.3.1 Les Nannofossiles .......................... 144

3.3.2 La transgression de l'OMM ............. 144

3.3.3 Caractéristiques de l'OMM.............. 145

3.3.4 La régression de l'OMM.................. 145

3.4 SYNTHÈSE SUR L'OSM DU JURA .............. 149

3.4.1 Les environnements lacustres............. 149

3.4.2 Les environnements fluviatiles........... 149

4 – MINÉRALOGIE .................................................. 151

4.1 MINÉRAUX LOURDS .................................... 151

4.1.1 Formation salifère d'Altkirch
(MP21) ........................................ 153

4.1.2 Gompholithes & Conglomérats
(MP21-22) .................................... 153

4.1.3 Meeressand & Calcaires marins
(MP21-25) .................................... 153

4.1.4 Septarienton (MP21-25).................... 153

4.1.5 Molasse alsacienne à influence
septentrionale (MP21-24).................. 154

4.1.6 Molasse alsacienne
à influence alpine (MP25-29)............ 154

4.1.7 Calcaires delémontiens (MP28-MN1)154

4.1.8 Aquitanien (MN1-2).......................... 154

4.1.9 Conglomérats & Grès de l'OMM
méridionanx (MN3).......................... 154

4.1.10 Conglomérats & Grès de l'OMM
septentrionaux (MN4) ...................... 155

4.1.11 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM
(MN5-MN9) .................................... 155

4.1.12 Vogesenschüttung, Juranagelfluh
& Glimmersandschüttung (MN6-9)........ 155

4.2 ANALYSES PAR DIFFRACTION X (XRD) ... 155

4.2.1 Abréviations .................................... 156

4.2.2 Méthodes ........................................ 156

4.2.3 Significations climatiques
des minéraux argileux ...................... 157

4.2.4 Altération, diagenèse et source
possible des minéraux argileux ............ 158

4.2.5 Résultats des analyses XRD.............. 159

4.2.5.1 Pâturage (PAT) ...................... 159

4.2.5.2 Develier (DEV) ...................... 160

4.2.5.3 Bressaucourt (BRE) .................. 162

4.2.5.4 Dornachbrugg (DOR).................. 164

4.2.5.5 Laufon (LAU) ...................... 164

4.2.5.6 Moutier-Belprahon (MB) ............ 167

4.2.5.7 Viaduc-Moutier (VM) ............... 169

4.2.5.8 Reconvilier (RE2) .................... 171

4.2.5.9 Courfaivre (CRF) .................... 173

4.2.5.10 Brochene Fluh (BrFl) .............. 174

4.2.5.11 Corban (COR) ...................... 176

4.2.5.12 Wallenried (W) ...................... 180

4.2.5.13 Tavannes (TND) ..................... 180

4.2.5.14 Pré Golat Est (PGE) ............... 181

4.2.5.15 Esther.................................. 181

4.2.5.16 Glovelier (GLO) ...................... 182

4.2.5.17 Crêt-du-Locle (CdL) ............... 183

4.2.5.18 Pré Golat Centre (PGC) ............ 187

4.2.5.19 Tramelan (TR) ...................... 188

4.2.5.21 Etang de Bonfol (EBN et EBS) 190

4.2.5.22 Charmoille (CH)...................... 193

4.2.5.23 Vendlinourt (VEND).................. 193

4.3 MINÉRAUX LOURDS ET CORTÈGES

ARGILEUX : GÉODYNAMIQUE,

ÉVOLUTION DES SYSTÈMES

DE DRAINAGE ET DES CLIMATS ............... 194

5 – RHINOCEROTOIDEA ........................................ 201

5.1 DÉFINITION ET REMARQUE

PRÉLIMINAIRE SUR LA SYSTÉMATIQUE ..... 201

5.2 GÉNÉRALITÉS SUR LES

PÉRISSODACTYLES ACTUELS .................... 204

5.3 ORIGINE ET ÉVOLUTION

DES PÉRISSODACTYLES .......................... 205

5.4 EVOLUTION DES RHINOCEROTOIDEA........ 207

5.5 MÉTHODOLOGIE.................................. 210

5.6 GISEMENTS À RHINOCEROTOIDEA ............ 212

5.6.1 Egerkingen (MP14) ...................... 212

5.6.2 Mormont (MP16-19) .................... 212

5.6.3 Kleinblauen (MP22) .................... 212

5.6.4 Bressaucourt (MP22)...................... 213

5.6.5 Moutier Gare et Tuilerie (MP24-28) 213

5.6.6 Bumbach (MP25) ......................... 213

5.6.7 Mümliswil-Hardberg (MP26)............ 214

5.6.8 Aarwangen (MP27 ?) .................... 214

5.6.9 Rüffi bei Schänis(MP29).................. 215

5.6.10 Rickenbach (MP29)...................... 215

5.6.11 Küttigen (MP30) ......................... 215

5.6.12 Wischberg (MN1).......................... 216

5.6.13 Engehalde (MN1-2)...................... 216

5.6.14 La Chaux (MN2) ......................... 217

5.6.15 Béthusy (MN2)............................ 217

5.6.16 Brüttelen (MN3).......................... 217
<table><tbody><tr><td>5.6.17</td><td>Cheyres (MN3)</td><td>218</td></tr><tr><td>5.6.18</td><td>La Molière (MN3)</td><td>219</td></tr><tr><td>5.6.19</td><td>Benken (MN3-4 et Miocène moyen ?)</td><td>219</td></tr><tr><td>5.6.20</td><td>Hüllistein (MN5)</td><td>220</td></tr><tr><td>5.6.21</td><td>Elgg (MN5)</td><td>220</td></tr><tr><td>5.6.22</td><td>Montchaibeux (MN7)</td><td>220</td></tr><tr><td>5.6.23</td><td>Neuf Champs (MN7)</td><td>220</td></tr><tr><td>5.6.24</td><td>Place du Marché (MN7/8)</td><td>221</td></tr><tr><td>5.6.25</td><td>Charmoille (MN9)</td><td>221</td></tr><tr><td>5.6.26</td><td>Lugnez (MN9)</td><td>222</td></tr><tr><td>5.7</td><td>SYSTÉMATIQUE</td><td>223</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.1</td><td>Genre Chasmotherium Rütimeyer, 1862</td><td>223</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.1.1</td><td>Espèce Chasmotherium cartieri Rütimeyer, 1862</td><td>223</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.1.2</td><td>Matériel attribué à Chasmotherium cartieri</td><td>223</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.1.3</td><td>Discussion sur Chasmotherium cartieri</td><td>223</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.2</td><td>Genre Epiaceratherium Abel, 1910</td><td>224</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.2.1</td><td>Espèce Epiaceratherium magnum Uhlig, 1999</td><td>224</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.2.2</td><td>Matériel attribué à Epiaceratherium magnum</td><td>224</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.2.3</td><td>Discussion sur Epiaceratherium magnum</td><td>225</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.3</td><td>Genre Eggysodon Roman, 1911</td><td>225</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.3.1</td><td>Eggysodon osborni (Schlosser, 1902)</td><td>225</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.3.2</td><td>Matériel attribué à Eggysodon osborni</td><td>226</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.3.3</td><td>Discussion sur Eggysodon osborni</td><td>227</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.3.4</td><td>Eggysodon gaudryi (Rames, 1886)</td><td>228</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.3.5</td><td>Matériel attribué à Eggysodon gaudryi</td><td>228</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.3.6</td><td>Discussion sur Eggysodon gaudryi</td><td>229</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.4</td><td>Genre Ronzotherium Aymard, 1886</td><td>229</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.4.1</td><td>Espèce Ronzotherium filholi (Osborn, 1900)</td><td>230</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.4.2</td><td>Matériel attribué à Ronzotherium filholi</td><td>230</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.4.3</td><td>Discussion sur Ronzotherium filholi</td><td>233</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.4.4</td><td>Espèce Ronzotherium romani Kretzoi, 1940</td><td>234</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.4.5</td><td>Matériel attribué à Ronzotherium romani</td><td>235</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.4.6</td><td>Discussion sur Ronzotherium romani</td><td>235</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.5</td><td>Genre Protaceratherium Abel, 1910</td><td>236</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.5.1</td><td>Matériel attribué à Protaceratherium sp</td><td>236</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.5.2</td><td>Discussion sur Protaceratherium sp</td><td>236</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.5.3</td><td>Espèce Protaceratherium minutum (Cuvier, 1924)</td><td>236</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.5.4</td><td>Matériel attribué à Protaceratherium minutum</td><td>237</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.5.5</td><td>Discussion sur Protaceratherium minutum</td><td>237</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.6</td><td>Genre Dicerorhinus Glover, 1841</td><td>238</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.6.1</td><td>Espèce Dicerorhinus sansaniensis (Lartet, 1851)</td><td>239</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.6.2</td><td>Matériel attribué à Dicerorhinus sansaniensis</td><td>239</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.6.3</td><td>Discussion sur Dicerorhinus sansaniensis</td><td>240</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.8</td><td>Genre Aceratherium Kaup, 1834</td><td>240</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.8.1</td><td>Espèce Aceratherium incisivum Kaup, 1834</td><td>241</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.8.2</td><td>Matériel attribué à Aceratherium incisivum</td><td>242</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.7.8.3</td><td>Discussion sur Aceratherium incisivum</td><td>250</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.8</td><td>BIOSTRATIGRAPHIE</td><td>251</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.9</td><td>DIVERSITÉ ET PALÉOÉCOLOGIE DES RHINOCEROTOIDEA</td><td>252</td></tr></tbody></table>

<table><tbody><tr><td>5.10</td><td>TENDANCES ÉVOLUTIVES ET MESSAGE ENVIRONNEMENTAL</td><td>263</td></tr></tbody></table>

## 6 – SYNTHÈSE BIOSTRATIGRAPHIQUE, PALÉOCLIMATIQUE ET PALÉOÉCOLOGIQUE... 265

6.1 INTERVALLE I (EOCÈNE MOYEN-SUPÉRIEUR ; MP14-20). 265

6.2 INTERVALLE II (RUPÉLIEN ; MP21-24) 266

6.3 INTERVALLE III (CHATTIEN ; MP25-30) 267

6.4 INTERVALLE IV (AQUITANIEN-BURDIGALIEN ; MN1-3) 268

6.5 INTERVALLE V (LANGHIEN-SERRAVALIEN ; MN4-MN8) 268

6.6 INTERVALLE VI (BASE DU TORTONIEN ; MN9) 269

## 7 – EVOLUTION PALÉOGÉOGRAPHIQUE DU NÉOGÈNE 271

7.1 AQUITANIEN INFÉRIEUR 271

7.2 AQUITANIEN SUPÉRIEUR 272

7.3 BURDIGALIEN INFÉRIEUR 272

7.4 BURDIGALIEN SUPÉRIEUR 272

7.5 LANGHIEN 273

7.6 SERRAVALIEN INFÉRIEUR 273

7.7 SERRAVALIEN MOYEN 274
<table><tr><td>7.8 TORTONIEN INFÉRIEUR</td><td>274</td></tr><tr><td>7.9 PLIOCÈNE INFÉRIEUR</td><td>274</td></tr><tr><td>7.10 PLIOCÈNE MOYEN</td><td>275</td></tr><tr><td>7.11 PLIOCÈNE SUPÉRIEUR</td><td>275</td></tr></table>

8 – CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES 291

<table><tr><td>BIBLIOGRAPHIE</td><td>295</td></tr></table>

<table><tr><td>PLANCHES</td><td>309</td></tr><tr><td>Planche I</td><td>310</td></tr><tr><td>Planche II</td><td>312</td></tr><tr><td>Planche III</td><td>314</td></tr><tr><td>Planche IV</td><td>316</td></tr><tr><td>Planche V</td><td>318</td></tr><tr><td>Planche VI</td><td>320</td></tr><tr><td>Planche VII</td><td>322</td></tr><tr><td>Planche VIII</td><td>324</td></tr></table>

<table><tr><td>CURRICULUM VITAE</td><td>327</td></tr></table>
# RÉSUMÉ

La partie distale du Bassin molassique, classique bassin d'avant-pays, constitue le lieu de préservation de la Molasse du Jura. Cette série sédimentaire a pu recouvrir durant l'Oligo-Miocène une grande partie de la chaîne du Jura actuelle. Aujourd'hui on ne la retrouve que sporadiquement piégée dans les vallées synclinales ou préservée dans des remplissages karstiques.

La litho- et la biostratigraphie de l'ensemble des dépôts néogènes jurassiens ont fait l'objet d'une révision et d'une synthèse. Chaque formation utilisée pour la cartographie géologique par les anciens auteurs a été recensée, hiérarchisée et calée sur une charte biostratigraphique. Une nouvelle lithostratigraphie basée sur des groupes lithostratigraphiques est proposée, permettant, en corrélation avec les données du Paléogène de PICOT (2002), l'élaboration d'une carte géologique des dépôts tertiaires dans les synclinaux jurassiens.

Une vingtaine de nouveaux affleurements tertiaires sont présentés dans le détail. Leurs analyses sédimentologiques et paléontologiques ont permis la réconstitution des différents systèmes de dépôt ainsi qu'une première approche paléoécologique. Les milieux de dépôt de l'USM jurassien (Molasse alsacienne, Calcaires delémontiens), la lacune de l'Aquitanien, les modalités de transgression et de régression de l'OMM ainsi que l'évolution des systèmes fluvio-lacustres de l'OSM sont illustrés.

Des analyses minéralogiques ont été réalisées sur l'ensemble des dépôts de la Molasse du Jura. L'évolution du spectre de minéraux lourds a mis en évidence les principaux changements d'hydrodynamisme contrôlant les systèmes de dépôt alors que les changements dans les cortèges argileux soulignent les différentes influences tectoniques et propose une image paléoclimatique.

La super-famille des Rhinocerotoidea de Suisse a été en partie révisée et une étude taxinomique, biostratigraphique et paléoécologique de ce groupe est

proposée. Les évolutions de la diversité et des types anatomiques mettent en évidence des changements paléoenvironnementaux contrôlés par une géodynamique et/ou des paléoclimats globaux, régionaux ou locaux.

Tant les changements minéralogiques enregistrés que l'évolution de la diversité des Rhinocerotoidea semblent essentiellement contrôlés par des évènements tectoniques et/ou climatiques régionaux ou globaux. L'Eocène moyen est caractérisé par un milieu forestier que partiellement ouvert, où seules de petites formes coureuses de Rhinocerotoidea primitifs évoluent.

Durant l'Eocène supérieur, aucune forme de Rhinocerotoidea n'est recensée en Suisse. L'environnement forestier de l'Eocène moyen se ferme et les conditions climatiques demeurent chaudes et humides. La fin de cette période est marquée par la « Grande Coupure ».

Le début de l'Oligocène coïncide avec l'arrivée des premiers vrais Rhinocerotidae et l'ouverture des environnements forestiers. Le climat semble se détériorer et montre un début d'aridification de type climat méditerranéen. La limite Rupélien-Chatien est marquée par une tendance au refroidissement.

Les Rhinocerotidae du Chatien présentent des prédispositions encore peu perceptibles à la brachypodie et à l'hypsodontie. Le climat continue à se détériorer et est marqué par une crise climatique du Chatien terminal qui voit disparaître les Palmiers et les Taxodiaceae.

Dès la base du Miocène, on remarque un renouvellement faunique au sein de la famille des Rhinocerotidae. Les conditions environnementales s'améliorent et offrent un large éventail de biotopes aux taxons de l'époque.

La « Proboscidean Datum » caractérise la limite entre le Burdigalien et le Langhien. La famille des Rhinocerotidae est à nouveau fortement perturbée par des migrants asiatiques, alors que le climat présente de nets signes de continentalisation et d'aridification
suite à la fermeture de la Téthys. Dès la zone à mammifères MN8, et peut-être même dès MN7, un retour de l'humidité se marque.

Le dernier intervalle stratigraphique enregistré correspond à la zone à mammifères MN9, base du Miocène supérieur. Sa limite inférieure est caractérisée par l'« *Hippotherium* Datum », qui suit l'ouverture du couloir migratoire de Béring. De nouveaux migrants d'Asie et d'Afrique renouvellent le groupe des Rhinocerotidae. L'environnement demeure encore forestier, relativement chaud et humide, dans la continuité du changement amorcé dès les zones MN7/8.

Finalement cette étude a permis, par la position géographique stratégique de la Molasse du Jura, une reconstitution paléogéographique sortant du cadre jurassien. Une série de cartes détaillées illustre l'évolution paléogéographique-palinspastique du Bassin molassique suisse et du Haut Rhin selon onze intervalles stratigraphiques différents, de la base de l'Aquitanien jusqu'au Pliocène terminal.

*Mots clefs* : Cénozoïque, Molasse du Jura, lithostratigraphie, biostratigraphie, Rhinocerotoidea, minéraux argileux, paléoécolgie, paléoclimats, paléogéographie
ZUSAMMENFASSUNG

Die Jura Molasse ist im distalen Tei des Molasse Beckens, einem klassischen Vorland-Becken, erhalten und überdeckte wärend des Oligo-Miozäns wahrscheinlich ein Grossteil der Jurakette. Heute findet man sie nur noch sporadisch in Talmulden oder als Karstfüllungen erhalten.

Die Litho- und Biostratigraphie aller neogenen Jura-Ablagerungen sind Gegenstand einer Revision und einer Synthese. Jede lithologische Formation, welche von den früheren Autoren für die geologische Kartographie benutzt wurde, wurde nachgeprüft, hierarchisiert und auf einer biostratigraphischen Tabelle festgehalten. Eine neue Lithostratigraphie, gestützt auf lithographische Gruppen, wird vorgeschlagen. Die Kombination mit den Ergebnissen der Untersuchungen über das Paläogen (PICOT, 2002), ermöglichte die Ausarbeitung einer geologischen Karte der tertiären Ablagerungen in den Talmulden des Schweizer Jura.

Gut zwanzig tertiäre Aufschlüsse werden im Detail präsentiert. Die sedimentologischen und paläontologischen Analysen erlaubten die Rekonstitution der verschiedenen Ablagerungssysteme so wie eine erste paläoökologische Annäherung. Die Ablagerungsräume der Jura Molasse, die stratigraphische Lücke des Aquitanians, die Modalitäten der Transgression und der Regression der OMM sowie die Evolution der fluvio-lakustrinen Systeme der OMM werden veranschaulicht.

Von der Gesamtheit der Ablagerungen der Jura Molasse wurden mineralogische Analysen durchgeführt. Die Evolution des Schwermineralien-Spektrums strich die wesentlichen Veränderungen des Hydrodynamismus hervor, welcher die Ablagerungssysteme kontrollierte, während die Veränderungen im Tonmineralienspektrum die unterschiedlichen tektonischen Einflüsse unterstreichen und ein Bild der paläoklimatischen Veränderungen aufzeigen.

Die Superfamilie der Rhinocerotoidea aus der Schweiz wurde teilweise revidiert und eine taxinomische, biostratigraphische und paläoökologische Studie dieser Gruppe wird vorgeschlagen. Die Evolutionen der Diversität und der anatomischen Typen heben die Paläoumweltveränderungen hervor, welche durch Geodynamik und/oder globale, regionale oder lokale Paläoklimas gesteuert wurden.

Sowohl die ausgeprägte mineralogische Entwicklung, als auch die Evolution der definierten Rhinocerotoidea, scheinen durch tektonische Ereignisse und/oder durch regionale oder globale Klimaveränderungen kontrolliert worden zu sein. Das Mittlerre Eozän wird durch ein Waldmilieu, welches nur zum Teil offen ist und wo sich nur kleine primitive grazile Formen der Rhinocerotoidea weiter entwickeln konnten, charakterisiert.

Während dem Späten Eozän wurde in der Schweiz keine einzige Rhinocerotoidea Form beschrieben. Die waldige Umgebung vom Mittleren Eozän schliesst sich und es entwickeln sich warme und feuchte klimatische Bedingungen. Das Ende dieser Periode wird durch die „Grande Coupure“ gekennzeichnet.

Der Beginn des Oligozäns fällt mit dem Auftreten der ersten echten Rhinocerotidae und der Öffnung der Waldumgebung zusammen. Das Klima scheint sich zu verschlechtern und zeigt erste Anzeichen von Trockenheit eines mediterranen Klimas an. Die Grenze Rupelian-Chattian wird von einer abkühlenden Tendenz gekennzeichnet.

Die Rhinocerotidae des Chattians zeigen noch kaum Voraussetzungen für Brachypodie und Hypsodontie. Das Klima verschlechtert sich zunehmend und wird durch eine klimatische Krise gegen Ende des Chattians gekennzeichnet, wo ein Verschwinden der Palmen und der Taxodiacae zu beobachten ist.
Ab dem Beginn des Miozäns bemerkt man eine Erneuerung der Fauna der Rhinocerotidae Familie. Die Umweltbedingungen verbessern sich und eine grosse Auswahl an Biotopen öffnet sich der Entwicklung der Diversität.

Das «Proboscidean Datum» kennzeichnet die Grenze zwischen dem Burdigalian und des Langhian. Die Rhinocerotidae Familie wird durch die Ankunft von asiatischen Migranten erneut durcheinander gebracht. Das Klima zeigt klare Anzeichen einer Kontinentalisatierung und Trockenheit, eine Folge der Schliessung der Tethys. Ab der Säugertierzone MN8 und eventuell schon ab MN7 zeichnet sich eine Wiederkehr zu erhöhter Feuchtigkeit ab.

Das letzte registrierte stratigraphische Intervall entspricht der Säugerzone MN9, Basis des Späten Miozäns, überein. Die untere Limite wird durch das «Hippotherium Datum», die welches Bering-Migrationsbrücke öffnet, charakterisiert. Einwanderer aus Asien und Afrika erneuern die Gruppe der Rhinocerotidae. Die Umgebung bleibt waldbewachsen, relativ warm und feucht und in Übereinstimmung mit den Umweltveränderungen, welche ab den Zonen MN7/8 festgestellt wurden.

Schlussendlich erlaubt diese Studie, durch den strategischen geographischen Standort der Jura Molasse, eine paläogeographische Rekonstitution, welche über das Gebiet des Juras hinaus geht. Die detaillierten Karten illustrieren die paläogeographische palinspatische Entwicklung des Schweizer Molasse Beckens und des Oberrheingrabens, über elf verschiedene stratigraphische Intervalle hinweg, ab Beginn des Aquitanians bis zum Ende des Pliozäns.

**Keywords**: Känozoikum, Jura Molasse, Lithostratigraphie, Biostratigraphie, Tonmineralien, Rhinocerotoidea, Palökologie, Paläoklima, Paläogeographie
ABSTRACT

The Jura Molasse, in which most remains of the studied Rhinocerotoidea remains were found, constitutes a well preserved distal part of the Molasse Basin. This sedimentary series covered a major part of the Jura chain during the Oligocene and Miocene. Today, it is only sporadically found trapped in valleys or preserved in karst fillings. During the Oligo-Miocene period, the Jura region was considerably affected by hydrodynamic, tectonic and climatic changes as reflected by the marked variations of the heavy mineral spectra and the composition of the clay mineral assemblages.

The litho- and biostratigraphy of all Jura Neogene deposits were revised. Each formation used for the geologic mapping by former authors was listed, organized into a hierarchy and constrained to a biostratigraphical chart. A new lithostratigraphic scheme based on groups is proposed. This scheme allowed, in correlation with the Paleogene data of PICOT (2002), to draw a geologic map of the Tertiary deposits in the Jura synclines.

About twenty new Tertiary outcrops are presented in detail. Their sedimentological and paleontological analyses allowed the reconstruction of the various depositional systems and a first paleoecological interpretation. The depositional environments of the Jura USM (Molasse alsacienne, Calcaires delémontiens), the gap of Aquitanian, the transgressive and regressive trends of the OMM, and the evolution of the fluviolacustrine systems of the OSM are illustrated.

The Super-family of Rhinocerotoidea in Switzerland has been partially revised in terms of taxonomy. A biostratigraphical and paleoecological interpretation of this group is proposed. Results show that trends in diversity and anatomy types of the different taxa were controlled by paleoenvironmental changes, which, in turn, have been triggered by geodynamic processes from regional to global scale.

The recorded mineralogical changes and the evolution of Rhinocerotoidea seem to be controlled by

regional or global tectonic and/or climatic events. The Middle Eocene was characterized by a partially open forested environment, where only small and cursorial primitive forms of Rhinocerotoidea evolved.

During the Late Eocene, no form of Rhinocerotoidea has been reported in Switzerland. The forests became more dense and the climatic conditions remained warm and wet. The end of this period was marked by the "Grande Coupure".

The beginning of the Oligocene coincided with the occurrence of the first true Rhinocerotidae and the reopening of the forested environments. The climate seemed to deteriorate and became more arid (Mediter-ranean climate type). The Rupelian-Chattian boundary was marked by a tendency to cooling.

Chattian Rhinocerotidae presented weak, but perceptible predispositions to brachypody and hypsodonty. The climate continued to deteriorate and was marked by a crisis at the terminal Chattian as shown by the abrupt disappearance of palm trees and Taxodiaceae.

From the base of the Miocene, we notice a renewal in fauna within the Family of Rhinocerotidae. The environmental conditions improved and offered a wide range of biotopes.

The "Proboscidean Datum" characterizes the Burdigalian and Langhian boundary. The Family of Rhinocerotidae was strongly perturbed by Asian migrants, while again the climate changed in a more continental and arid way due to closure of the Tethys. During the Late Serravalian, a return to humid conditions was observed.

The last recorded stratigraphic interval corresponds to the mammal zone MN9, the base of the Late Miocene. Its lower limit is characterized by the "Hippotherium Datum", which opened the migratory
corridor of the Bering strait. New migrants from Asia and Africa renewed the group of Rhinocerotidae. The environment remained forested. A relatively warm and wet climate, which had started in the Late Serravalian, persisted.

Due to the important position of the Jura Molasse as key for the paleogeographic reconstruction, the findings of the present study are of key importance in the Jura frame and beyond. A series of detailed maps illustrates the paleogeographic-palinspatic evolution of the Molasse Basin and of the Upper Rhine Graben according to eleven stratigraphic intervals from the basal Aquitanian up to the terminal Pliocene.

*Keywords*: Cenozoic, Jura Molasse, lithostratigraphy, biostratigraphy, Rhinocerotoidea, clay mineralogy, paleoecology, paleoclimate, paleogeography
AVANT-PROPOS

Au terme de ces années universitaires qui resteront
une étape importante de ma vie, je désire remercier
toutes les personnes qui, de près ou de loin, ont con-
tribué à la réalisation de ces recherches molassiques
sensu lato. Cette étude m'a permis de travailler tant
dans le domaine de la paléontologie que celui de la sé-
dimentologie et de la minéralogie, et par conséquent,
de rencontrer et de collaborer avec une multitude de
personnes que j'espère ne pas oublier ci-dessous.

En tout premier lieu, je voudrais remercier Jean-Pierre Berger, mon directeur de thèse. Je lui suis particulièrement reconnaissant de ne pas m'avoir oublié une fois mon diplôme terminé et de m'avoir proposé cette thèse quelques années plus tard, lorsque le projet Molasse du Jura prit forme. Je le remercie pour son intérêt porté à mon travail et le partage de ses multiples connaissances et expériences en matière de Molasse et de paléontologie. J'espère vivement avoir encore l'occasion de travailler avec lui, dans la joie, la bonne humeur, le stress et la spontanéité. Je le remercie encore de m'avoir donné la possibilité de travailler à la Section de paléontologie du Jura et de m'avoir fait pleinement confiance dans cette double tâche Thèse-Section de paléontologie.

Je remercie également le Prof. Claude Guérin, de
l'Université de Lyon, d'avoir pris de son temps pour
m'initier au monde parfois chaotique des rhinocéros
fossiles. Par son expérience, il a su me donner les outils
et la méthodologie indispensables pour me familiari-
ser avec ce groupe fossile souvent délaissé et négligé.

Je remercie encore le Dr. Thierry Adatte, de
l'Université de Neuchâtel, pour m'avoir accepté dans
son laboratoire et avoir participé activement aux analyses
minéralogiques des argiles. Il a toujours su m'encourager
et a été un des seuls a vraiment croire à l'utilité de ces
analyses dans les sédiments de la Molasse du Jura.

Toute ma gratitude va également à Christian Ca-
ron, directeur de l'Unité Géologie et Paléontologie du

Département Géosciences de l'Université de Fribourg.
Je le remercie tout particulièrement de m'avoir permis
de rédiger et surtout de terminer cette thèse dans un
bureau où le maître mot était tranquillité. Je lui suis
encore très reconnaissant de m'avoir proposé en fin de
thèse un poste de 3 mois d'assistanat supplémentaire
qui m'a permis de soulager ma gestion du temps Fri-
bourg-Porrentruy. Merci Christian, car sans ces deux
derniers coups de pouce, les choses auraient été tout
de suite beaucoup plus compliquées.

Le Dr. Burkart Engesser m'a accueilli chaleureu-
sement à chacune de mes visites au Musée d'Histoire
Naturelle de Bâle. Il a toujours été très disponible et
m'a laissé toute la liberté souhaitée pour les consulta-
tions et les emprunts de matériel. Je le remercie aussi
personnellement pour son intérêt porté à mon travail et
pour le partage de ses connaissances des micromam-
mifères et de la biostratigraphie.

Je tiens encore à exprimer toute ma reconnaissance
au Dr. Marc Weidmann (Jogny, Suisse) pour avoir
partagé son inestimable connaissance de la Molasse
et avoir mis à disposition ses très nombreuses données
inédites. Je lui suis particulièrement reconnaissant
pour ses données de terrain des coupes du Nebelberg
et du Crêt-du-Locle et également pour ses discussions
toujours critiques et enrichissantes.

Je ne saurais oublier mon collègue de thèse, le
jeune Dr. Laurent Picot, avec qui je formais l'équipe
des molasseux de l'Institut alias « Rock et Gravillon ».
Je me rappellerai toujours nos nombreuses journées
de terrain à maudire Jean-Pierre tout en essayant de
comprendre dans quelle formation nous pouvions bien
être. Je tiens à le remercier personnellement pour ses
déterminations d'ostracodes et sa collaboration dans
l'étude des argiles concernant ses données de terrain.
Je lui souhaite un bon retour en France pour cette an-
née 2003, son très cher pays du fromage, de la bonne
bouffe et de la revendication, voire de la contestation.
Bonne chance pour la suite Laurent !
De nombreux spécialistes ont également contribué
à la réalisation de ce travail dans l'étude des faune et
flore fossiles, ainsi que des sédiments récoltés. Je tiens
vivement à tous les remercier : Prof. B. Reichenba-
cher (Université de Münich) pour la détermination
des otolithes, Dr. D. Kälin (B.W.G., Bern) pour la
détermination des micromammifères, Dr. K. Grimm
(Université de Mainz) pour les déterminations des
foraminifères, Dr. C. Diedrich (Allemagne) et J. Jost
(Zofingen, Suisse) pour la détermination des dents de
requins, Prof. J.-P. Suc (Université de Lyon) et Dr. E.
De Kaenel (D.P.R., Neuchâtel) pour la palynologie et
Dr. R. Becker-Haumann (Université de Köln) pour
l'étude des minéraux lourds.

J'adresse aussi mes plus vifs remerciements au
Dr. Dir. C. Meyer et à B. Thüring (NHMBasel),
au Dr. U. Menkveld (NHMBern), au Dr. E. Müller
(NMSolothurn), au Dr. H. Furrer (MHNZürich),
au Dr. M. Sepfontaine (MGLausanne) et à J. Ayer
(MHNNeuchâtel) pour leurs accueils dans les Musées
et leur mise à disposition des collections de rhinocé-
ros fossiles.

Ma gratitude va encore à Eric Di Gioa et Karin
Civelli qui m'ont été d'une précieuse aide pour les
lavages et les pickings, ainsi que pour la gestion de
mes nombreux échantillons.

Je tiens aussi à remercier les collaborateurs
scientifiques et techniques du Département de
Géosciences qui ont fourni une ambiance de travail
que je vais finir par regretter : les jeunes retraités
Michèle Caron, Raymond Plancherel et Jürgen Von
Raumer, les incontournables André Strasser, Bernard
Grobety, les nouveaux Vincent Snels, Jon Mosar et
Silvia Spezzaferri, la secrétaire Françoise Mauroux et
les préparateurs Patrick Dietsche, Daniel Cuennet et
Jean-Paul Bourqui.

Je ne peux oublier mes collègues de la Section
de paléontologie de Porrentruy. Je remercie toute
l'équipe pour leur aide quant à mon intégration dans le
pays de l'Ajoie. Je remercie personnellement le jeune
Dr. W. A. Hug qui a toujours su se montrer compré-
hensif avec mon emploi du temps parfois serré entre
Fribourg et Porrentruy, et le jeune papa F. Lapaire qui
m'a toujours secondé durant mes absences.

Je remercie encore Tayfun (Porrentruy, Suisse) pour
la réalisation des illustrations des paléoenvironnements
de Wallenried et de la Beuchille, ainsi que Boris Oriet
(Delémont, Suisse) pour son savoir faire académique
de la mise en page.

Mais il y a aussi les collègues assistants. Cette
dernière année de thèse fut sans aucun doute la plus
éprouvante, mais aussi la plus enrichissante, et, sans
le soutien de ces quelques amis, je pense qu'on aurait
nettement moins fait les malins. Luc Braillard a dans
un premier temps partagé son loft à Porrentruy, son
record Porrentruy-Fribourg en 1h08, puis sa cham-
bre, toujours dans le même loft de Porrentruy, et
enfin le rez-de-chaussée de l'Uni (à fortiori aussi avec
Christian). Je me demande si quelque chose pourrait
encore nous séparer ... certainement une femme ou
une dizaine de minutes au prochain Morat-Fribourg...
bonne chance pour tes vallées sèches beau blond.
Andrea Storni m'a accueilli dans son superbe 3.5
pièces de Pérolles, à 5 minutes en ascenseur de l'Uni,
pour écouter mes angoisses de fin de thèse, subvenir
à mes besoins en nicotine et surtout entendre mes
« Allez Gottéron ». Elias a non seulement amené un
peu de couleur à l'Institut, mais il a aussi su nous
expliquer à tous les fonctionnements de la politique
suisse et fribourgeoise, et surtout c'est le seul qui ait
accepté de venir suivre un match de basket féminin
avec moi ... mais je ne suis pas persuadé que c'était
uniquement pour me faire plaisir. Marco, alias pou-
pon, est revenu à temps, après un break d'une année
aux antipodes, pour le rush final, à savoir les dernières
corrections avant l'impression. Il me doit ainsi d'avoir
recommencer à fumer et ses contre-performances
successives à la Marlinoise, au Morat-Fribourg ainsi
qu'à la Corrida bulloise. Gaétan, Monsieur Georama
et Campus virtuel. Colette, ma sparring-partner pour
mes entraînements de cours à pied. Niels, l'Allemand
de la Basse, fan du Banshee's Lodge et le suivant sur la
liste des stressés de haut niveau ... bonne chance pour
la rédaction. Daniel, un des derniers vrai fribourgeois,
ami de la cathédrale et de la cardinal ... félicitations
pour ta thèse Dr. D. Oswald. Florence s'est sacrifiée
pour finir avant tout le monde, histoire d'apporter un
peu d'anti-stress chez les anxieux de fin de thèse et
animer les soirées du jeudi ... merci pour les soirées
cinéma Dr. F. Dapples. Finalement la belle Claude
nous a montré à tous la voie à suivre pour finir et nous
a prouvé qu'il existe vraiment un après-thèse ... bravo
pour ton parcours Dr. C. Colombié.

Ma reconnaissance va également au Fond national
de la Recherche Scientifique (projet n° 20-59220.99)
pour son soutien financier et aux responsables des
projets européens URGENT et EEDEN. Je remercie
encore l'Office fédéral des routes (OFROU) et la
République et Canton du Jura, en particulier M. Fran-
çois Schifferdecker, chef du la Section d'archéologie
(SAR), pour l'ouverture de leurs structures financières,
administratives et techniques à la paléontologie.
De nombreux bureaux de géologie privés nous ont régulièrement informé de l'existence d'excavations ou de nouveaux affleurements dans la Molasse du Jura. Ainsi je tiens à remercier les bureaux MFR à Bienne et CSD à Porrentruy, Tito Haarpainter (Diesse) et Beat Imhof (Trimbach).

Enfin je remercie toute ma famille, mon père, ma soeur, Gilles, Valentine et Marie qui ont su m'accompagner avec tant de patience, tout en m'encourageant, durant toutes ces années universitaires. Je ne saurais que trop remercier Martina qui envers et contre tout a su rester à mes côtés. Je terminerai en ayant une pensée toute particulière pour ma maman qui je l'espère aurait été fière de moi et qui malgré son absence a toujours su me guider.
<figure><img src="image_6.png" /></figure>
# 1 – INTRODUCTION

## 1.1 OBJECTIFS

L'intérêt dans toute étude de la Molasse du Jura relève essentiellement de la méconnaissance de ses terrains tertiaires. Les affleurements, de par leur nature pétrographique (argiles, marnes et grès tendres facilement érodés), sont toujours très rares et souvent temporaires. On ne les retrouve que sporadiquement piégés dans les vallées synclinales ou préservés dans des remplissages karstiques, la plupart du temps surchargés d'épais dépôts quaternaires. De plus, comme l'avaient déjà signalé plusieurs auteurs (AUBERT, 1975 ; WEIDMANN, 1986), elle continue à pâtir d'un manque flagrant de données stratigraphiques. Bien que depuis les années 90, des auteurs comme ENGESSER (1990), KÄLIN (1993, 1997a et b), KÄLIN et al. (2001), KÄLIN & ENGESSER (2001), BERGER (1992a et b, 1996), CLÉMENT & BERGER (1999), BECKER et al. (2002, 2003a et b), PICOT (2002) et PICOT et al. (1999, 2003) aient systématiquement récolté de nouveaux éléments, de nombreuses interrogations demeurent encore en ce qui concerne l'histoire de la Molasse jurassienne.

Ce travail, en collaboration avec celui de PICOT (2002), se propose de préciser l'image paléoécologique, paléoclimatologique et paléogéographique du Tertiaire jurassien par une approche à la fois paléontologique et minéralogique. Tous les groupes fossiles sont pris en considération, mais un accent particulier est mis sur les macromammifères, notamment les Rhinocerotoidea. Afin de compléter les informations données par la paléontologie, la minéralogie des argiles est également étudiée sur la plupart des coupes ou affleurements visités.

L'étude taxinomique détaillée des Rhinocerotoidea oligo-miocènes n'est pas un but direct de ce travail, car elle constituerait un sujet de thèse à part entière. Il s'agit en fait d'une étude à la fois biostratigraphique et paléoécologique, basée sur les tendances de diversité

et d'évolution du groupe. Les facteurs régissant les interactions principales des macromammifères avec leurs environnements sont intégrés.

Cette thèse essaye de donner des réponses à un certain nombre de problèmes liés à la Molasse du Jura et sa position distale dans le Bassin molassique. Elle propose notamment :

* Une synthèse biostratigraphique et lithostratigraphique du Néogène jurassien

* Une reconstitution des milieux de dépôt du Tertiaire jurassien

* Une reconstitution des paléoclimats basée sur l'étude des minéraux argileux

* Une synthèse sur la diversité et l'évolution des Rhinocerotoidea

* Une synthèse paléoécologique et paléoclimatique du Tertiaire jurassien

* Une synthèse paléogéographique du Néogène

## 1.2 CADRE GÉOGRAPHIQUE

La région étudiée se situe dans le Jura suisse, essentiellement dans le prolongement Sud du Fossé rhénan, avec comme point central le bassin de Delémont. Elle est limitée à l'Est par la ville d'Olten et à l'Ouest par la ville du Locle. Au Nord, dans la bordure sud du Fossé rhénan, seules les localités de Bonfol et de Dornachbrugg sont encore considérées. Au Sud, le terrain d'étude se limite par la présence de la Molasse du plateau sur les premières antiformes du Jura (Fig. 1-1).

Comme complément à l'étude des Rhinocerotoidea, de nombreux gisements (Mormont, Rickenbach, Aarwangen, Wischberg, Engehalde, La Chaux, Béthusy, Cheyre, la Molière, Benken, Hüllistein, Elgg, Rüffi bei Schänis), situés essentiellement dans la Molasse du Plateau, et un dernier dans la Molasse
<figure><img src="image_7.png" /></figure>

**Fig. 1-1** Localisation du terrain d'étude, des différents synclinaux à remplissage tertiaire (Jura plissé) et des plateaux à dépôts tertiaires (Jura tabulaire et bordure Sud-rhénane).
subalpine (Bumbach) ont été inclus dans ce travail. Finalement, à titre de comparaison, et pour palier à la lacune de dépôts aquitaniens dans le Jura, le gisement de Wallenried vient compléter cette imprécision stratigraphique.

## 1.3 CADRE GÉOLOGIQUE ET STRATIGRAPHIQUE

### 1.3.1 Généralités

La littérature attribue à DE SAUSSURE (1779-96) l'introduction du terme Molasse. Les premières ébauches stratigraphiques sont dues à STUDER (1825), dans sa « Monographie der Molasse », et à MERIAN (1836, 1938) qui met en place une première succession lith stratigraphique encore utilisée aujourd'hui (Fig. 1-2).

Le bassin molassique se définit comme un bassin d'avant-pays classique (HOMEWOOD, 1986). Son remplissage survient à la suite de l'orogenèse alpine et de l'augmentation du taux de subsidence qui en découle. Il s'étend sur près de 700 km, de la Haute Savoie jusque dans la région de Linz-Vienne en Autriche, en passant par la Suisse et la Bavière. Sa largeur devient sensiblement plus importante dans son secteur oriental, où elle atteint près de 150 km au Sud de l'Allemagne (HOMEWOOD et al., 1986). En Suisse, sa longueur est de 350 km et sa largeur varie de 20 à 60 km (Fig. 1-1). Les dépôts sédimentaires oligomiocènes qui le constituent montrent une puissance de quelques centaines de mètres en position distale jusqu'à plus de 4 km en position proximale. Cette variation est fonction de l'irrégularité dans l'espace et le temps des apports détritiques et de la subsidence (BERGER, 1996).

<figure><img src="image_8.png" /><figcaption>Fig. 1-2 Stratigraphie simplifiée du Bassin molassique suisse du Jura aux Préalpes (modifiée d'après KELLER (1989) et SOMMARUGA (1997)).</figcaption></figure>
En Suisse, le bassin molassique se divise en trois unités structurales, la Molasse subalpine, la Molasse du plateau et celle du Jura (Fig. 1-3) :

La Molasse subalpine : série allochtone (son origine doit probablement se situer 50-100 km plus au Sud) constituée exclusivement d'écailles plissées et faillées. Elle est adjacente à la zone helvétique et en partie chevauchée par les Préalpes (HOMEWOOD, 1986), alors que sa limite NW se caractérise par une importante faille inverse (HOMEWOOD et al., 1989). Elle inclut le « Flysch subalpin » et le « Flysch Nord-helvétique » (BERGER, 1996).

La Molasse du plateau : série autochtone très peu déformée (presque horizontale), découpée par de nombreuses failles verticales et décrochements (HOMEWOOD et al., 1989). Elle est comprise entre la poussée frontale de la zone subalpine et le pied du Jura (HOMEWOOD, 1986). Sa réelle limite méridionale, plongeant sous la molasse subalpine, est masquée.

La Molasse du Jura : série qui a pu recouvrir durant l'Oligo-Miocène une grande partie de la chaîne du Jura actuelle, mais dont il ne reste aujourd'hui que quelques lambeaux piégés dans les synclinaux jurassiens.

### 1.3.2 Cadre régional

Tant la morphologie que les unités géologiques de la région étudiée sont essentiellement formées par les assises jurassiennes mésozoïques, et dans une moindre mesure par les dépôts et les érosions quaternaires. Cependant lorsque l'on parle du Tertiaire ou de la Molasse du Jura dans cette région, on ne dénombre pas

moins de 26 synclinaux et dépressions à remplissage molassique (Fig. 1-1).

Les dépressions ou grabens situés dans le Jura tабulaire (Ajoie) et dans la bordure Sud du Fossé rhénan (Bonfol, Rodersdorf) ne sont que peu ou pas affectés par le raccourcissement mio-pliocène. Ils trouvent l'essentiel de leur genèse dans les changements répétitifs des contraintes liées au rifting du Fossé rhénan et dans la réactivation d'un ensemble complexe de discontinuités crustales préexistantes. Ces dernières sont directement héritées de l'orogenèse varisque et de la transtension post-orogénique Permo-Carbonifère qui suivit (PICOT et al., 2004; SCHUMACHER, 2002). La tectonique du Fossé rhénan connaît une phase principale de rifting entre 35 et 28 Ma, mais reste active jusqu'au Quaternaire.

Les synclinaux situés dans le Jura plissé, en ajout à la tectonique du rifting rhénan, sont encore affectés par le plissement mio-pliocène du Jura (plis, chevauchements et décrochements). Cette tectonique, dite alpine, est liée à la poussée des Alpes transmise à travers le bassin molassique et est moulée sur les préstructurations rhénanes.

L'intervalle stratigraphique des dépôts tertiaires du terrain d'étude s'échelonne de -42 Ma à -10 Ma (Fig. 1-4a, b et c). La plus vieille localité, datée de l'Eocène moyen (MP14), est matérialisée par les remplissages karstiques d'Egerkingen. Les derniers dépôts, qui sont également les plus jeunes de tout le Tertiaire suisse, excepté le karst de la Vue des Alpes (MN15) et les Deckenschotter d'Irschel (MN17), sont datés de la zone à mammifères MN9. On en retrouve deux affleurements, à Charmoille et au Nebelberg.

<figure><img src="image_9.png" /><figcaption>Fig. 1-3 Coupe transversale simplifiée du Bassin molassique suisse du Jura aux Préalpes (modifiée d'après BERGER (1989) et SOMMA-RUGA (1997)).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_10.png" /><figcaption>Fig. 1-4a Charte biostratigraphique du Paléogène (d'après BERGER et al. 2004a).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_11.png" /><figcaption>Fig. 1-4b Charte biostratigraphique du Néogène (d'après BERGER et al. 2004a).</figcaption></figure>
## Paleogene Bio- and Chronostratigraphic Chart References

1 : BERGGREN, KENT, AUBRY & HARDENBOL 1995

2 HARDENBOL, THIERRY, FARLEY, JACQUIN, DE GRACIANSKI & VAIL 1998,
in DE GRACIANSKI, HARDENBOL, JACQUIN & VAIL

2a : BERGGREN coord.

/ 2b : AUBRY coord.

2c : HOOKER & STEININGER coord. 2d : RIVELINE coord.

2e : SERRA-KIEL, HOTTINGER, CAHUZAC & POIGNANT coord.

2f : HARDENBOL, NEAL, VANDERBERGHE, VAKARKS & VAIL coord.

2g : ABREU coord.

3 : SCHMIDT-KITTLER, VIANEY-LIAUD, MOEDDEN & COMTE 1997

4. ESCAGUEL, MARANDAT & LEGENDRE 1997

5. Swiss Mammal Level, correlated with recent biostratigraphic, radiometric and magnetostratigraphic studies from ENGESSER & MÖDDEN (1997)

SCHLUNEGGER, F., MATTER, A., & MANGE, M.A 1993

SCHLUNEGGER, F., JORDAN, T.E & KLAPER E. 1997

SCHLUNEGGER, F., MATTER, A., BURBANK, D.W., LEU, W., MANGE, M.A. & MATYAS, J 1997

SCHLUNEGGER, F., BURBANK, D.W., MATTER, A., ENGESSER, B., & MÖDDEN, C 1996

SCHLUNEGGER, F., MATTER, A., BURBANK, J.W. & KLAPER, E.M 1997

6 : RIVELINE, BERGER & al. 1996

7 : BERGER 1999

8 : REICHENBACHER 1999

9 : VECSEL, SANDERS, BERNOUILLI, EBERLI & PIGNATTI & al. 1998,
in DE GRACIANSKI, HARDENBOL, JACQUIN & VAIL

10 : ODIN & ODIN 1990 in ODIN & LUTERBACHER 1992

11 : VAKARKS; HARDENBOL, ABREU, VAIL, VARNAI & TARI 1998
in DE GRACIANSKI, HARDENBOL, JACQUIN & VAIL

12 : WOODBURNE & SWISHER III 1995

13 : VISLOBOKOVA 1997

14 : HAUBOLD & HELLMUND 97 (Eocene)

15 : STEININGER 1999 (Neogene part)

= adopted GSSP

## Neogene Bio- and Chronostratigraphic Chart References

1 : BERGGREN, KENT, AUBRY & HARDENBOL 1995

2 : HARDENBOL, THIERRY, FARLEY, JACQUIN, DE GRACIANSKI & VAIL 1998,
in DE GRACIANSKI, HARDENBOL, JACQUIN & VAIL

2a : BERGGREN coord. / 2b : AUBRY coord.

2c : HOOKER & STEININGER coord. 2d : RIVELINE coord.

2e : SERRA-KIEL, HOTTINGER, CAHUZAC & POIGNANT coord.

2f : HARDENBOL, NEAL, VANDERBERGHE, VAKARKS & VAIL coord.

2g : ABREU coord. 2h : FARLEY coord.

3 : SCHMIDT-KITTLER, VIANEY-LIAUD, MÖDDEN & COMTE 1997

5a : Swiss Mammal Level, correlated with recent biostratigraphic, radiometric and magnetostratigraphic studies from KAELIN 1999

BOLLIGER 1997

ENGESSER & MÖDDEN 1997

KEMPF, O., BOLLIGER, T., KÄLIN, D., ENGESSER, B. & MATTER, A. 1997

KEMPF & MATTER 1999

KEMPF, O., SCHLUNEGGER, F., STRUNCK, P. & MATTER, A. 1998,

SCHLUNEGGER, F., BURBANK, D.W., MATTER, A., ENGESSER, B., & MÖDDEN, C. 1996,

SCHLUNEGGER, F., LEU, W. & MATTER, A 1997.

SCHLUNEGGER, F., MATTER, A., BURBANK, D.W., LEU, W., MANGE, M.A. & MATYAS, J 1997

SCHLUNEGGER, F., MATTER, A., BURBANK, D.W. & KLAPER, E.M 1997

5b : KÄLIN & KEMPF 2002

6 : RIVELINE, BERGER & al. 1996

7 : BERGER 1999

8 : REICHENBACHER 1999

11 : VAKARKS, HARDENBOL, ABREU, VAIL, VARNAI & TARI 1998
in DE GRACIANSKI, HARDENBOL, JACQUIN & VAIL

12 : WOODBURNE & SWISHER III 1995

13 : VISLOBOKOVA 1997

14 : STEININGER F. F. 1999.

15 : STEININGER, BERGGREN, KENT, BERNOR, SEN & AGUSTI 1996 (Neogene)

16 : ODIN, MONTANARI & COCCIONI 1997 (Neogene)

17 : HEISSIG 1997 (MN4-7)

18 : FEJFAR, HEINRICH & LINDSAY 1997 (MN6-17)

19 : DURANTON & CAHUZAC 1997

<figure><img src="image_12.png" /></figure>

= adopted GSSP

<figure><img src="image_13.png" /></figure>

= possible future GSSP (ODIN, MONTANARI & COCCIONI 1997)

<caption>Fig. 1-4c Références des chartes stratigraphiques du Tertiaire (d'après BERGER et al. 2004a).</caption>
## 1.4 MÉTHODOLOGIE

L'étude des affleurements tertiaires du Jura fait intervenir une démarche classique composée d'une part d'une phase de terrain et d'autre part d'une phase de laboratoire.

### 1.4.1 Terrain

La phase de terrain consiste, outre une période de prospection, au lever et à l'échantillonnage de 18 nouvelles coupes. A ces coupes viennent s'ajouter les données des anciens auteurs et les coupes paléogènes de PICOT (2002), qui seront utilisées soit pour les analyses des minéraux argileux, soit pour l'étude des localités à Rhinocerotoidea.

Les différents lithofaciès et structures sédimentologiques sont directement définis sur le terrain. Une série de lithofaciès et d'éléments architecturaux, en partie décrits par MIALL (1985, 1996), ont été adaptés aux milieux de dépôt de la Molasse. La légende de toutes les coupes étudiées est présentée dans la Fig. 1-5 et le Tab. 1-1.

### 1.4.2 Laboratoire

#### Interprétation sédimentologique

Une étude sédimentologique approfondie est effectuée pour chaque coupe levée. Il s'agit, à nouveau d'après les concepts de MIALL (1985, 1996) adaptée à la Molasse, d'identifier les différents éléments architecturaux, de comprendre leurs milieux de dépôts et d'en reconstituer les paléoenvironnements.

#### Affectations et analyses des échantillons

Chaque échantillon est affecté à une analyse particulière, en fonction de sa nature d'une part, mais aussi des résultats attendus.

Lavages et pickings : il s'agit d'abord de mettre en suspension les argiles contenues dans la roche, à l'aide de H₂O₂ (eau oxygénée). Il faut par la suite laver les sédiments tout en les tamisant à différentes fractions (1 mm à 0.125 mm). Un fois séchés, les grains obtenus seront observés au microscope binoculaire. Cette méthode permet d'identifier divers micro-éléments tels que des os ou des dents de micromammifères, rep- tiles ou poissons, des foraminifères, des ostracodes,

des otolithes ou encore des charophytes. Ces divers microfossiles seront par la suite utilisés tant pour des données biostratigraphiques que pour des interprétations paléoécologiques.

Nannofossiles : l'étude des nannofossiles concerne en fait uniquement des sédiments marins ou saumâtres et implique une préparation spéciale et difficile. Les nannofossiles représentent essentiellement des espèces pélagiques (nannoplancton) et sont utilisés ici presqu'exclusivement dans des buts bisostratigraphiques.

Palynologie : les échantillons sont à nouveau préparés par un laboratoire externe à l'aide d'une méthode assez complexe. Les plaquettes obtenues sont ensuite étudiées au microscope afin d'y révéler différents pollens, spores ou dinoflagellés. La palynologie permet d'apporter des renseignements très précis sur les paléoflores et les paléoclimats, ainsi que de bons résultats biostratigraphiques.

Minéraux lourds : de même que pour la palynologie et les nannofossiles, les échantillons sont préparés par des spécialistes. Par la suite, une fois les spectres de minéraux lourds identifiés, on pourra donner des informations importantes concernant les provenances des composants de chaque échantillon (Vosges, Alpes, provenance mixte, ...).

Minéraux argileux : chaque échantillon analysé par diffraction de rayons X est soumis à deux préparations différentes : une moulure à 50µ pour la roche totale et une préparation orientée pour les argiles (fractions 2µ). On peut ainsi définir à la fois la composition minéralogique générale de l'échantillon et son contenu en minéraux argileux. Ceci donne de bonnes indications quant à l'origine géographique des sédiments et permet des interprétations sur les paléoclimats.

Macros et lames minces : certains sédiments indurés sont aussi prélevés afin de pouvoir les étudier macroscopiquement, ou d'en faire des lames minces observables au microscope. Ces lames minces permettent une bonne observation de différents éléments microscopiques (microfossiles), mais aussi une analyse qualitative de la composition minéralogique du sédiment et de ses microstructures.

Pour les analyses des minéraux argileux, ainsi que l'étude des Rhinocerotoidea une méthodologie particulière est encore développée respectivement dans les chapitres **4 – Minéralogie** et **5 - Rhinocerotoidea**.
<table><caption>**Tab. 1-1** Lithofacies, structures sédimentaires et interprétation des éléments architecturaux des dépôts fluviatiles, lacustres et côtiers de la Molasse.</caption><thead><tr><td>Element</td><td>SYMBOL</td><td>Lithofacies</td><td>Principal lithofacies assemblage</td><td>GEOMETRY AND INTERPRETATION</td></tr></thead><tbody><tr><td>Channel</td><td>CH</td><td>Gravel, sand, fine to coarse, sometimes with mud balls</td><td>Any combination</td><td>Finger, lens or sheet; concave-up erosional base; scale and shape highly variable; internal concave-up</td></tr><tr><td>Gravel bar and bedform</td><td>GB</td><td>Gravel, coarse sand</td><td>Gm,Gp,Gt</td><td>Lens, blanket; usually tabular bodies; commonly interbedded with SB</td></tr><tr><td>Sandy bedform</td><td>SB</td><td>Sand, fine to coarse, sometimes with mud balls</td><td>St,Sp,Sh,Sl,Sr,Ss</td><td>Lens, sheet, blanket, wedge, occurs as channel fills, minor bars</td></tr><tr><td>Downstream-accretion form</td><td>DA</td><td>Sand, fine to coarse</td><td>St,Sp,Sh,Sl,Sr,Ss</td><td>Lens resting on flat or channeled base, with convex-up internal erosion surfaces and upper bounding surface</td></tr><tr><td>Lateral-accretion form</td><td>LA</td><td>Sand, fine to coarse, sometimes with mud balls</td><td>St,Sp,Sh,Sl,Ss, Gm,Gt,Gp</td><td>Wedge,sheet,lobe; characterized by internal lateral-accretion surfaces</td></tr><tr><td>Scour hollow</td><td>HO</td><td>Gravel, sand, fine to coarse, sometimes with mud balls</td><td>Gh,Gt,St,Sl</td><td>Scoop-shaped hollow with asymmetric fill</td></tr><tr><td>Sediment gravity flow</td><td>SG</td><td>Gravel, coarse sand</td><td>Gm,Gmm, Gmg, Gci, Gcm</td><td>Lobe, sheet, typically interbedded with GB</td></tr><tr><td>Laminated sand sheet</td><td>LS</td><td>Sand, silt</td><td>Sh, Sl; minor Sp, Sr</td><td>Sheet, blanket</td></tr><tr><td>Overbank floodplain fines</td><td>FF</td><td>Silt, mud</td><td>Fsm,Fl,Fm,Fr</td><td>Sheet, may be many km in lateral dimensions, 10s of m thick Thin to thick blankets; commonly interbedded wtih SB (CC); may fill abandoned channels</td></tr><tr><td>Levee</td><td>LV</td><td>Sand, silt, mud</td><td>Sh,Fl</td><td>Wedge up to 10m thick, 3km wide; overbank flooding</td></tr><tr><td>Crevasse channel</td><td>CC</td><td>Sand, fine to medium</td><td>St,Sr,SS</td><td>Ribbon up to a few hundred m wide, 5m deep, 10km long; break in main channel margin</td></tr><tr><td>Crevasse splay</td><td>CS</td><td>Sand, silt</td><td>St,Sr,Sh,Fl</td><td>Lens up to 10x10 km across, 2-6m thick; delta-like progradation from crevasse channel into floodplain</td></tr><tr><td>Sandy bedform in crevasse channel</td><td>SB (CC)</td><td>Sand, silt</td><td>Fsm,Fl,Fm,Fr</td><td>Lens, sheet, blanket, wedge, occurs as channel fills in crevasse splays, minor bars</td></tr><tr><td>Abandoned channel</td><td>FF (CH)</td><td>Silt, mud</td><td>Fsm,Fl,Fm,Fr</td><td>Ribbon comparable in scale to active channel; product of chute or neck cutoff</td></tr><tr><td>Lacustrine filling</td><td>LAC</td><td>Limestone, calcarenite, sand, silt, mud</td><td>Lc, Lm</td><td>Sheets of stratified low energy deposits with sometimes organic debris forming coal</td></tr><tr><td>Paleosol</td><td>PS</td><td>Mud</td><td>P</td><td>Complex filling in karstic environments or in sheets covering limestone plateaux (pedogenese from limestone); often resedimented in younger deposits</td></tr><tr><td>Sand sheet</td><td>SS</td><td>Sand, fine to coarse, calcarenite</td><td>Sh,Sm,Sl,Sr, Fsm, Lc</td><td>Sheet, blanket; swell and waves dominated; bioclasts</td></tr><tr><td>Sandwaves</td><td>SW</td><td>Sand, fine to coarse</td><td>St, Sr, Sp</td><td>Dune inter-subtital; inclined crossbedding</td></tr><tr><td>Tidal channel</td><td>TC</td><td>Sand, fine to coarse</td><td>St,Sp,Sh,Sl, Sr,Ss,Sm</td><td>Lens or sheet; concave-up erosional base, internal concave-up, flaser bedding, mud balls, intraclasts, extraclasts</td></tr><tr><td>Mud flat</td><td>MF</td><td>Silt, mud</td><td>Fsm, Fl, Fm</td><td>Sheet, blanket; lenticular bedding</td></tr><tr><td>Sand flat</td><td>SF</td><td>Sand, silt</td><td>St,Sp,Sh,Sl,Sr, Sm</td><td>Sheet, blanket; flaser bedding</td></tr><tr><td>Tempestit</td><td>TP</td><td>Gravel, calcarenite, sand</td><td>Gm,Lc,Sl,Sh, Sp</td><td>Accumulation deposits; bioclasts, grading</td></tr><tr><td>Bottom set beds</td><td>BSB</td><td>Mud, silt</td><td>Fm,Fsm, Fl</td><td>Deltaic bottom set bed; offshore</td></tr><tr><td>Fore set beds</td><td>FSB</td><td>Gravel, sand, fine to coarse, silt, mud</td><td>Sp,Sh,Sl,Sm, Fsm,Fl,Fm</td><td>Prodelta</td></tr><tr><td>Marine top set beds</td><td>MTB</td><td>Gravel, sand, fine to coarse</td><td>Gm,Sp,Sh,Sl,Sm</td><td>Marine delta-front</td></tr><tr><td>Continental top set beds</td><td>CTB</td><td>Sand, silt, mud</td><td>Sm,Sh,Sr,Fsm, Fl,Fm,Fr</td><td>Continental delta plain; sheet, may be many km in lateral dimensions, 10s of m thick Thin to thick blankets; commonly interbedded wtih SB; may fill abandoned channels</td></tr></tbody></table>
## Lithology

<figure><img src="image_14.png" /></figure>

Conglomerate

<figure><img src="image_15.png" /></figure>

Intraclast

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

Extraclast

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

Exotic clast

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

Sandstone

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

Shell bed

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

Siltstone

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

Marl

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

Clay

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

Sandy limestone
(Calcarenite)

<figure><img src="image_24.png" /></figure>

Marly limestone

<figure><img src="image_25.png" /></figure>

Freshwater limestone

<figure><img src="image_26.png" /></figure>

Dolomitic limestone

<figure><img src="image_27.png" /></figure>

Paleosol

## Additional structures

<figure><img src="image_28.png" /></figure>

Fining-up

<figure><img src="image_29.png" /></figure>

Coarsening-up

<figure><img src="image_30.png" /></figure>

Channelled bed

<figure><img src="image_31.png" /></figure>

Slump

## Tectonic

<figure><img src="image_32.png" /></figure>

Fault / thrust

<figure><img src="image_33.png" /></figure>

Fracturation

<figure><img src="image_34.png" /></figure>

Dip

## Bed base and surface

<figure><img src="image_35.png" /></figure>

Abrupt / flat

Erosive

Transitional

## Colors

b : black ; br : brown ; bg : beige ;

gg : green gray ; g : grey ;

m : mottled ; r : red

## Analyses codes

s : collection sample

f : collection fossil

t : thin section

h : heavy minerals

p : palyno

n : nanno

c : clay minerals

w : washing

## Sedimentary Structures

<figure><img src="image_36.png" /></figure>

Tough crossbedding

<figure><img src="image_37.png" /></figure>

Planar crossbedding

<figure><img src="image_38.png" /></figure>

Herringbone crossbedding

<figure><img src="image_39.png" /></figure>

Sigmoidal (epsilon)
cross-bedding

<figure><img src="image_40.png" /></figure>

Current ripples

<figure><img src="image_41.png" /></figure>

Climbing ripples

<figure><img src="image_42.png" /></figure>

Symmetrical ripples

<figure><img src="image_43.png" /></figure>

Wavy laminations

<figure><img src="image_44.png" /></figure>

Parallel laminations

<figure><img src="image_45.png" /></figure>

Lenticular bedding

<figure><img src="image_46.png" /></figure>

Flaser bedding

<figure><img src="image_47.png" /></figure>

Calcareous concretion

<figure><img src="image_48.png" /></figure>

Ball and pillow

<figure><img src="image_49.png" /></figure>

Calcrete

<figure><img src="image_50.png" /></figure>

Organic matter

<figure><img src="image_51.png" /></figure>

Oxydation traces

<figure><img src="image_52.png" /></figure>

Biochimic incrustations

<figure><img src="image_53.png" /></figure>

Karstification

<figure><img src="image_54.png" /></figure>

Pyrite/Gypsum/Quartz

<figure><img src="image_55.png" /></figure>

Wedging

<figure><img src="image_56.png" /></figure>

Mud balls

## Lithofacies

Gmm

matrix-supported, massive gravel

Gmg

matrix-supported, grading gravel

Gmi

matrix-supported, inverse grading gravel

Gmh

matrix-supported, crudely bedded gravel

Gcm

clast-supported, massive gravel

Gci

clast-supported, inverse grading gravel

Gcg

clast-supported, grading gravel

Gch

clast-supported, crudely bedded gravel

Gt

trough-crossbedded gravel

Gp

planar-crossbedded gravel

St

trough-crossbedded sand

Sp

planar-crossbedded sand

Sr

ripple cross-laminated sand

Sh

horizontally-bedded sand

Sl

sand with low angle(<10°) crossbeddings

Ss

scour fill sand

Sm

sand, fine to coarse

Fl

laminated sand, silt and mud

Fsm

silt, mud

Fm

mud, silt

Fr

silt, mud, with roots

MPcm

clast supported mud pebbles, massive

MPcb

clast supported mud pebbles, bedded

C

coal, carbonaceous mud

P

paleosol carbonate

Lc

calcarenite

Lm

matrix-supported freshwater limestone

## Fossils

<figure><img src="image_57.png" /></figure>

### Vertebrates

<figure><img src="image_58.png" /></figure>

Micromammals

<figure><img src="image_59.png" /></figure>

Macromammals

<figure><img src="image_60.png" /></figure>

Reptils

<figure><img src="image_61.png" /></figure>

Fishes

<figure><img src="image_62.png" /></figure>

Otolits

<figure><img src="image_63.png" /></figure>

### Molluscs

<figure><img src="image_64.png" /></figure>

Pelecypods

<figure><img src="image_65.png" /></figure>

Gastropods

<figure><img src="image_66.png" /></figure>

### Plants

Algae

<figure><img src="image_67.png" /></figure>

Leaves

<figure><img src="image_68.png" /></figure>

Wood and coal

<figure><img src="image_69.png" /></figure>

Charophytes

<figure><img src="image_70.png" /></figure>

Fruits and seeds

<figure><img src="image_71.png" /></figure>

### Bioturbations

Ichnofossils

<figure><img src="image_72.png" /></figure>

Roots traces

<figure><img src="image_73.png" /></figure>

### Arthropods

Ostracods

<figure><img src="image_74.png" /></figure>

Balanids

<figure><img src="image_75.png" /></figure>

Insects

<figure><img src="image_76.png" /></figure>

### Echinoderms

<figure><img src="image_77.png" /></figure>

Echinoids

<figure><img src="image_78.png" /></figure>

Crinoids

<figure><img src="image_79.png" /></figure>

### Bryozoa

<figure><img src="image_80.png" /></figure>

### Foraminifera

Planctonic foraminifera

<figure><img src="image_81.png" /></figure>

Benthic foraminifera

<figure><img src="image_82.png" /></figure>

### Incertae sedis

<figure><img src="image_83.png" /></figure>

## Architectural elements

CH

Channel

GB

Gravel bar and bedform

SB

Sandy bedform

DA

Downstream-accretion form

LA

Lateral-accretion form

HO

Scour hollow

SG

Sediment gravity flow

LS

Laminated sand sheet

FF

Floodplain fines

LV

Levee

CC

Crevasse channel

CS

Crevasse splay

SB(CS)

Sandy bedform in crevasse channel

FF(CH)

Abandonned channel

LAC

Lacustrine filling

PS

Paleosol

SS

Sand seet

SW

Sandwave

TC

Tidal channel

MF

Mud flat

SF

Sand flat

TP

Tempestit

BSB

Bottom set beds

FSB

Fore set beds

MTB

Marine top set beds

CTB

Continental top set beds

<caption>Fig. 1-5 Légende des coupes.</caption>
# 2 – LITHOSTRATIGRAPHIE

Comme l'a déjà noté PICOT (2002), les formations tertiaires décrites dans la littérature et cartographiées dans les cartes géologiques par les anciens auteurs souffrent d'un nombre abondant de dénominations locales ou générales pouvant se rapporter à des faciès semblables, souvent mal datés, et des synonymies. Pour le Paléogène, plus de 60 formations ont été dénombrées et regroupées dans des groupes lithostratigraphiques (PICOT, 2002) afin de synthétiser et d'uniformiser une carte géologique du terrain d'étude. En ce qui concerne le Néogène, sur la base des travaux de recensement de WAIBEL & BURRI (1961) et de HABICHT (1987), à nouveau plus de 60 termes différents ont été dénombrés. Ainsi le même travail de regroupement et de hiérarchisation a été fait.

## 2.1 LES GROUPES LITHOSTRATIGRAPHIQUES DU PALÉOGÈNE

De nombreux affleurements et coupes paléogènes ont été utilisés pour les analyses des minéraux argileux, de même que pour le contexte géologique de certaines localités à Rhinocerotoidea. Je propose par conséquent un rappel nécessaire, en partie sous forme de tableaux, basé sur le travail de PICOT (2002) pour les groupes du Paléogène.

### 2.1.1 Groupe du Sidérolithique (MP14-MP19)

Ce groupe considère l'ensemble de toutes les formations contenant des pisolithes de fer ou celles contenant des sables de quartz.

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

<table><thead><tr><th colspan="3">Formations regroupées sous le terme<br/>Sidérolithique</th></tr></thead><tbody><tr><td>Bohnerzkonglomerat</td><td>GREPPIN</td><td>1855</td></tr><tr><td>Hupper, Huppererde, Huppersand, Sables siliceux vitrifiables</td><td>FLEURY</td><td>1909</td></tr><tr><td>Fleur de Mine</td><td>LINIGER</td><td>1925</td></tr><tr><td>Calcaire de Daubrée</td><td>FLEURY</td><td>1909</td></tr><tr><td>Gompholithe de Daubrée</td><td>FLEURY</td><td>1909</td></tr></tbody></table>

### 2.1.2 Groupe des Calcaires inférieurs & Terre jaune (MP20-MP27)

Ce groupe considère l'ensemble des calcaires la custres reposant directement sur le Mésozoïque ou le Sidérolithique, ainsi que le complexe de la Terre jaune du synclinal de Delémont.

Les Calcaires inférieurs & Terre jaune sont situés sur le Mésozoïque ou sur le Sidérolithique.

<table><thead><tr><th colspan="3">Formations regroupées sous le terme<br/>Calcaires inférieurs & Terre jaune</th></tr></thead><tbody><tr><td>Limneankalk von Mitteldiegten</td><td>CLOOS</td><td>1910</td></tr><tr><td>Süsswasserkalk von Hoedel</td><td>GUTZWILLER</td><td>1906</td></tr><tr><td>Raitsche</td><td>GREPPIN</td><td>1870</td></tr><tr><td>Terre jaune (Gelbe Erde)</td><td>GREPPIN</td><td>1855</td></tr><tr><td>Bunte Mergel et Streifige Mergel</td><td>FISCHER</td><td>1969</td></tr><tr><td>Calcaires inférieurs</td><td>SCHARDT</td><td>1880</td></tr><tr><td>Calcaires d'eau douce à Lymnea longiscata</td><td>JACCARD</td><td>1869</td></tr><tr><td>Calcaires d'eau douce de Moutier</td><td>CHOFFAT</td><td>1877</td></tr><tr><td>Calcaires d'eau douce d'Orbe</td><td>SCHARDT</td><td>1880</td></tr><tr><td>Charruekalk</td><td>GUILLERON</td><td>1887</td></tr><tr><td>Wynauer Süsswasserkalk</td><td>KAUFMANN</td><td>1872</td></tr><tr><td>Süsswasserkalk von Boningen</td><td>MARTIN</td><td>1906</td></tr><tr><td>Oesingenkalk</td><td>BAUMBERGER</td><td>1927</td></tr></tbody></table>
### 2.1.3 Groupe des Gompholithes & Conglomérats (MP21-22)

Ce groupe considère l'ensemble des conglomérats fluviatiles et marins, dont les faciès semblent souvent représenter des environnements côtiers.

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

<table><thead><tr><th colspan="3">Formations regroupées sous le terme<br>Gompholithes & Conglomérats</th></tr></thead><tbody><tr><td>Conglomérats de Porrentruy</td><td>SCHNEIDER</td><td>1960</td></tr><tr><td>Gompholithe d'Ajoie</td><td>ROLLIER</td><td>1893</td></tr><tr><td>Kalkarenite von Oltingue</td><td>FISCHER</td><td>1965a</td></tr></tbody></table>

### 2.1.4 Groupe des Meeressand & Calcaires marins (MP21-MP25)

Ce groupe considère l'ensemble des formations composées de grès calcaires et de conglomérats, ainsi que les calcaires marins d'Ajoie.

Les Meeressand & Calcaires marins reposent sur le Mésozoïque ou sur le Sidérolithique.

<table><thead><tr><th colspan="3">Formations regroupées sous le terme<br>Meeressand & Calcaires marins</th></tr></thead><tbody><tr><td>Meeressand</td><td>BITTERLI</td><td>1945</td></tr><tr><td>Brislacherkalk</td><td>KISSLING</td><td>1896</td></tr><tr><td>Calcaires à Cérithes d'Ajoie, Cerithiumkalk<br>von Porrentruy, Elsgauer Cerithiumkalk</td><td>ROLLIER</td><td>1898</td></tr><tr><td>Calcaire grossier</td><td>ROLLIER</td><td>1898</td></tr></tbody></table>

### 2.1.5 Groupe des Septarienton (MP21-MP25)

Ce groupe considère l'ensemble des sédiments de nature marneuse ou argileuse, de couleur bleue à brune, marins, contenant le plus souvent des foraminifères. Les Septarienton constituent un faciès de bassin, équivalent latéral des Meeressand, faciès côtier.

Les Septarienton reposent directement sur le Mésozoïque, le Sidérolithique, les Calcaires inférieurs & Terre jaune, les Gompholithes & Conglomérats et les Meeressand & Calcaires marins.

<table><thead><tr><th colspan="3">Formations regroupées sous le terme Septarienton</th></tr></thead><tbody><tr><td>Foraminiferenmergel</td><td>FISCHER</td><td>1965a</td></tr><tr><td>Meletta Schichten</td><td>FISCHER</td><td>1965a</td></tr><tr><td>Blauer Letten</td><td>GUTZWILER</td><td>1890</td></tr><tr><td>Septarienton</td><td>FISCHER</td><td>1965b</td></tr><tr><td>Fischschiefer</td><td>VONDERSCHMITT</td><td>1941</td></tr></tbody></table>

La lithostratigraphie de l'UMM rhénane dans les synclinaux du Jura au Fossé rhénan, développée par FISCHER (1965a) et reprise par PICOT (2002), est présentée dans la Fig. 2-1.

<figure><img src="image_84.png" /><figcaption>Fig. 2-1 Localisation, biostratigraphie et lithostratigraphie de l'UMM rhénane (modifiée d'après PICOT, 2002).</figcaption></figure>

### 2.1.6 Groupe de la Molasse alsacienne (MP21-MP29)

Ce groupe considère l'ensemble des dépôts micacés avec des intercalations de marnes et de calcaires.

Cependant, le terme de Molasse alsacienne, comme le souligne PICOT (2002), a été utilisé abusivement, désignant à la fois des dépôts micacés continentaux contenant des feuilles et à la fois des dépôts saumâtres ayant la même nature. Pour éviter toute confusion, deux ensembles ont été distingués (Fig. 2-2) :

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

Elle recouvre le Mésozoïque, le Sidérolithique, les Calcaires inférieurs.

2. La Molasse alsacienne s.l., située au Nord du synclinal de Delémont, est constituée à la base par les Cyrenenmergel, puis par le Cyathulabank et enfin par la Molasse alsacienne supérieure. L'ensemble de ces dépôts micacés saumâtres devient progressivement continental.

Elle recouvre le Mésozoïque, le Sidérolithique, les Calcaires inférieurs & Terre jaune, les Meeressand ou les Septarienton.
<figure><img src="image_85.png" /><figcaption>Fig. 2-2 Localisation, biostratigraphie et lithostratigraphie de la Molasse alsacienne (modifiée d'après PICOT, 2002).</figcaption></figure>
Finalement la succession dans le synclinal de Delémont diffère quelque peu de celle des synclinaux du Nord et du Fossé Rhénan. La série commence par des dépôts saumâtres à huîtres, les Cyathulamergel, dont le faciès ressemble à celui des Cyrenenmergel du Nord, puis passe aux Marnes noires (les Bunte und Schwartze Mergel de LINIGER 1925) et se poursuit par la Molasse alsacienne supérieure. CLÉMENT & BERGER (1999) ont montré que ces dépôts continentaux sont en interfingering avec les dépôts marins de l'UMM rhénane, rendant complexe la compréhension des unités lithostratigraphiques, ces dépôts délimitant une ligne côtière fluctuante.

Il faut noter que de nombreux niveaux calcaires, associés aux Calcaires inférieurs par d'anciens auteurs, sont rapportés à la Molasse alsacienne car ils s'y trouvent intercalés. La Molasse alsacienne est recouverte par les Calcaires delémontiens.

## Formations regroupées sous le terme

### Molasse alsacienne

<table><tr><td>Molasse alsacienne</td><td>ROLLIER</td><td>1893</td></tr><tr><td>Cyrenen Mergel</td><td>GUTZWILLER</td><td>1890</td></tr><tr><td>Marnes bigarrées</td><td>GREPPIN</td><td>1870</td></tr><tr><td>Marnes noires de la Birse, Marnes noires (Schwarze und bunte Mergel)</td><td>GREPPIN<br/>LINIGER</td><td>1870<br/>1925</td></tr><tr><td>Blättersandstein von Dornach</td><td>GUTZWILLER</td><td>1890</td></tr><tr><td>Cyathulah horizonbank</td><td>GUTZWILLER</td><td>1890</td></tr><tr><td>Marnes pisolithiques à Helix ramondi</td><td>GREPPIN</td><td>1870</td></tr><tr><td>Matzendorfkalk</td><td>BAUMBERGER</td><td>1927</td></tr><tr><td>Rugulosakalke</td><td>ROLLIER</td><td>1910</td></tr><tr><td>Aarwanger Molasse</td><td>HEIM & HARTMANN</td><td>1919</td></tr><tr><td>Allschwiler Sande</td><td>BAUMBERGER</td><td>1928</td></tr><tr><td>Glimmermolasse</td><td>BAUMBERGER</td><td>1927</td></tr><tr><td>Molasse alsacienne supérieure</td><td>FISCHER et al.</td><td>1971</td></tr></table>

### 2.1.7 Groupe des Calcaires delémontiens (MP29-MN1)

Ce groupe considère l'ensemble des calcaires lacustres reposant généralement sur la Molasse alsacienne et recouvert dans la plupart du temps par l'OMM.

Les Calcaires delémontiens reposent dans certains cas sur le Mésozoïque, comme à la Brochene Fluh.

## Formations regroupées sous le terme

### Calcaires delémontiens

<table><tr><td>Calcaires delémontiens (Delsbergalkel)</td><td>GREPPIN</td><td>1870</td></tr><tr><td>Ramondikalke</td><td>BAUMBERGER</td><td>1927</td></tr><tr><td>Molasse delémontienne</td><td>ROLLIER</td><td>1910</td></tr><tr><td>Delemontienmergel</td><td>GREPPIN</td><td>1867</td></tr><tr><td>Tülligersüsswasserschichten</td><td>FISCHER et al.</td><td>1971</td></tr><tr><td>Süsswasserkalk von Wannenmatt</td><td>KOCH</td><td>1923</td></tr><tr><td>Mergelkalk von Wannenmatt</td><td>KOCH</td><td>1923</td></tr><tr><td>Marnes à Gypse</td><td>FISCHER et al.</td><td>1971</td></tr><tr><td>Süsswasserkalk von Eichen</td><td>LEHNER</td><td>1920</td></tr></table>

## 2.2 LES GROUPES LITHOSTRATIGRAPHIQUES DU NÉOGÈNE

### 2.2.1 REMARQUE SUR L'AQUITANIEN DE L'USM

#### Définition

ROLLIER (1910) parlait de Molasse delémontienne ou aquitanienne pour la partie supérieure de la Molasse alsacienne du bassin de Delémont. Pourtant il n'a jamais eu aucune preuve pour une attribution stratigraphique à l'Aquitanien de ces dépôts sableux, que LINIGER (1925) définira plus tard comme Molasse alsacienne supérieure et que BAUMBERGER (1934) positionnera dans le Chattien. PICOT et al. (1999), PICOT (2002), BECKER & CIVELLI (2002) et la révision lithostratigraphique et biostratigraphique présentée dans ce travail confirment et précisent par ailleurs cet âge Chattien de la Molasse alsacienne supérieure aux zones mammaliennes MP23 à MP29 (Fig. 2-2). Aujourd'hui ce terme de Molasse aquitanienne ou delémontienne est complètement abandonné et l'on utilisera le terme de Molasse alsacienne supérieure.

L'Aquitanien en tant que véritable groupe à valeur lithostratigraphique fait complètement défaut dans la Molasse du Jura et n'a donc pas vraiment une raison d'être. On ne retrouvera que deux affleurements isolés, Boudry et La Chaux, au pied du Jura vaudois et neu-châtelois, ainsi que les parties sommitales de quelques coupes dans les Calcaires delémontiens (Brochene Fluh, Waldenburg-Humbel, SE Pré Godat, Tavannes-Trame-lan) pour affirmer un âge aquitanien dans le Tertiaire jurassien (Fig. 2-3).

Pour l'élaboration de la carte géologique du terrain d'étude, les coupes de Calcaires delémontiens montrant des niveaux biostratigraphiques aquitaniens sont bien évidemment restées dans le Groupe des Calcaires
delémontiens. La position géographique des deux cas particuliers de Boudry et de La Chaux se trouvant en dehors du terrain d'étude, ils ne figurent pas sur la carte géologique (voir **2.5 Carte géologique des synclinaux jurassiens**). RIGASSI (1998) décrit encore, dans sa notice de la feuille Ste-Croix, l'Aquitanien de La Chaux-Noirvaux-Suvagnier. Il le subdivise en deux lithofaciès et décrit une partie inférieure aux Calcaires de la Chaux composée de marnes rouges, des grès et des conglomérats « pralinés » non datés paléontologiquement. Ces dépôts correspondent certainement aux anciennes formations des Marnes à *Melania* (RITTENER, 1892 et 1902) et des Marnes rouges et Gompholite du Vallon de Noirvaux (RITTENER, 1902).

La coupe du Viaduc de Boudry, quant à elle, appartient soit aux Grès et Marnes Gris à Gypse (Boudry 2), soit aux Obere bunte Mergel (Boudry 1 et 3), qui sont un équivalent latéral, en position distale, de la Molasse grise de Lausanne du plateau (MOJON *et al.*, 1985).

## Position stratigraphique

Les Calcaires delémontiens, comme dit précédemment, reposent généralement sur la Molasse alsacienne et parfois directement sur le Mésozoïque (Brochene Fluh). A leur sommet, ils peuvent être surmontés par les

Conglomérats & Grès de l'OMM (Corban, Tavannes-Tramelan). Dans ce cas le contact est discordant et parfois également ravinant. A Corban, il est matérialisé par une surface de banc calcaire sur laquelle on peut observer des perforations de lithophages. A Tavannes-Tramelan (coupe TT de ce travail) les Conglomérats & Grès de l'OMM transgressent sur un dernier banc marneux des Calcaires delémontiens. On peut y observer un contact érosif ravinant.

Les niveaux biostratigraphiques aquitaniens des Grès et Marnes Gris à Gypse et des Obere bunte Mergel de Boudry caractérisent la succession classique des formations de l'USM du plateau. Ils surmontent logiquement la coupe Boudry-village des Calcaires & Dolomies.

Les Calcaires de la Chaux reposent directement sur le Gault (Albien) (RITTENER, 1892) et sont surmontés par les grès de l'OMM (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de L'OMM**).

## Age

Le sommet de la coupe SE pré Godat (Calcaires delémontiens de la région de Vermes, Est du synclinal de Delémont) a fourni deux niveaux biostratigraphiques mammaliens contenant *Rhodanomys* cf. tran-

<figure><img src="image_86.png" /><figcaption>**Fig. 2-3** Localisation, biostratigraphie et lithostratigraphie de l'Aquitanien jurassien.</figcaption></figure>
siens pour le premier, et *Pseudotheridomys rolfoi* et *Caenotherium* sp. pour le deuxième. Cette association est typique du niveau Boudry 2, soit la zone MN1 (THEILER, 1998 ; PICOT *et al.*, 1999).

La coupe de la Brochene Fluh (Calcaires delémontiens du synclinal de Waldenburg) a fourni de nombreux niveaux biostratigraphiques mammaliens et à charophytes. Bien que les niveaux à micromammifères donnent un âge minimum de MP30 (Brochene Fluh 53), au-dessus du niveau 58 les charophytes du sommet de la coupe se trouvent dans la zone à *Nitida*, caractéristique de la base de l'Aquitanien (PICOT *et al.*, 1999 ; BECKER *et al.*, 2002 et PICOT *et al.*, 2003). Egalement dans les Calcaires delémontiens du synclinal de Waldenburg, la localité Waldenburg-Humbel est datée par micromammifères de la zone MN1 (ENGESSER & MÖDDEN, 1997). La coupe TT de ce travail (Tavannes-Tramelan) montre des niveaux à charophytes de la zone à *Nitida* au sommet des Calcaires delémontiens.

Au pied du Jura neuchâtelois, la coupe du viaduc de Boudry a livré six niveaux à micromammifères, dont trois ont pu être datés de la zone mammalienne MN1. La faune de Boudry 2, caractérisée par le taxon *Rhodanomys transiens*, est considérée comme une référence de la zone MN1 dans les niveaux mammaliens suisses (MOJON *et al.*, 1985 ; ENGESSER & MÖDDEN, 1997).

Au pied du Jura vaudois, près de Ste-Croix, les Calcaires de la Chaux ont montré six niveaux biostratigraphiques à micromammifères donnant à chaque fois la même zone mammalienne MN2a, caractérisée par les taxons *Ritteneria manca*, *Eucricetodon gerandianus* et *Plesiodyromys toriformis*. La faune de La Chaux 7 est considérée comme une référence de la zone MN2a dans les niveaux mammaliens suisses (ENGESSER & MÖDDEN, 1997). On retrouve également à La Chaux des restes de *Protaceratherium minutum* et *Diaceratherium aginense* (voir 5 – Rhinocerotoidea).

L'absence quasi totale d'affleurements aquitaniens dans le Jura semble indiquer une zone en relief et à l'érosion au début du Miocène. Le Fossé Rhénan connaît une réorientation majeure du champ de contrainte régional dès l'Aquitanien. L'axe de son centre de dépôt pivote dans le sens inverse des aiguilles d'une montre et se déplace vers le Nord-Est. Une phase principale de subsidence s'installe dans la partie Nord du Fossé Rhénan, alors que la partie Sud montre un uplift et une mise à l'érosion durant le Miocène moyen et peut-être même déjà durant le Miocène inférieur. Dans

le Jura, les Calcaires delémontiens sont directement recouverts par les Conglomérats & Grès de l'OMM (Burdigalien) et l'Aquitanien de cette région semble ainsi correspondre à une période de non-dépôt et de uplift (SCHUMACHER, 2002).

Une influence climatique, en ajout à la tectonique du Fossé Rhénan, pourrait également être à l'origine de cette lacune stratigraphique. Avec la détérioration climatique de la fin de l'Oligocène (chute de la température et surtout de l'humidité, disparition des palmiers) le Jura se situe entre deux domaines de sédimentation évaporitiques et fluviatiles distincts (Grès et Marnes Grises à Gypse au Sud et Molasse alsacienne au Nord) (PICOT *et al.*, 1999). Par la suite un retour vers un léger réchauffement s'opère au début du Miocène (JANIS, 1989 ; BEHRENSMEYER *et al.*, 1992). Ainsi des palmiers réapparaissent dans la Molasse grise de Lausanne du plateau (BERGER, 1990a, b). Cependant, alors que la région du Plateau retrouve un climat chaud et humide à léger contraste saisonnier, comme à Wallenried (BECKER *et al.*, 2002), le relief déjà sensible mis en place dans le Jura formait une barrière naturelle empêchant le développement plus au Nord des systèmes fluviatiles issus des Alpes. Un climat sec semble persister et pratiquement plus aucune sédimentation ne s'opère. Les derniers bancs de Calcaires delémontiens d'âge aquitanien inférieur (MN1) pourraient matérialiser l'assèchement définitif de la région où il ne subsistait plus qu'une mosaïque de petits lacs. La persistance des Grès et Marnes Grises à Gypse à Boudry durant l'Aquitanien inférieur pourrait confirmer cette persistance de climat sec dans les régions nordiques au plateau. Pour les Calcaires de la Chaux, on retrouve à nouveau une zone à environnement lacustre, sous formes de flaques éphémères sous un climat chaud et de rivières temporaires (RIGASSI, 1995). Mais ces sédiments sont plus jeunes (MN2a) et semble représenter une situation très locale, certainement due à la tectonique.

### 2.2.2 Groupe des Conglomérats & Grès de l'OMM

#### Définition

J'ai regroupé sous le terme Conglomérats & Grès de l'OMM toutes les formations gréseuses du faciès « Burdigalien » et toutes les formations conglomératiques du faciès « Helvétien ».

Le faciès « Burdigalien » est caractérisé par des dépôts sableux dominés par les marées et la houle. Ce
faciès développe des environnements d'estran et de plate-forme siliciclastique. Il est composé par le complexe Grès coquillier - Molasse grise et son équivalent dans le synclinal du Locle - La Chaux-de-Fonds, les Grès verts burdigaliens.

Le faciès « Helvétien » est caractérisé par des dépôts conglomératiques gréseux et marneux contrôlés à la fois par les marées et la houle et à la fois par une influence gravitaire et fluviatile. Ce faciès développe des environnements côtiers de fan-delta et d'inter-fan-delta. Il est composé par la Formation du Poudingue polygénique et ses correspondants par synonymie et équivalence latérale (Poudingue à fossiles albiens remaniés, Tenniker Muschelagglomerat, Turritellen-breccien und Kalksandstein), et par la Formation des Sables à galets et ses correspondants par synonymie et équivalence latérale (Sables à *Cerithium crassum*, OMM de Foradrai et Glovelier).

## Position stratigraphique

Les Conglomérats & Grès de l'OMM, lorsque la série est complète, débutent par le complexe Grès coquillier - Molasse grise. Ils montrent le plus souvent un contact discordant avec les Calcaires delémontiens (Tavannes), dont le dernier banc est fréquemment caractérisé par des perforations de lithophages (pholades). Lorsque la Formation des Calcaires delémontiens fait défaut, on les retrouve le plus souvent en contact direct avec le Mésozoïque (La Chaux-de-Fonds).

Cependant il est assez commun que la Formation du Poudingue polygénique soit directement en contact, par érosion et ravinement, avec les Calcaires delémontiens (Moutier) ou même la Molasse alsacienne (Sorvilier), voire les assises mésozoïques. De même les Sables à galets peuvent éroder et raviner la série des Conglomérats & Grès de l'OMM jusqu'aux formations de l'USM ou le Mésozoïque.

## Age

Il existe très peu de datation dans l'OMM jurassienne, et d'autant plus dans le groupe des Conglomérats & Grès de l'OMM. Les anciens auteurs ont toujours daté les formations du Grès coquillier et de la Molasse grise du Burdigalien et les formations du Poudingue polygénique et des Sables à Galets de l'« Helvétien » (FAVRE, 1911; ROLLIER, 1911; LINIGER, 1925; ANTENEN, 1973; WEIDMANN 1986). Aujourd'hui on ne retrouve que trois localités à bios Stratigraphie claire.

<table><tr><td>Cortébert (ENGESSER, 1990)</td><td>574.62/226.80</td><td>Formation du Grès coquillier</td><td>MN3</td></tr><tr><td>La Coupe du Châtelet (DE BEAUMONT et al., 1984; FAVRE, 1998; coupe TNR de ce travail)</td><td>581.17/231.22</td><td>Formation du Grès coquillier</td><td>MN3</td></tr><tr><td>Le karst de Glovelier-La petite Morée (HUG et al., 1997; karst GLO de ce travail)</td><td>580.36/242.08</td><td>Formation des Sables à galets</td><td>MN4</td></tr></table>

Ainsi les Conglomérats & Grès de l'OMM se déposent dans leur ensemble durant l'intervalle MN3-4, ce qui correspond approximativement au Burdigalien. Il semblerait également que le Grès coquillier et la Molasse grise soient datés à MN3, peut-être MN4, et le Poudingue polygénique et les Sables à galets à MN4, mais ceci reste une hypothèse vu le manque de données biostratigraphiques (Fig. 2-4). Actuellement il n'est pas possible d'obtenir plus de précision, si ce n'est que ce groupe ne doit certainement pas être plus jeune que MN5, car toutes les autres datations de faciès saumâtres (ou marins ?) datés de MN5 appartient au Groupe des Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM qui lui succède l'OMM (voir 2.2.3 Groupe des Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM).

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

### A. Formations généralement attribuées au faciès « Burdigalien »

#### A.1 Grès Coquillier

STUDER (1824) crée le terme de Grès coquiller pour décrire des dépôts de grès glauconitiques, brèchiques, plus ou moins riches en mollusques marins ou saumâtres de l'OMM.

Sur le Plateau, le Grès coquillier en tant que formation a souvent fait l'objet de valeur stratigraphique par les anciens auteurs. Pour MAYER (1965) ou GÜMBEL (1961), le Grès coquillier est un synonyme de la partie inférieure de l'OMM. Pour GÜMBEL (1961) il correspond aux Luzerner Schichten de KAUFMANN (1872) et est d'âge « Helvétien », alors que pour DEPÉRET (1892) il correspond au Burdigalien. Aujourd'hui, dans la littérature moderne, le Grès coquillier des Luzerner Schichten de Suisse centrale et leur équivalent en Suisse occidentale, les Sense-Schichten, sont clairement datés du Burdigalien (MN3) (KELLER, 1989; BERGER, 1996). Il est à noter que la base de la
transgression de l'OMM est probablement diachrone et que les niveaux marins les plus anciens sont datés de La Chaux 7, Vully 1 ou Brüttelen 2 (MN2a à MN3) (BERGER, 1992). Il est également possible d'observer des dépôts à faciès de Grès coquillier dans quelques affleurements plus récents « helvétiens » des Belpberg-Schichten (RUTSCH, 1926), où ils présentent une composition atypique de sables grossiers riches en galets. Au niveau biostratigraphique le sommet de l'OMM, donc des Belpbergschichten en Suisse occidentale, et des St. Galler Schichten en Suisse centrale, est probablement d'âge NN3 ou peut-être base NN4 (base MN4) (BERGER, 1992).

Poudingue polygénique, plus de 100m de sédiments sont encore aujourd'hui préservés et en partie visibles. Actuellement seul un gisement à Tavannes (coupe du Châtelet : ROTHPLETZ, 1933 ; FAVRE, 1998 ; coupe TNR de ce travail) (581.17/231.22), situé dans les Mittlerer Muschelsandstein, est daté à MN3 grâce à deux molaires d'Eucricetodon cf. infralactorensis (DE BEAUMONT et al., 1984).

Dans la région de Tramelan, ANTENEN (1973) ne mentionnait pas de Grès coquiller sur son profil de La Tuilerie mais uniquement un Poudingue polygénique surmonté par les Sables à galets transgressant sur les

<figure><img src="image_87.png" /><figcaption>**Fig. 2-4** Localisation, biostratigraphie et lithostratigraphie des Conglomérats & Grès de l'OMM.</figcaption></figure>

Dans la Molasse du Jura, ANTENEN (1973) parle aussi de Grès coquillier. Il en considère trois horizons (Unterer-, Mittlerer-, Oberer Muschelsandstein) qu'il retrouve en alternance avec des dépôts de Molasse grise (Untere et Obere Graue Molasse). Il les décrit comme des grès calcaires grossiers, verdâtres, bréchiques compacts et bien stratifiés. Il observe des niveaux de Grès coquillier sur 8 coupes différentes (Forêt de Chaindon, La Motte, Bévilard, Mévilier, Les Rondenois, Sur Frête, Court, Les Condémines) dans la région de Tavannes-Court, et à chaque fois il les retrouve en transgression sur les Calcaires delémontiens. Dans la Forêt de Chaindon, où ce complexe Grès coquillier-Molasse grise n'est pas érodé par le

Calcaires delémontiens. Par contre le sondage Tramelan-La Tuilerie (577.35/230.90) (BERGER, communication écrite) montre clairement une cinquantaine de mètres de Grès coquillier trangressant sur les Calcaires delémontiens et surmonté par des faciès conglo-mératiques et sableux que l'on pourrait attribuer au Poudingue polygénique et aux Sables à galets.

Dans la Molasse du Jura, le complexe Grès coquiller-Molasse grise semble essentiellement restreint à la vallée de Tavannes-Chaluet (PFIRTER, 1997) ainsi qu'au synclinal de Péry-Reuchenette (ANTENEN, 1973), bien que VOGEL (1934) parle encore de Molasse grise dans le synclinal de Moutier.
ZIEGLER (1956), ANTENEN (1973) et WEIDMANN (1986) signalent encore quelques localités dans le synclinal de Sant-Imier (Cortébert et Cormoret) à affleurements de Grès coquillier. WEIDMANN (1986) décrit à Cortébert (574.620/226.800) une petite coupe temporaire, dont la riche faune de restes de poissons est identique à celle des autres faunes de Molasse burdigalienne. ENGESSER (1990) date cette localité de la zone à mammifère MN3 grâce *Pseudotheridomys* nov. sp..

Sur la feuille de Bieler See, SCHÄR (1971) signale des affleurements de Grès coquillier au Sud du lac de Bienne, au Jolimont. Il décrit des dépôts d'une puissance de 10-12m, sableux grossiers à conglomératiques, comportant des niveaux à dents de requins et des niveaux bréchiques à coquilles. Leur contenu minéralogique est dominé par l'épidote, le hornblende, le quartz et le feldspath. Cette série est surmontée par des grès blancs, gris-verts, glauconitiques et des marnes grises à intercalations de grès durs et grossiers, vraisemblablement un équivalent latéral de la Formation des Grès verts burdigaliens.

## A.2 Molasse grise (graue Molasse)

Dans le Jura, la Molasse grise (BAUMBERGER, 1915) est étroitement liée au Grès coquillier, comme décrit ci-dessus. Sur le Plateau, on la retrouve essentiellement dans les régions des lacs subjurassiens de Neuchâtel, Morat et Bienne.

ANTENEN (1973) décrit des lithofaciès de grès, de sables et de minces lits argileux jaune clair à gris, micacés et azoïques. D'une puissance de 45-50m, cette formation se retrouve dans le Jura essentiellement dans le synclinal de Tramelan-Tavannes-Court, notamment au Nord-Ouest de Court et dans le vallon du Chaluet (Ruisseau-de-la-Combe-d'Eschert) et dans le synclinal de Perry-Reuchenette (PFIRTER, 1997). Dans la Forêt de Chaindon, des travaux d'entretien de la route Tavannes-Tramelan ont mis au jour une nouvelle coupe montrant la transgression de la Molasse grise sur les Calcaires Delémontiens (coupe TT de ce travail) (580.20/231.88). VOGEL (1934) mentionne encore deux petits affleurements dans le synclinal de Moutier, le premier juste à l'Ouest d'Eschert et le deuxième juste au Sud-Ouest de Grandval.

On peut noter que ce terme de Molasse grise n'est pas très heureux, car il prête à confusion avec la Molasse grise de Lausanne (USM, Aquitanien) et avec la Molasse grise de Genève (Grès et Marnes Gris à Gypse, Chattien).

Cette formation, par corrélation avec le Grès coquillier, est datée du Burdigalien. Elle devrait d'ailleurs correspondre à un faciès particulier de cette dernière et ainsi y être intégrée.

## A.3 Grès verts burdigaliens

Dans le synclinal du Locle - la Chaux-de-Fonds, ROLLIER (1911) distinguait sous le terme de Grès verts burdigaliens des grès verts azoïques, des grès coquilliers et des grès marneux gris, verts ou bleus, qu'il datait du Burdigalien supérieur d'après la faune de mollusques et d'oursins. KÄLIN et al. (2001) signalent également les sondages IGESA aux Eplatures (SN8 = 552.11/215.34, SN9 = 552.18/215.42) et les sondages de la Rue du Midi (sondage14 = 552.66/216.72, sondage15 = 552.66/216.67) dans la région de la Chaux-de-Fonds. A chaque fois les profils montrent entre 5 et 15m de Grès verts burdigaliens, reposant généralement sur le Crétacé (Valanginien) et étant surmontés par le Groupe des Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM (voir **2.2.3 Groupe des Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**). Aucune datation n'a été déterminée.

Durant l'été 1999, en face de la gare du Crêt-du-Locle, une vaste fouille d'une centaine de mètres composée essentiellement de Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM (voir **2.2.3 Groupe des Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**) a cependant révélé, à la base de la coupe, une quinzaine de mètres de Grès verts burdigaliens riches en fossiles marins (coupe CdL de ce travail) (550.75/214.20). Malheureusement, une fois encore, il n'a pas été possible de dater précisément ce faciès.

A l'extrémité Nord du synclinal des Ponts-de-Martel, WEIDMANN (1986) mentionne encore un sondage à La Sagne (551.05/209.39) dont le faciès de grès calcaires glauconieux jaune vert, à nettes stratifications entrecroisées, et la faune de requins semblent typiques des Grès verts burdigaliens. Rien ne permet de déterminer un âge précis pour cette localité, mais encore une fois l'association faunique découverte est identique à celle de la Molasse burdigalienne.FINalement KÄLIN et al. (2001) décrivent encore un affleurement au Sud du village des Ponts, Centre sportif (546.030/205.230). Les 8.5 premiers mètres de la coupe révèlent à nouveau un faciès typique des Grès verts burdigaliens surmonté par 3m de Poudingue polygénique à fragments d'huîtres. Le top de la coupe est constitué d'une vingtaine de mètres d'alternance de niveaux conglomératiques, gréseux, silteux et argileux saumâtres. Le faciès de cette partie supérieure
s'apparente à celui de la Gompholithe pralinée (voir **2.2.3 Groupe des Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**) et a pu être daté de la zone NN5 grâce à une riche nannoflore.

Cette formation est un équivalent latéral de la Molasse grise. Tout comme cette dernière, elle devrait être intégrée dans la Formation du Grès coquillier.

**B. Formations généralement attribuées au faciès « Helvétien »**

*B.1 Poudingue polygénique (polygene Nagelfluh, bunte Nagelfluh, bunte Nagelfluh von Corban, Molasse grossière marine, polygene Nagelfluh von Mettemberg)*

Le terme de Poudingue polygénique, galets d'origines diverses pris dans une matrice sableuse, est défini par ROLLIER (1898). Il distinguait deux types de bunte (polygene) Nagelfluh suivant leur position géographique et la composition de leurs galets, à savoir des galets d'origine alpine (Sorvilier, Tramelan, Court, Moutier) ou des galets d'origine vosgienne (Undervelier, Corban, Vermes).

SCHLAICH (1934) donne la description suivante pour les affleurements de la région de Sorvilier : « il s'agit d'un poudingue bigarré, qui se compose principalement de galets de quartzite et d'une matrice chétive de sable grossier, jaunâtre, riche en micas. Un poudingue bigarré repose à Sorvilier directement sur une Molasse grise friable. D'une puissance d'environ 15m, le poudingue affleurant se distingue à sa base par de grands blocs mal arrondis et mal triés de Grès coquillier. Entre ces blocs, on retrouve de petits galets de quartzite, ainsi que des fragments de Grès coquillier. Au-dessus les blocs de Grès coquillier disparaissent et l'on retrouve les habituels galets de quartzite, qui forment une Molasse de sable argileux. » Cet affleurement de Sorvilier (590.00/231.40) est la localité type pour le Poudingue polygénique à galets alpins. SCHLAICH (1934) détermine la composition de ses galets et propose les proportions suivantes : 71% quartzites, 8% roches granitiques, 2% radiolarites, 4% Jurassique local (Malm), 6% Calcaires delémontiens et 4% Grès coquillier.

BIRKHÄUSER (1925) parle d'une série de Poudingue polygénique d'environ 6m d'épaisseur transgressant sur les Calcaires delémontiens dans la région de Undervelier, au lieu dit Le Mentois : « ... galets de la taille d'une noix à un oeuf principalement quatzitiques et porphyriques dans une matrice sableuse argileuse.

Bien que leur origine vraisemblable soit les Vosges, certains quatzites pourraient également provenir de régions plus méridionales. Les galets ne présentent aucun tri et sont composés également de galets locaux des assises de Malm. Plus haut dans la coupe, les galets disparaissent et les « polygene Nagelfluh » passent à des grès jaune vert, riches en bryozoaires et lamellibranches. ». Le Mentois (582.90/239.80) est la localité type pour le Poudingue polygénique à galets vosgiens (et de la Forêts Noire ?).

GREPPIN (1855) signale dans les environs de Corban (602.49/243.98) un affleurement de Poudingue polygénique (Bunte Nagelfluh von Corban), qu'il avait placé dans la Formation du Grès coquillier. La limite inférieure de la série est en contact avec les Calcaires delémontiens dont la surface du dernier banc montre des perforations de lithophages (pholades). ROLLIER (1898) donne également une description rapide de ce même affleurement, de haut en bas : « 1 m de marne sableuse verte ; 5 m molasse grossière, en feuillets, puis plus compacte, nombreux grains rouges ; débris de coquilles marines : *Pecten* sp.. Suite au bord de la Scheulte, à l'Ouest de Corban : 3m de grès-poudingue grossier, à éléments jurassiens et vosgiens, en petits bancs séparés par des sables. Calcaires delémontiens (avec un lit de marnes rouges). » Il nomme le niveau de molasse grossière Molasse grossière marine. Ce terme est en fait un synonyme de Poudingue polygénique et fut assez rapidement abandonné.

Plus tard LINIGER (1925) décrit à son tour cet affleurement : « Environ 150m à l'Ouest de la dernière habitation de Corban, dans un méandre de la Scheulte, les Calcaires delémontiens affleurent et forment une limite nette avec le Poudingue poygénique les surmontant. La surface supérieure de Calcaires delémontiens est lithophagée... Les galets de ce Poudingue polygénique sont composés en faible proportion par les assises jurassiques et les terrains tertiaires (Kimméridgien et Calcaires delémontiens), et en forte dominance par le massif des Vosges (Hauptrogenstein, Buntsandstein, quartzite blanc et gris, porphyrite de la région de Burbach). D'autres galets vosgiens (Kulmstein, Diabastuffe, ...) que l'on peut retrouver dans des affleurements plus jeunes du Groupe des Bois de Raube & Juranagelfluh, ne sont pas ou que très rarement représentés. » LINIGER (1925) détermine également la composition de ses galets et propose les proportions suivantes : 25% quartzite, 7% porphyre, 1% Kulmstein, 1% roches granitiques, 1% Buntsandstein, 8% Hauptrogenstein, 30% Jurassique local (Malm), 25% Calcaires delémontiens, 2% « Helvétien ».
STEHLIN (cité par LINIGER, 1925) nomme la Molasse grossière marine de ROLLIER (1898) les grünlichen Molassesandsteine, à ne pas confondre avec la Formation des Grès verts burdigaliens de La Chaux-de-Fonds (voir Grès verts burdigaliens, ci-dessus). Il signale un banc compact à Ostrea giengensis à la base de cette série dans la coupe de GREPPIN (1855) et ROLLIER (1898). Ce fossile, considéré comme fossile de faciès du Poudingue polygénique de la région de Mettembert et du Jura tabulaire bâlois, est également signalé par LINIGER (1925) dans ce même affleurement. Pour lui le Poudingue polygénique de Corban a une puissance de 3.2m, ce qui correspond au banc de grès-poudingue grossier de la coupe de ROLLIER (1898). Cependant, en y intégrant la Molasse grossière marine de ROLLIER (1898), la puissance du Poudingue polygénique atteint environ 8m. Les sédiments qui suivent représentent des sables fins, meubles, verdâtres qui forment une série de transition avant les Rote Mergel von Corban (voir **2.2.3 Groupe des Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**).

On peut également retrouver sous l'église de Corban (GREPPIN, 1855 ; LINIGER, 1925 ; THEILER, 1998 ; coupe COR de ce travail) (603.20/243.85) cette série de transition marine (saumâtre ?) marno-sableuse verte. La coupe sous l'église de Corban montre un spectre de minéraux lourds dominé par le grenat, l'épidote, le zircon et la staurotide (KÄLIN, 1993). Pour ce travail et comme finalement LINIGER (1925) le considérait, cette série de transition est intégrée dans les Rote Mergel von Corban (voir **2.2.3 Groupe des Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**), d'autant plus que les Sables à galets semblent absents dans la région (voir Sables à galets, ci-dessous).

BUXTORF & CHRIST (1936), KÄLIN (1993) et THEILER (1998) signalent encore quelques affleurements généralement déjà connus dans la partie Est du bassin de Delémont. On retiendra principalement celui de Mervelier (604.60/242.90), celui de Devant la Melt (604.65/242.02), et celui du Sud de Corban (603.44/243.370) (coupe Esther de ce travail) où le Poudingue polygénique est en contact avec les Calcaires delémontiens sous-jacents. La matrice du poudingue est calcaréo-sableuse ou parfois marno-sableuse rouge. Les galets, pouvant atteindre la taille d'un crâne, sont essentiellement des galets de Calcaires delémontiens, de Malm local et de quartzite, mais également de Buntsandstein et de Muschelkalk des Vosges. KÄLIN (1993) donne la composition et les proportions suivantes pour les galets de Devant la Melt : 16% Tertiaire (dont 14% de Calcaires delémontiens), 33% Malm, 4% Dogger, 1% Muschelkalk, 1% Buntsandstein, 27% quartzites, 9% roches cristallines, 6% Hornsteine.

Des affleurements isolés sont également connus dans le synclinal de Mettembert au Nord-Ouest de Delémont. LINIGER (1925) y signale des galets composés de quartzites et de porphyrites du Sud des Vosges, ainsi que de rares galets de Hauptrogenstein et de Malm. Il mentionne également au Pré Thiebaud une riche faune marine (Turritella sp., Pecten sp., Ostrea sp. et de dents de requins) très proche de celle de Corban. Dans un autre affleurement, dans la Forêt de Mettembert, LINIGER (1925) parle d'agglomérat à coquilles (Muschelagglomerat). Il donne une petite liste faunique composée de Turritella sp., Cerithium sp., Natica sp. et Cytherea sp.. Cette dernière localité avait déjà été visitée par GREPPIN (1874) qui donnait une liste faunique plus importante : Turritella incrassata, Buccinum turonense, Columbella borsoni, Columbella mayeri, Trochus biangulatus, Erato laevis, Natica helicina, Natica, redempta, Nerita möschi, Nerita funata, Pleurotoma nodulifera, Sol misarum, Bulla conoidea, Astarte plicata, Astarte striatula, Cardita crassicostata, Arca okeni, Arca preciosa. Cependant ces faunes de mollusques marins de Mettembert sont souvent très mal conservées et présentent également des fossiles remaniés des Meeressand. La transgression de la mer « helvétienne » dans la région laisse supposer un soulèvement antérieur de la partie Nord du bassin de Delémont. De plus ce terme d'agglomérat à coquilles (Muschelagglomerat) présente vraisemblablement un lithofaciès très proche de celui du Tenniker Muschelagglomerat et des Turritellenbreccien und Kalksandstein.

Toujours d'après LINIGER (1925), le Poudingue polygénique n'est qu'en partie marin et il peut également présenter des faciès fluvio-saumâtres. Ces dépôts sont interprétés comme des environnements d'embouchure de delta et de plage.

ANTENEN (1973) et PFIRTER (1997) présentent le Poudingue polygénique des synclinaux de Moutier et de Tramelan-Tavannes-Court comme un conglomérat dont les galets sont faiblement cimentés et leur origine tant alpine (essentiellement quartzite) que jurassienne locale (Malm, Calcaires delémontiens, localement à perforations de Pholades, Grès coquillier). Les affleurements dans la région se présentent souvent sous forme d'accumulations de galets (par exemple à l'Ouest de Soulce). Cette série peut atteindre une puissance de 25m. A Moutier, certains galets peuvent atteindre le diamètre de 0.35m alors qu'à Tavannes-Court des blocs de plusieurs m³ de Calcaires delémontiens et de Grès coquillier ont été recensés (NW de Court, dans le vallon du Chaluet). Dans le synclinal de Moutier (Le Côté, Crémines) un passage
stratigraphique normal des Calcaires delémontiens au Poudingue polygénique est attesté par BAUMBERGER (1923). Par contre à Tavannes-Court, cette formation est transgressive sur la Molasse alsacienne au Sud de Sorvilier (Antenen, 1973) et vraisemblablement sur la Molasse grise et le Grès coquillier burdigalien au Sud des Condémines (Court). Ainsi les affleurements du synclinal de Tramelan-Tavannes-Court laissent supposer un dépôt discontinu en chenaux. Lorsque le Poudingue polygénique existe, le Grès coquillier n'apparaît généralement qu'en galets remaniés dans celui-ci (SCHLAICH, 1934). Les galets de Malm attestent des mouvements tectoniques ante-burdigaliens dans le Jura.

Gisements de la région des synclinaux de Moutier et de Tramelan-Tavannes-Court : affleurement de La Tuilerie (ANTENEN, 1973), sondage de Tramelan - La Tuilerie (577.35/230.90) (BERGER comm. écrit.), Le Cornet (599.830/237.420), STEP de Court (593.200/232.430), Est de Sous-les-Roches (595.910/232.510) et Ouest du Ruisseau de la Combe d'Eschert (597.210/232.840).

Finalement les 30m de faciès marins du profil de la coupe du Centre sportif (546.030/205.230), au Sud du village des Ponts, montrent près de 3m de Poudingue polygénique à fragments d'huîtres (KÄLIN et al.,2001).

## B.2 Poudingue à fossiles albiens remaniés

Ce sont des conglomérats, à fossiles remaniés de l'Albien. Il se compose de galets de l'Hauterivien et de l'Albien, de quartzite, de silex, d'orthoalbitophyre et d'aiguilles phosphatées. Cette formation est restreinte au synclinal du Locle - La Chaux-de-Fonds, WAIBEL & BURRI (1961) y signalent un affleurement dans la région de la gare de La Chaux-de-Fonds (553.25/216.32 – 553.90/216.75) et un autre à la Rue de la Promenade (554.00/216.90). Elle est surmontée par les marnes vertes à Ostrea crassissima. FAVRE (1911) et BOURQUIN (1946) lui attribuent tous deux un âge « Helvétien ». Au-dessus des dépôts de Grès verts burdigaliens, la coupe CdL (550.75/214.20) de ce travail expose un banc de 3m de cette formation.

Cette formation semble montrer un lithofaciès très proche de la Gompholithe jurassique du Locle (voir **2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**), mais la présence de quartzite m'incite pour l'instant à la laisser dans ce groupe. Elle devrait alors être intégrée dans la Formation du Poudingue polygénique.

## **Tenniker Muschelagglomerat (Molluskenagglomerat, Citharellenkalk, Randengrobkalk)**

MERIAN (1836) est le premier à décrire les dépôts tertiaires de la Tennikerfluh (628.500/254.575), localité type du Tenniker Muschelagglomerat. Cette formation, d'une puissance de 6-8m, se définit à la base par des sédiments bréchiques, riches en fragments de coquilles et gastéropodes roulés, à galets quartzitiques et calcaires, et à rares éléments cristallins. Elle passe au sommet à un calcaire poreux rougeâtre où les restes de coquilles viennent à manquer (BUXTORF, 1901). Elle repose sur une surface d'abrasion du Hauptrogenstein perforée par des pholades. Son contenu fossile se compose de *Pectunculus* sp., *Nerita* sp. et *Turritella doublieri*.

KÄLIN (1993) détermine la composition des galets de la Tenniker Flue (628.52/254.56) et propose les proportions suivantes : 6% Tertiaire, 49% Malm, 2% Dogger, 1% Muschelkalk, 19% quartzite, 2% roches granitiques et 8% Hornsteine.

Leur extension géographique est restreinte au Jura tabulaire bâlois (Diegten, Tenniken, Känerkinden, Rünenberg, Ziefen).

Cette formation pourrait représenter un lithofaciès à intégrer dans la Formation du Poudingue polygénique.

## **B.3 Turritellenbreccien und Kalksandstein**

FISCHER (1965) décrit les faciès des « Turritellenbreccien und Kalksandstein » (agglomérat de coquilles et grès grossier polygénique) dans le petit synclinal de Kiffis-Saalhof (595.800/254.500). Il les associe aux témoins les plus nordiques de la transgression Sud-helvétienne. Leurs équivalents orientaux affleurent dans la vallée du Lützel, à Seewen, à Sissach et à Hauenstein, et semblent tracer une ligne de côte septentrionale E-W. A l'Ouest FISCHER (1965) fait plonger cette ligne de côte vers le Sud en la faisant passer par Mettembert, Undervelier et Montfaucon. Si tel est le cas, il serait fort possible que le Juranagelfluh von Montfaucon (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung**) soit un équivalent latéral des Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM (voir **2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**).

Le contenu fossile de cette formation se compose de *Turritella turris*, d'huîtres, de fragments d'échino dermes et de bryozoaires, et de foraminifères (miliol- les, elphidiidés et discorbidés).
Cette formation, tout comme le Tenniker Mus-
chelagglomerat ci-dessus, pourrait représenter un
lithofaciès à intégrer dans la Formation du Poudingue
polygénique.

B.4 Marine Bildungen

Cette notion est utilisée par BUXTORF & CHRIST
(1936) dans la notice de la feuille de Laufon pour tous
les dépôts marins de l'OMM à qui il est difficile de
donner une attribution précise en termes de formation.
Elle désigne des dépôts marneux, sableux ou bréchi-
ques à coquilles. Les auteurs signalent uniquement
une série d'affleurements de faible importance loca-
lisés dans les synclinaux de Laufon et de Hölstein.
KÄLIN (1993) signale environ 3m de grès marin à la
base des profils de Gisiberg (629.00/254.56) et de
Girlang (609.700/246.025).

- Reliques de brèches à coquilles : Seewen, Ebnet (619.10/253.60), Belch (617.80/253.40), Geissgädeler (617.30/253.60) et (617.00/253.00), Loorain

- Marnes et grès : Lagenberg (613.80/250.85)

- Grès : Erschwil, Girlang (609.700/246.025)

B.5 Sables à galets (Geröllsande)

ROLLIER (1892) définit cette formation dans le
synclinal de Saint Imier. Il s'agit d'une série de 5.5m
composée de galets jointifs et d'une matrice sablo-
marneuse jaune riche en quartz et à ciment calcaire
limonitique multicolore. Les galets présentent des di-
mensions pouvant atteindre la taille d'un crâne et sont
fréquemment associés à des fossiles (Helix (Cepaea)
silvana et Paludina (Vivipara) curtelariensis). Ils sont
très bien arrondis.

ZIEGLER (1956) donne un inventaire de 250 galets :
59% quartzite, 23% éléments cristallins (granitique),
10% calcaires jurassiques locaux, 5% grès, 2.5%
graviers calcaires et 0.5% Hornstein.

Ces sables à galets sont limités au synclinal de
Saint-Imier et la sablière de Hohlweg (573.30/226.44)
près de Courtelary en est la localité type.

PFIRTER (1997) décrit dans les synclinaux de Moutier et de Tramelan-Tavannes-Court une série de sables brun-jaune ou gris olive, micacé et quartzeux, pauvres en carbonates, par endroits légèrement argileux, également sous la dénomination de Sables à galets. Ces dépôts contiennent fréquemment des galets isolés, principalement des quartzites, atteignant

jusqu'à 0.16m de diamètre. Les affleurements sont
très souvent de mauvaise qualité. Ils sont transgressifs
soit sur les Calcaires delémontiens, soit sur le Grès
coquillier, soit sur le Poudingue polygénique. La
présence de fossiles (Cerithium) laisse supposer un
environnement essentiellement marin, avec cependant
une influence continentale dans la partie supérieure,
visible par exemple dans la sablière abandonnée
La Cray (Bévilard), et probablement dans celle de
l'extrémité orientale du Vélé (Court). Une distinction
lithologique entre sables marins et continentaux sur le
terrain n'est pas possible.

Ces Sables à galets sont présents à Tramelan (son-
dage Tramelan - La Tuilerie et localité de la Tuilerie
de ANTENEN, 1973) (577.35/230.90), dans les régions
de Soulce-Vermes (entre Rebeuvelier et Vermes),
de Moutier-Grandval (coeur du Synclinal à l'Est de
Moutier) et de Tavannes-Court (entre Malleray et le
vallon de Chaluet). D'après PFIRTER (1997) cette for-
mation pourrait atteindre un puissance maximale de
130m.

B.6 Sables à Cerithium crassum

Cette série est décrite par SCHLAICH (1934) dans la
région de Court : « ...au-dessus des Nagelfluh vindo-
boniens, on trouve de tendre grès et sables, qui se ren-
contrent entre Bévilard et Court, de 200m d'épaisseur,
dont la lithologie se divise en deux :

- Une partie inférieure : sable fin jaune brun, sans fossile, de l'Helvétien nommé « helvetische Sande ».

- Une partie médiane et supérieure : la série sableuse devient plus grossière avec des intercalations de galets quartzitiques. Au sommet quelques fossiles. Helvétien et passage Helvétien-Tortonien. »

ROLLIER (1898) avait nommé cette série Sables à *Cerithium crassum* et *Ostrea giengensis* ou *gryphoides*. Il les décrivait en couches alternant avec celles du Poudingue polygénique. A leur base (Tramelan, Malleray), il les trouvait mélangés avec le poudingue polygénique, alors qu'au sommet (Court) ils paraissent être au-dessus.

Plus tard ROLLIER (1910) dit que *Cerithium crassum* est une fausse détermination et le change en *Cerithium (Tympanotomus) lignitarum*. Cette espèce a une grande propagation horizontale, mais se limite à des affleurements suisses de l'Helvétien (ROHTPLETZ, 1933).
A Sorvilier, ces sables reposent sur le Poudingue polygénique. A Court, où il n'y a pas de Poudingue polygénique, ils reposent directement sur le Grès coquillier. A Malleray, où il n'y a ni Grès coquillier, ni Poudingue polygénique, ils reposent directement sur les Calcaires delémontiens, dont le sommet est perforé par des pholades. Cette propagation illustre irrémédia- blement la transgression de l'« Helvétien ».

Les meilleurs affleurements se situent dans la val-
lée de la Birse entre Malleray et Court et dans la vallée
de Tavannes et Tramelan. Cette formation devrait être
intégrée dans la Formation des Sables à galets.

B.7 OMM de Foradrai et Glovelier

CLÉMENT & BERGER (1999) citent un petit niveau marin d'environ 2m en contact direct sur le Malm dans un forage (GL FOR 2) (579.97/240.49) de la région de Foradrai. Le lithofaciès de cette OMM est un calcaire gréseux massif beige à ocre contenant de gros clastes et bioclastes, et une marne à forte composante calairo-gréseuse. La microfaune est composée de divers tests de foraminifères benthiques (Rotaliidae indet.) et de fragments de bryozoaires et d'échinodermes. Cette découverte a permis de révéler pour la première fois l'existence de dépôts molassiques dans la région et surtout de dépôts marins de l'OMM. Malheureusement aucune datation directe n'a pu être établie. Cependant une quinzaine de mètres de niveaux lacustres de l'OSM, dénommé par CLÉMENT (1998) Calcaires de Foradrai, surmontent cet OMM. Ces calcaires ont été datés de l'intervalle MN5-8, et plus probablement du niveau Tobel-Hombrechtikon (voir 2.2.4 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM).

Au Nord-Ouest de Foradrai, dans la carrière de
La petite Morée près de Glovelier, HUG et al. (1997)
citent une série de poches karstiques à remplissage
marin (karst GLO de ce travail) (580.36/242.08), où
une importante faune de micromammifères (Galerix
aff. symeoidisi, Democricetoon aff. franconicus, Me-
lissiodon dominans, Pseudodryomys simplicidens, Mi-
crodyromys legidensis, Microdyromys koenigswaldi,
Prolagus cf. vasconiensis) et de foramminifères ben-
thiques (Cyclammina sp., Eponides sp., Nonion sp.,
Rosalina sp., Cibicides sp., Elphidium sp., Rotaliidae
indet.) a été mise au jour (karst GLO de ce travail). Le
lithofaciès de ces dépôts est similaire à celui du forage
de Foradrai. Certains niveaux sableux présentent une
forte dominance de galets jurassiques locaux, mais
également quelques Quartzites et Porphyres des Vos-
ges. Cette localité a été datée de la zone à mammifère

MN4 et constitue le seul affleurement marin daté avec
précision de la région.

Aujourd'hui il est courant d'utiliser le terme de syn-
clinal de Foradrai pour ces deux localités de Foradrai
et de Glovelier - La petite Morée (CLÉMENT & BERGER,
1999), mais dans ce travail, j'ai préféré les intégrer au
synclinal de Delémont. Leur lithofaciès pourrait être
rattaché à la Formation des Sables à galets. De plus
ils ont une importance capitale pour la reconstitution
paléogéographique de l'OMM, puisqu'ils caractéri-
sent à la fois l'extension maximale stratigraphique et
géographique de cette mer dans la région.

B.8 OMM, karst du Gazoduc TRG3

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 brun-beige silteux, argileux et gréseux, avec la présence de pisolithes de fer. Le sédiment lavé (env. 25kg) a montré la présence d'os, et de dents de poissons appartenant à des requins et des Spiridae. La faune paraît donc marine, et pourrait avoir un cachet miocène selon les premières investigations (BERGER et al., 2001). Si tel est le cas, ce karst pourrait être comparable à celui de Glovelier (karst GLO de ce travail), qui est daté par micromammifères de la zone MN4 (HUG et al., 2004).

2.2.3 Marnes rouges
& Gompholithes de l'OMM

Définition

J'ai regroupé sous le terme Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM toutes les formations à lithofaciès marneux et gompholithique passant latéralement de l'un à l'autre. Les milieux de dépôts de ce groupe se montrent variés et changeants (terrestre, saumâtre et marin).

Le lithofaciès gompholithique de ce groupe sem-
ble essentiellement limiter aux synclinaux du Jura
neuchâtelois et vaudois (synclinal du Locle - La
Chaux-de-Fonds, synclinal des Verrières et synclinal
des Brenets).

Dans le synclinal des Ponts-de-Martel les alter-
nances de niveaux conglomératiques, gréseux, silteux
et argileux saumâtres des profils du Centre sportif
(546.03/205.23) et du Bied (545.74/204.82) sont
assimilés à ce groupe.
En plus des synclinaux neuchâtelois et vaudois, le lithofaciès marneux se prolonge encore jusque dans le synclinal de Delémont avec les Rote Mergel von Corban et les Rote Mergel des Mont Chaibeux et dans le synclinal de Laufon avec le Roterkalk mit Landschnecken. Dans le Jura tabulaire de Bâle, d'Argovie, et plus à l'Ouest à Randen et dans le Jura souabe on retrouve encore les Helicidenmergel.

## Position stratigraphique

Les formations de ce groupe reposent généralement de manière transgressive et ravinante sur les Conglomérats & Grès de l'OMM (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM**). Cependant on les retrouve directement en contact avec le Mésozoïque dans le synclinal des Brenets, à Villers-le-Lac. Dans le synclinal de Delémont, les Rote Mergel des Mont Chaibeux reposent quant à elles sur la Molasse alsacienne supérieure de la Beuchille (voir **2.1 Les groupes lithostratigraphiques du Paléogène**).

## Age

L'âge des Marnes rouges & Gompholithes à n'a jamais pu être déterminé avec précision. Son attribution par les anciens auteurs (FAVRE, 1911 ; WAIBEL 1925 ; BOURQUIN, 1946) à l'« Helvétien » résulte de l'âge des formations encadrantes et de la comparaison avec la biostratigraphie de la Molasse du plateau.

Les Marnes rouges saumâtres des sondages de l'usine Cridor (554.13/217.57) (synclinal du Locle - La Chaux-de-Fonds) sont datées de la zone à mammifères MN6 et les Marnes rouges continentales du profil de Villers-le-Lac (542.32/212.26) (synclinal des Brenets) sont datées de la zone à mammifères MN5 (KÄLIN et al., 2001).

Dans le synclinal des Ponts-de-Martel le faciès gompholithique de la partie supérieur de la coupe du Centre sportif (546.03/205.23) est daté de la zone NN5. Trois cents mètres plus au Sud-Ouest, le sommet du profil du Bied (545.74/204.82) présente des niveaux marno-argileux vert sombre à riche

faune de micromammifères datée de MN5. Le faciès de ce gisement est complètement continental et pourrait déjà appartenir à l'OSM. Cependant je l'intègre tout de même dans le groupe des Marnes rouges &

Gompholithes, vu la variation des milieux de dépôts de ce dernier (terrestre, saumâtre et marin) (KÄLIN et al., 2001).

La révision et la réactualisation de quelques données de la littérature apportent elles aussi quelques nouveautés à la biostratigraphie de ce groupe. En ville de la Chaux-de-Fonds, dans le gisement de la Rue des Régionaux (553.75/216.70), la présence d'une canine de *Listriodon splendens* dans les Marnes rouges et vertes à *Helix* donne une indication sur un âge MN6 ou plus jeune (WAIBEL & BURRI, 1961).

MIEG & STEHLIN (1908) présentent un gisement à macromammifères dans une sablière à faciès saumâtre de la région de Kandern, près du village de Hammersstein dans le Haut Rhin. Il n'est certes pas possible d'attribuer cette localité de manière certaine au Groupe des Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM, mais elle semble tout de même exposer le jalon le plus nordique de la mer « helvétienne ». La faune, à côté des restes de mollusques (*Cerithes*, *Cardium*, *Hydrobies...*), de requins, de tortues et de crocodiles, se compose de *Gomphotherium angustidens* (MN4-7 ; GÖHLICH, 1999), *Hyotherium soemmeringi* (MN5-6 ; FORTELIUS et al., 1996), *Palaeomeryx kaupi* (MN4-6 ; GENTRY et al., 1999), *Dicrocerus elegans* (MN5-6 ; GENTRY et al., 1999), *Dicrocerus furcatus* (?), *Pseudocyodon sansaniensis* (MN6 ; GINSBURG, 1999). Cet ensemble de restes de mammifères suppose une taphocénose typique, dont l'âge doit se situer entre MN5 et MN6.

Les données biostratigraphiques de ce groupe se résument ainsi :

<table><tr><td>Sondage du Cridor (KÄLIN et al., 2001)</td><td>(554.13/217.57)</td><td>Marnes rouges</td><td>saumâtre</td><td>MN6</td></tr><tr><td>Coupe de Villers-le-Lac (KÄLIN et al., 2001)</td><td>(542.32/212.26)</td><td>Marnes rouges</td><td>continental</td><td>MN5</td></tr><tr><td>Top de la coupe du Centre sportif (KÄLIN et al., 2001)</td><td>(546.03/205.23)</td><td>Gompholithes</td><td>marin</td><td>NN5</td></tr><tr><td>Coupe du Bied (KÄLIN et al., 2001)</td><td>(545.74/204.82)</td><td>Marnes rouges ?</td><td>continental</td><td>MN5</td></tr><tr><td>Gisement de la Rue des Régionaux ? (WAIBEL & BURRI, 1961)</td><td>(553.75/216.70) ?</td><td>Marnes rouges</td><td>continental ?</td><td>≥MN6 ?</td></tr><tr><td>Gisement de Hammerstein (MIEG & STEHLIN, 1908)</td><td>Haut Rhin</td><td>?</td><td>saumâtre</td><td>MN5-6 ?</td></tr></table>

Ainsi les Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM se déposent dans leur ensemble durant l'intervalle MN5-6, ce qui correspond approximativement au Langhien et au Serravalien inférieur (Fig. 2-5).
<figure><img src="image_88.png" /><figcaption>Fig. 2-5 Localisation, biostratigraphie et lithostratigraphie des Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM.</figcaption></figure>

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

### A. Formations généralement attribuées aux Marnes rouges

Aujourd'hui on penche pour une vision synthétique, qui parle pour une synonymie entre les Marnes rouges et vertes à Helix, les Rote Mergel des Mont Chaibeux, les Rote Mergel von Corban, Marnes vertes à Ostrea crassissima, le Roterkalk mit Landschnecken, et dans une moindre mesure les Helicidenmergel. Leur puissance est d'environ 30m.

#### A.1 Marnes vertes à Ostrea crassissima

Ce terme est introduit par FAVRE (1911) lors de ses travaux sur la description géologique des environs du Locle et de La Chaux-de-Fonds.

BOURQUIN (1946) décrit des affleurements au SW de la Gare de La Chaux-de-Fonds et dans la région du Locle, au lieu dit « Les Eroges ». Il mentionne une série des Marnes vertes à *Ostrea crassissima* surmontant des conglomérats de l'« Helvétien » (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM**) et recouvertes par la Formation des Marnes rouges et vertes à *Hélix* également de l'« Helvétien ».

Cette formation n'a qu'une valeur locale et est restreinte au synclinal du Locle – La Chaux-de-Fonds. Les anciens auteurs la datent communément de l'« Helvétien ». Elle pourrait également définir, par analogie aux affleurements de Corban, coupe de GREPPIN (1855) et ROLLIER (1898) (602.49/243.98) et coupe de l'église de Corban (GREPPIN, 1855 ; ROLLIER 1898 ; LINIGER, 1925 ; THEILER, 1998 ; coupe COR de ce travail) (603.20/243.85), une série de transition avant les Marnes rouges et vertes à *Helix* (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM**).

#### A.2 Marnes rouges et vertes à Helix (Marnes rouges, Marnes à Helix rubra)

FAVRE (1911) donne la description suivante pour des affleurements de la région de La Chaux-de-Fonds et du Locle : « En général cette marne assez fortement argileuse est rouge, panachée de blanc, mais parfois elle est gris blanchâtre, gris verdâtre ou jaune rouge. Elle est parsemée de concrétions calcaires, crayeuses, blanches, irrégulières et de forme bizarre. Souvent elle contient plutôt à sa partie supérieure de nombreux petits galets arrondis ou tout au moins à angles très émoussés. » Les fossiles retrouvés sont dominés par des « *Helix* » déterminés par certains auteurs comme *Helix larteti* et par d'autres comme *Cepaea eversa baumbergeri*. On retrouve aussi fréquemment des fossiles remaniés de l'Hauterivien.
Cette formation présente un faciès saumâtre, contenant de rares veines et nodules de pyrite, et des lentilles de gypse. Elle repose sur un conglomérat à fossiles remaniés de l'Albien (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM**) et est surmontée par des conglomérats à *Microdium elegans*. Elle a une puissance de 10 à 15m et se retrouve souvent en alternance avec la Gompholithe (FAVRE, 1911). Les anciens auteurs (FAVRE, 1911 ; BOURQUIN, 1946) la datent communément de l'« Helvétien » et en font un équivalent latéral de lithofaciès des Helicidenmergel. Sa distribution géographique se limite au synclinal du Locle - La Chaux-de-Fonds. WAIBEL & BURRI (1961) signalent la localité type de La Chaux-de-Fonds (553.75/216.70), ce qui correspond au gisement de la Rue des Régionaux.

WAIBEL & BURRI (1961) mentionnent encore la pré-sence d'une canine de *Listriodon splendens* (Suidae), vraisemblablement dans le gisement de la Rue des Régionaux (553.75/216.70) de La Chaux-de-Fonds. Cette espèce était déjà signalée au 19ème siècle dans le gisement de la Place du Marché (553.930/217.25) de La Chaux-de-Fonds (MN7/8) (VAN DER MADE, 1998), certainement dans des niveaux de l' « Oeningien » (voir **2.2.4 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM**). Bien évidemment ni le faciès, ni la biostratigraphie supposés de cette localité de la Place du Marché ne correspondent aux caractéristiques des Marnes rouges et vertes à *Helix*. Cependant FORTELIUS *et al.* (1996) mentionnent d'autres localités à *Listriodon splendens* dès MN6, en Allemagne (Neudorf Sandberg) et ailleurs en Europe centrale (Pasalar, Prebreza). Ainsi la présence de cette espèce dans les Marnes rouges et vertes à *Helix* pourrait être non seulement plausible mais aussi un élément important pour la datation de cette formation.

Les dépôts décrits par NICOLET (1839) et BOURQUIN (1946) dans le synclinal du Locle - La Chaux-de-Fonds sous le terme de Marnes à *Helix rubra* sont considérés comme équivalent à cette Formation des Marnes rouges et vertes à Helix. WAIBEL & BURRI (1961) signalent deux localités dans la région de La Chaux-de-Fonds (553.75/216.70 et 553.87/216.72).

ROLLIER (1911) utilise également le terme de Marne rouge comme synonyme des Marnes rouges et vertes à *Helix*, notamment dans la carte géologique des environs du Locle et de La Chaux-de-Fonds.

Les Marnes rouges et vertes à *Helix* pourraient être un équivalent latéral des Rote Mergel von Corban et des Rote Mergel des Mont Chaibeux.

Récemment KÄLIN *et al.* (2001) ont décrit une série de localités dans la région de la Chaux-de-Fonds, dont 3 sondages à l’usine Cridor. Leur lithofaciès est composé essentiellement d’argiles rubanées grises, vertes ou noires, souvent riches en rosettes de gypse et/ou en pyrite. FAVRE (1911) considérait ces dépôts comme un équivalent latéral de la Marne rouge. Dans ce travail, je les considère comme faisant partie de la Formation des Marnes rouges et vertes à *Helix*. Stratigraphiquement ils se situent entre l’ « Oeningien » (voir **2.2.4 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM**) et les Grès verts burdigaliens (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM**). Leur faune et leur flore témoignent de milieux de dépôt variés et changeants. Ils peuvent être terrestres, saumâtres ou marins. Le sondage Cridor2 (554.13/217.57) a même permis une datation MN6 grâce à la découverte de *Cricetodon* sp. et *Miodyromys aegercii*.

Une dernière localité dans la région de La Chaux-de-Fonds est le profil de la Rue du Midi (sondage14 = 552.66/216.72) en ville de La Chaux-de-Fonds. Son profil présente également plusieurs niveaux à faciès gompholithique et à faciès de Grès verts burdigaliens (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM**).

Au Crêt-du-Locle, la coupe CdL de ce travail (550.75/214.20) présente une quinzaine de mètres de marnes rouges à lithofaciès caractéristique des Marnes rouges et vertes à *Helix* transgressant sur les Grès verts burdigaliens (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM**). Malheureusement ni les lavages, ni les nannofossiles n'ont permis de datation. Sur cette même coupe, on retrouve également plus de 50m de Gompholithe jurassique du Locle (voir *Gompholithe jurassique du Locle*, ci-dessous) et quelques mètres de marnes bege-brun du faciès « oeningien » (voir **2.2.4 Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM**).

Toujours dans la région du Locle, le sondage des Billodes (546.82/211.70) présente plus de 15m de marnes rouges et vertes à faune marine franche à la base et saumâtre au sommet (KÄLIN *et al.*, 2001). Les 5 derniers mètres de ce sondage montrent encore quelques mètres de Gompholithe.

KÄLIN *et al.* (2001) décrivent encore le profil Villers-le-lac (542.32/212.26) dans le synclinal des Brenets. Le lithofaciès est composé de près de 25m de marnes rouges, grises et noires et de passées grossières de type Gompholithe, transgressant sur le Crétacé. La faune exclusivement continentale a permis une datation MN5 grâce à deux dents de *Megacricetodon* aff. *bavaricus*.
Finalement le sommet du profil du Bied (545.74/204.82) présente des niveaux marno-argileux vert sombre. Une riche faune de micromammifères, dont *Megacricetodon* aff. *bavaricus*, découvert dans un de ces niveaux sombres a permis une datation MN5 (KÄLIN *et al.*, 2001). Le faciès de ce gisement est complètement continental et pourrait marquer le top des Marnes rouges & Gompholithes dans le synclinal des Ponts-de-Martel.

### A.3 Helicidenmergel

MOESCH (1857) : « Partout dans le Jura argovien, de Wölflinswil à Herznach, Zeihen, Linn et Böttzberg, on retrouve des séries de marnes plastiques rouges ; elles se retrouvent tant sur et sous les Juranagelfluh qu’à l’intérieur, et peuvent atteindre une puissance de 3m. Par endroits elles peuvent devenir plus calcaires, comme à Zeihen où elles sont très indurées. Leur contenu fossilifère est toujours très riche en hélicidés avec les espèces suivantes : *Helix depressa*, *Helix sylvestrina*, *Helix rugulosa* ».

MOESCH (1857) utilise le terme d'Helicidenmergel exclusivement pour les marnes à hélicidés qui se déposent sur les Juranagelfluh, par opposition aux Marnes rouges (Rote Mergel), soi-disant dépourvues d'hélicidés, que l'on retrouve sous les Juranagelfluh. Plus tard de nombreux auteurs généralisent cette notion à toutes les marnes et argiles déposées au-dessous, à l'intérieur et au-dessus des Juranagelfluh dans le Jura tabulaire de Bâle et d'Argovie, en Hegau et dans le Jura souabe. Ceci a naturellement donné lieu à de nombreuses confusions. Par la suite LEUZE (1921) propose de définir les marnes rouges sous-jacentes aux Juranagelfluh comme « roter Uebergangshorizon ». D'après JOOS (1922), il n'y a que de minimes différences fauniques entre le « roter Uebergangshorizont » de LEUZE (1921) et les Helicidenmergel de MOESCH (1857). La faune, riche en individus et pauvre en genre, demeure constante dans les niveaux sous- et sus-jacents aux Juranagelfluh, ainsi que dans les niveaux marneux intercalés à l'intérieur. Ceci reste également valable pour la propagation faunique latérale.

Les Helicidenmergel se placent d'après MOESCH (1857) dans l'« Helvétien supérieur » et pourraient atteindre une puissance maximale de 100m. Elles sont connues dans le Jura tabulaire de Bâle, d'Argovie, et plus à l'Est à Randen et dans le Jura souabe. Les marnes rouges rencontrées dans le Jura neuchâtelois au Locle (voir *Marnes rouges et vertes à Helix*, ci-dessous) et dans les Verrières (? Marnes à *Helix silvana*) sont considérées comme leur équivalent.

### A.4 Rote Mergel von Corban

LINIGER (1925) donne la description suivante de la coupe située sous l'église de Corban (GREPPIN, 1855; THEILER, 1998; coupe COR de ce travail) (603.20/243.85), de haut en bas :

<table><tr><td>1</td><td>Marnes rouges visible (5m selon Greppin, 1855)</td><td>0.5m</td></tr><tr><td>2</td><td>Sable vert et rouge à galets et galets mous</td><td>0.45-0.50m</td></tr><tr><td>3</td><td>Sable vert et rouge à galets vosgiens, dont la base présente des fragments de calcaire d'eau douce remaniés et perforés</td><td>0.1m</td></tr><tr><td>4</td><td>Calcaire d'eau douce, dont la surface supérieure du dernier banc est en partie perforée, bitumineux, riche en Limnés et Planorbes</td><td>0.35-0.40m</td></tr><tr><td>5</td><td>Marnes calcaires bariolées</td><td>1-2m</td></tr><tr><td>6</td><td>Calcaire d'eau douce grossièrement lité, avec de nombreux *Helix* sp.</td><td>?</td></tr></table>

Les couches 6-4 sont clairement limniques. Bien que LINIGER (1925) n'en fasse pas mention, le lithofaciès de ces calcaires appartient sans aucun doute à la Formation des Calcaires delémontiens (voir **2.1 Les groupes lithostratigraphiques du Paléogène**).

La couche 3 présente un faciès saumâtre et semble matérialiser une brève transgression marine. Elle souligne en fait la base de la zone de transition (Formation des grünlichen Molassesandsteine de STEHLIN, voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM**) vers les Rote Mergel von Corban.

Les gastéropodes terrestres, que l'on retrouve dans les Calcaires delémontiens des couches 6-4, présentent toujours des moules internes dans un état de conservation médiocre. ROLLIER (1910) détermina l'espèce *Helix renevieri*, qui incita LINIGER (1925), tout comme Rollier (1898) l'avait fait, à placer ces niveaux dans le Tortonien inférieur. PICOT *et al.* (1999) ont révisé la biostratigraphie des Calcaires delémontiens et leur attribuent un âge MP29-MN1.

Le profil de Rollier (1898), à l'Ouest du village de Corban, montre des intercalations de lithofaciès calcaires et sableux dans la série. ROLLIER (1898) et LINIGER (1925) estiment une puissance maximale de 30m.

WAIBEL (1925) date les dépôts de Corban, à savoir les Rote Mergel von Corban de l'« Helvétien ». Cette série, tout comme les bunte Nagelfluh von Corban, est limitée aux environ de Corban; l'affleurement sous l'église (603.20/243.85) en est la localité type.
STEHLIN (1914) mentionne encore, dans sa publication sur les localités à mammifères de la Molasse suisse, des restes de rongeur à Corban, qu'il détermine comme *Rodens gen. et spec. nov.*.

Cette formation pourrait être un équivalent latéral de lithofaciès des Marnes rouges et vertes à Helix.

### A.5 Rote Mergel des Mont Chaibeux

LINIGER (1925) décrit à la base du Montchaibeux (env. 3km au sud de la gare de Delémont) une bande continue de marnes sableuses bariolées. Il signale un bel affleurement dans une grande sablière abandonnée (localité type) (594.15/243.10), environ 500m à l'ouest de la gare de Courrendlin, et donne la description suivante, de haut en bas :

<table><tr><td>1</td><td>Terrain cultivable et chaille</td><td>?</td></tr><tr><td>2</td><td>Marne compacte brun-rouge brique, à charbon et conglomérat de galets vosgiens</td><td>0.5m</td></tr><tr><td>3</td><td>Sable vert clair, fin ; les niveaux inférieurs contiennent des niveaux à galets de Calcaires delémontiens perforés, de chétifs fragments de coquilles d'huîtres, quelques galets vosgiens</td><td>0.6m</td></tr><tr><td>4</td><td>Marnes rouges, bariolées, et sables finement lités</td><td>1-1.2m</td></tr><tr><td>5</td><td>Idem que 4, parfois en couches, parfois en amas de galets vosgiens</td><td>0.2m</td></tr><tr><td>6</td><td>Sable micacé jaunâtre</td><td>1.5m</td></tr><tr><td>7</td><td>Grès et sable à des galets mous</td><td>1.4m</td></tr><tr><td>8</td><td>Grès en bancs réguliers riche en caliche, avec une couche à feuilles (*Cinnamomum*) 1m au-dessus du sol de la sablière</td><td>?</td></tr></table>

Les niveaux 2-5 présentent un lithofaciès de Marne rouge, alors que les niveaux 6-8 sont attribués à la Formation de la Molasse alsacienne supérieure (voir **2.1 Les groupes lithostratigraphiques du Paléogène**). Toujours d'après LINIGER (1925), « ...ces marnes se retrouvent sur le petit plateau au sud-est de Rossemaison (réservoir). Des fragment d'huîtres (*Os- trea giengensis*), des fragments de *Pecten* (*Pecten* cf. *praescabriusculus*), de vilains *Helix* (moule interne, ? *Helix rugulosa*), des galets et des fragments anguleux de Calcaires delémontiens en partie perforés, et enfin des galets vosgiens sont assez fréquents dans l'excavation du réservoir. » Les couches sous-jacentes ne sont pas visibles, cependant la Molasse alsacienne a été observée à Rossemaison et à la Beuchille (coupe BEU de ce travail) (593.12/244.58).

GREPPIN (1855) considère les marnes à huîtres comme Meeressand (voir **2.1. Les groupes lithostra- tigraphiques du Paléogène**). Ceci semble fortement

improbable, tant par l'incompatibilité du lithofaciès que par la présence d'Ostrea giengensis dans des niveaux du Paléogène.

Il n'est pas facile d'attribuer un âge aux Rote Mergel des Mont Chaibeux. Cependant pour LINIGER (1925) il réside tout de même quelques certitudes dans les données suivantes :

> « Les fragments roulés et perforées de Calcaires delémontiens ainsi que les fragments de fossiles marins parlent pour une formation post aquitanienne »

> « On pourrait envisager une solution satisfaisante avec l'hypothèse, selon laquelle la série complète de sables et marnes bariolés est composée de matériel fluviatile remanié. Ainsi les Marnes rouges tortonien-nes, le Vindobonien inférieur, le Delémontien et la Molasse alsacienne auraient été déposés de la même manière. Le Vindobonien inférieur marin aurait livré des fossiles marins et fragments perforés de Calcaires delémontiens. Le remaniement et le dépôt des niveaux sous-jacent expliqueraient également la superposition des Marnes bariolées sur la Molasse alsacienne ».

Il n'existe pas de limite supérieure nette pour ces Rote Mergel des Mont Chaibeux. Elles montrent un passage progressif avec les Dinotheriumsande sus-jacent (voir 2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung). LINIGER (1925) leur attribue un âge Tortonien supérieur et les considère comme un lithofaciès local de la base des Dinotheriumsande. La distribution de ces marnes se limite au Montchaibeux et aux environs de Rossemaison.

KÅLIN (1993) et CLÉMENT (1998) ont revisité ces Roter Mergel des Mont Chaibeux et ont présenté de nouveaux profils (Montchaibeux-basis) (594.25/ 243.00). Ils n'ont malheureusement pas réussi à donner un âge précis pour ces marnes. Cependant KÅLIN (1993) attribue un âge MN7 pour les niveaux de Dinotheriumsande du profil Montchaibeux sus-jacent (Formation du Bois de Raube, membre du Montchaibeux) (593.42/242.77) (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung**).

CLÉMENT (1998) met au jour une petite microfaune marine dans un niveau du profil Montchaibeux-basis. Contrairement à LINIGER (1925), elle la considère comme non remaniée en raison du nombre significatif de tests de foraminifères benthiques et planctoniques (*Alabamina* sp., cibicidés, globigerinidés, elphidiidés). Ainsi le caractère marin ou du moins saumâtre de ces marnes semble aujourd'hui accepté.
Cette formation pourrait donc être un équivalent
latéral de lithofaciès des Marnes rouges et vertes à
Helix.

A.6 Roterkalk mit Landschnecken

Cette notion est utilisée par BUXTORF & CHRIST
(1936) dans la notice de la feuille de Laufen. Ils
mentionnent à Geissgädeler (617.30/253.60) une série
de marnes calcaires rouges saumâtres, à gastéropodes
terrestres (Cepaea renevieri, Cepaea eversa larteti),
surmontant les Marine Bildungen (voir 2.2.2 Conglo-
mérats & Grès de l'OMM). Ces mêmes marnes calcai-
res rouges se retrouvent dans le synclinal de Laufon à
Muggmatt (609.00/249.50), où elles contiennent Tu-
dorella larteti. Tous ces affleurements correspondent
vraisemblablement à la base des Helicidenmergel.

B. Formations généralement attribuées aux
Gompholithes

Aujourd'hui on penche pour une vision synthéti-
que, qui parle pour une synonymie entre la Gompho-
lithe, conglomérat à *Microdium elegans*, la Gompho-
lithe jurassique du Locle, la Gompholithe pralinée, la
Gompholithe postmiocène et la Gompholithe supra-
miocène. Sa puissance est d'environ 25-50m.

B.1 Gompholithe, conglomérat à Microdium elegans

Ce terme est introduit par FAVRE (1937) qui décrit
pour la première fois *Microdium elegans*. Il la consi-
dérait comme une algue marine, mais aujourd'hui son
origine terrestre subaérienne est reconnue et associée
à des processus de biocorrosion des roches calcaires
(BIGNOT, 1994).

BOURQUIN (1946) : « conglomérat à ciment cal-
cairo-argileux et galets subanguleux, provenant du
Malm supérieur et par endroits du Crétacé inférieur.
Les galets sont généralement recouverts d'un encroû-
tement concentrique calcaire, blanc ou rose-rouge. Le
seul fossile trouvé est *Microcodium elegans* ; il ne
s'observe que dans les ciments ou dans les encroû-
tements ». *Microdium elegans* est caractéristique de
l'« Helvétien ».

Stratigraphiquement la Gompholithe, conglomérat
à *Microcodium elegans* correspond à la partie inférieu-
re de la Gompholithe jurassique du Locle. La localité
type de cette formation se trouve au Crêt du Locle
(549.00/214.00). D'autres localités existent encore
dans le synclinal du Locle – La Chaux-de-Fonds, no-
tamment la coupe CdL de ce travail (550.75/214.20),

le top du sondage des Billodes (546.82/211.70) et les
profil de la Rue du Midi à la Chaux-de-Fonds (son-
dage14 = 552.66/216.72) (KÄLIN et al., 2001). Dans le
synclinal des Brenets, au Nord-Ouest du Locle, on re-
trouve la Gompholithe « helvétique » à *Microcodium
elegans* (WAIBEL & BURRI, 1961).

B.2 Gompholithe jurassique du Locle (Gompholithe pralinée, Gompholithe postmiocène et Gompholithe supramiocène)

JACCARD (1869) introduit le terme Gompholithe
jurassique du Locle pour décrire des dépôts conglom-
mératiques de la région du Locle d'une puissance d'au
moins 25m. Il parle d'un « entassement généralement
informe de fragments plus ou moins volumineux de
blocs calcaires, émoussés, mais non arrondis, envelop-
pés d'un limon calcaire, tantôt pulvérulent et sableux,
tantôt tenace et homogène ». Il utilise également le
terme de faciès gompholithique montrant une disposi-
tion vaguement stratifiée. La nature des blocs, comme
des galets, se compose essentiellement de roches
calcaires compactes du terrain Jurassique supérieur,
quelques-uns seulement, très friables, semblent pro-
venir des dolomies portlandiennes. Il décrit également
quelques galets de calcaire rouge ou noir paraissant
provenir de roches étrangères à cette partie du Jura. Il
mentionne finalement la particularité de cette forma-
tion dans des « concrétions noduliformes à couches
concentriques et dans de curieux galets dont l'intérieur
est vide, enduit seulement d'un revêtement cristallisé
de carbonate de chaux ou quelquefois aussi d'un peu
de matière sableuse pulvérulente ». Il remarque encore
qu'un bon nombre de galets sont aussi encroûtés d'une
substance plus ou moins solide, « espèce de pralinage
qui ne permet pas d'abord de reconnaître leur véritable
nature ».

D'après JACCARD (1869) la position stratigraphique
de ces dépôts est incertaine. Ils reposent sur les calcai-
res du Jurassique et sont surmontés par les Marnes rou-
ges (voir Marnes rouges et vertes à Helix, ci-dessus).
FAVRE (1911) donnait un âge provisoire « Helvétien »
supérieur, par analogie aux Marnes rouges « helvé-
tiennes » à Cepaea eversa larteti (Helix larteti) de
l'affleurement de la Combe Bichon (549.35/213.65).
Cet affleurement est d'ailleurs considéré comme la
localité type de la Gompholithe jurassique du Locle.

ROLLIER (1912) décrit des dépôts conglomératiques
qu'il nomme Gompholithe pralinée à cause du prali-
nage des galets. D'après FAVRE (1911) la Gompholithe
pralinée de la région du Locle présente des dépôts assez
puissants de blocs et de galets anguleux, liés par un ci-
ment calcairo-argileux résistant. Presque tous les composants appartiennent au Kimméridgien ou au Portlandien. Des composants crétacés peuvent se retrouver également lorsque le Crétacé affleure à proximité. La Gompholithe pralinée est identique à la Gompholithe Jurassique du Locle de JACCARD (1869). Le Monts du Locle (547.00/212.10) en est la localité type.

D'après WAIBEL & BURRI (1961) la distribution de la Gompholithe pralinée se restreint au synclinal du Locle et La Chaux-de-Fonds, où cette formation conglomératique se retrouve sur les deux côtés de la vallée. Cependant dans le synclinal des Ponts-de-Martel les alternances de conglomérats surtout calcaires, à matrice limoneuse meuble, de silts argileux gris ou gris bleus et de grès fins marneux tendres, gris beiges ou jaunes des profils du Centre sportif (546.03/205.23) et du Bied (545.74/204.82) rappellent le lithofaciès typique de cette Gompholithe pralinée. Les 5 à 6 deniers mètres du profil du Bied (545.74/204.82) présente un faciès liminique daté par micromammifères (Megacricetodon aff. bavaricus, Miodyromys haman-dryaslaegercii, Spermophilinus cf. bredai) de la zone MN5 (KÄLIN et al., 2001). J'ai intégré ce faciès dans les Marnes rouges et vertes à *Helix*, vu la variation des milieux de dépôts de cette formation (terrestre, saumâtre et marin).

ROLLIER (1912) décrit des dépôts conglomératiques à la Combe-du-Stand, à la Combe Bichon et au Bois-Jean-Droz qu'il nomme Gompholithe postmiocène. Il pensait, que ce conglomérat s'était formé après le plissement du Jura et vraisemblablement dans le vieux Quaternaire, au contraire de la Gompholithe supramiocène reposant en discordance sur les calcaires sous-jacents du Jura. En revanche FAVRE (1911) considérait les dépôts de Combe-du-Stand, Combe-Bichon et du Bois-Jean-Droz comme homogènes à la Gompholithe pralinée et d'âge « Helvétien ».

Dans son profil du Monts du Locle, FAVRE (1911) dessine tour à tour un enchaînement de marnes rouges (Marnes rouges et vertes à *Helix*) et de conglomérat (Gompholithe pralinée). ROLLIER (1912) nomme ce conglomérat Gompholithe supramiocène, le place dans le Miocène supérieur et le considère comme la base de l'« Oeningien ». FAVRE (1911) fait remarquer que les niveaux calcaires dans ce conglomérat n'ont montré nulle part de fossiles d'eau douce. Ainsi aucune raison n'existait pour placer cette série de conglomérat, synchrone aux Marnes rouges et vertes à *Helix* de l'« Helvétien » supérieur, dans le Miocène supérieur. Le terme Gompholithe supramiocène est aujourd'hui complètement oublié.

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

#### **Définition**

J'ai regroupé sous le terme Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM toutes les formations à faciès lacustre de l'OSM. Dans les zones marginales des Juranagelfluh, du Vogesenschüttung et du Hörnlischüttung ce groupe peut s'alterner avec les dépôts conglomératiques ou sableux du Groupe des Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung ainsi qu'avec les Conglomérats & Marnes du Hörnlischüttung (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung**).

Dans ce travail, j'ai différencié les formations des Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM en deux ensembles, les formations assignées à l'« Oeningien » et les autres formations de calcaire d'eau douce de l'OSM.

Les formations de l'« Oeningien » sont largement répandues dans le Jura. Dans le synclinal du Locle - La Chaux-de-Fonds on retrouve la Formation d'eau douce supérieure du Locle. Dans le synclinal des Ponts-de-Martel les calcaires lacustres de l'OSM sont attribués à la Formation de l'« Oeningien », tout comme dans le synclinal de Tramelan-Tavannes-Court. Finalement on retrouve encore l'« Öhninger Zone et la Formation de l'« Oeningien » dans la Molasse du Jura oriental.

Les autres formations de calcaires lacustres de l'OSM se retrouvent à plusieurs endroits du Jura comme dans le synclinal de Delémont avec les Calcaires de Foradrai, dans le synclinal de Laufon avec le Süsswasserkalk von Nebelberg et dans le synclinal d'Häfelfingen et le Jura oriental avec le Süsswasserkalk von Anwil. GREPPIN (1867, 1870) signale encore la Formation du Calcaire à Littorinelles dans le Fossé rhénan (voir Couches à Cypris, ci-dessous).

#### **Position stratigraphique**

Les formations de ce groupe reposent généralement sur les dépôts du Groupe des Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM (voir **2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**). Ce contact se fait le plus souvent sous forme d'un passage progressif (coupe CdL de ce travail). Par contre au Nebelberg le contact est probablement tectonique et le Süsswasserkalk von Nebelberg repose en partie directement sur les Mésozoïque, bien que l'on trouve un peu d'OMM conglomératique dans des remblais à proximité de la coupe NBXI (613.77/250.67) (coupes NB de ce
travail). De même les calcaires lacustres de Zeglingen et de Häfelfingen reposent à chaque fois sur les assises du Malm.

## Age

La biostratigraphie des Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM est documentée par un nombre élevé de localités.

Dans le Synclinal du Locle – La Chaux-de-Fonds, KÄLIN et al. (2001) donnent un âge MN6 sommital pour la coupe de la Combe Girard (549.22/211.71) et MN7 pour la coupe du Verger Sous-le-Stand (548.68/213.10). A ces résultats s'ajoute encore la localité de la Place du Marché à la Chaux-de-Fonds (553.93/217.25), dont la datation MN7/8 n'est que partiellement démontrée (voir Marnes à ossements de la Chaux-de-Fonds, ci-dessous).

Dans le synclinal des Ponts-de-Martel les dépôts lacustres affleurant sporadiquement au-dessus de la coupe du Bied (545.74/204.82) ne sont pas datés mais devraient correspondre à la zone MN5-7 (voir 2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM).

A Tramelan et à Golat, les calcaires « oenigiens » ne sont pas datés précisément, mais KÄLIN (1993) propose un intervalle MN5-7, juste après le retrait de l'OMM dans la région, à Tramelan même l'âge étant certainement plus jeune que MN5.

Dans le nord du Jura central, les datations de dépôts lacustres sont particulièrement abondantes. Les localités de Vermes 1 (602.98/241.96) et Vermes 2 (602.94/241.94) sont datées par KÄLIN (1993) de la zone MN5, tout comme probablement les Calcaires de Foradrai (GL FOR 1 et 3) (579.97/240.51 et 579.94/240.48) (CLÉMENT & BERGER, 1999). La datation du gisement Vermes 3 à la zone MN7 reste incertaine.

Dans le synclinal de Laufon la région du Nebelberg est datée de la zone MN9 par le gisement du Nebelbergweg (613.07/250.24) et du Nebelberg TGL III (coupes NB de ce travail) (613.40/250.65) (KÄLIN & ENGESSER, 2001 ; KÄLIN & KEMPF, 2002).

Dans le Jura oriental, la coupe de Zeglingen Hof Flümatt (635.09/252.45) est datée de la zone MN6 (KÄLIN et al., 2001) et celle de Anwil (638.05/255.78) de la zone MN8 (ENGESSER, 1972).

Encore plus à l'Est, la Öhninger Zone est datée de la zone MN6 (BOLLIGER, 1992) et Oeningen de la zone MN7 (TOBIEN, 1977).

Les données biostratigraphiques de ce groupe se résument ainsi :

<table><tr><td>Coupe du Verger Sous le Stand (KÄLIN et al., 2001)</td><td>(548.68/213.10)</td><td>Formation d'eau douce supérieure du Locle</td><td>MN7</td></tr><tr><td>Coupe de la Combe Girard (KÄLIN et al., 2001)</td><td>(549.22/211.71)</td><td>Formation d'eau douce supérieure du Locle</td><td>MN6 jeune</td></tr><tr><td>Gisement de la Place du Marché (WAIBEL & BURRI, 1961 ; ce travail)</td><td>(553.93/217.25)</td><td>Formation d'eau douce supérieure du Locle</td><td>MN7/8 ?</td></tr><tr><td>Calcaires lacustres du Bied (KÄLIN et al., 2001)</td><td>(545.74/204.82)</td><td>Formation de l'« Oeningien »</td><td>MN5-7 ?</td></tr><tr><td>Vermes 1 (KÄLIN, 1993)</td><td>(602.98/241.96)</td><td>Formation de l'« Oeningien »</td><td>MN5</td></tr><tr><td>Vermes 2 (KÄLIN, 1993)</td><td>(602.94/241.94)</td><td>Formation de l'« Oeningien »</td><td>MN5</td></tr><tr><td>Vermes 3 (KÄLIN, 1993)</td><td>?</td><td>Formation de l'« Oeningien »</td><td>MN7 ?</td></tr><tr><td>Öhninger Zone (BOLLIGER, 1992)</td><td>Lac de Constance Hörnenschüttung</td><td>Formation de l'« Oeningien »</td><td>MN6</td></tr><tr><td>Oeningen (TOBIEN, 1977)</td><td>Allemagne près de Schaffhouse</td><td>Formation de l'« Oeningien »</td><td>MN7</td></tr><tr><td>Foradrai (CLÉMENT & BERGER, 1999)</td><td>(579.97/240.51)<br>(579.94/240.48)</td><td>Calcaires de Foradrai</td><td>MN5 ?</td></tr><tr><td>Nebelbergweg (KÄLIN & ENGESSER, 2001)</td><td>(613.07/250.24)</td><td>Süsswasserkalk von Nebelberg</td><td>MN9</td></tr><tr><td>Nebelberg TGL III (coupe NB de ce travail) (Kälin & KEMPF, 2002)</td><td>(613.40/250.65)</td><td>Süsswasserkalk von Nebelberg</td><td>MN9</td></tr><tr><td>Anwil (ENGESSER, 1972)</td><td>(638.05/255.78)</td><td>Süsswasserkalk von Anwil</td><td>MN8</td></tr><tr><td>Zeglingen Hof Flümatt (KÄLIN, 1993)</td><td>(635.09/252.45)</td><td>Süsswasserkalk von Anwil</td><td>MN6</td></tr></table>

Ainsi les Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM se déposent dans leur ensemble durant l'intervalle MN5-9, ce qui correspond approximativement au Langhien, au Serravalien et à la base du Tortonien (Fig. 2-6).
<figure><img src="image_89.png" /><figcaption>Fig. 2-6 Localisation, biostratigraphie et lithostratigraphie des Calcaires & Marnes lacustres de l'OSM.</figcaption></figure>

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

### A. Formations généralement attribuées à l'« Oeningien »

#### A.1 Formation de l'« Oeningien »

GREPPIN (1859) crée le terme « Oeningien », du nom du village Oeningen (Allemagne) près de Schaffhouse, et l'utilise comme nom d'étage. Il en distingue deux faciès, l'un fluviatile ou inférieur, l'autre fluvioterrestre ou supérieur. Il fait d'ailleurs remarquer que ces deux faciès semble souvent se confondre.

GREPPIN (1870) nomme le faciès fluviatile inférieur Sables à *Dinotherium*, par analogie à la flore des Sables à *Dinotherium* de Montavon qui se rattache à la flore d'Oeningen et du Locle. Aujourd'hui les Sables à *Dinotherium* sont intégrés dans la Formation du Bois de Raube (KÄLIN, 1997) et dans le Groupe des Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung

(voir 2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung).

Il nomme le faciès supérieur fluvio-terrestre Molasse d'eau douce supérieure. Il considère cette formation comme une synonymie des formations des Schistes d'Oeningen, de la Formation d'eau douce supérieure du Locle, de la Molasse d'eau douce supérieure de Wölflinswil, de Siggenthal, de Kirchdorf. Ainsi il considère que ce faciès « oeningien » supérieur est très répandu en Suisse dans les synclinaux du Locle – La Chaux-de-Fonds, de Delémont (Vermes, Corban), de Moutier, de Tramelan-Tavannes-Court, et également au sud-est de Seewen, au sud de Sissach, à Oeningen en Allemagne et dans la région du lac de Constance et de Zürich.

Sur le haut du village de Corban GREPPIN (1870) décrit un affleurement présentant plus de 10m d'« Oeningien » surmontant les Marnes rouges de l'« Helvétien » (voir 2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM), de haut en bas :
<table><tbody><tr><td rowspan="3">« Oeningien »</td><td>1</td><td>Calcaire grisâtre, compact ou marno-compact, tacheté de rouge, de bleu, de brun, et alternant avec de minces couches de marnes grises ou marnes bigarrées, souvent sablonneuses et stériles</td><td>4.0m</td></tr><tr><td>2</td><td>Couches marneuses, noirâtres, bitumineuses, à Paludina acuta, Unio lavateri, Planorbis sp., Chara escheri</td><td>0.30m</td></tr><tr><td>3</td><td>Molasse grise friable, alternant avec des bancs très minces de marnes de même couleur</td><td>7.0m</td></tr><tr><td rowspan="3">« Helvétien »</td><td>4</td><td>Calcaire marno-compact</td><td>1.50m</td></tr><tr><td>5</td><td>Marnes rougeâtres, sablonneuses ; Grès coquillier à Ostrea crassissima, Cardium echina-tum, Lamna dubia</td><td>3.2m</td></tr><tr><td>6</td><td>Grès et Nagelfluh du Muschelsandstein</td><td>3.5m</td></tr><tr><td>« Delémontien »</td><td>7</td><td>Calcaires delémontiens perforés par les Litho-domes</td><td>?</td></tr></tbody></table>

D'autres affleurements sont décrits par GREPPIN (1870) dans la région de Vermes, dont la localité de Devant-la-Metz et celle de Vermes, à l'est du village.

Devant-la-Metz (GREPPIN, 1870), de haut en bas :

<table><tbody><tr><td rowspan="4">« Oeningien »</td><td>1</td><td>Sables rouges, ferrugineux, avec galets et concré-tions calcaires</td><td>5.0m</td></tr><tr><td>2</td><td>Calcaire marno-compact, gris jaune, à taches rouges</td><td>3.0m</td></tr><tr><td>3</td><td>Argiles rouges, mouchetées de taches vertes</td><td>0.2m</td></tr><tr><td>4</td><td>Calcaire pisolitique rouge</td><td>0.2m</td></tr><tr><td rowspan="2">« Helvétien »</td><td>5</td><td>Grès grossier à taches rouges</td><td>0.3m</td></tr><tr><td>6</td><td>Nagelfluh du grès coquillier, formé de galets tertiai-res, jurassiques, hercyniens ou vosgiens</td><td>1.0m</td></tr><tr><td rowspan="3">« Delémontien »</td><td>7</td><td>Calcaire d'eau douce moyen</td><td>1.0m</td></tr><tr><td>8</td><td>Marnes grises et rouges</td><td>2.3m</td></tr><tr><td>9</td><td>Molasse rognonneuse</td><td>3.0m</td></tr></tbody></table>

Vermes (GREPPIN, 1870), de haut en bas :

<table><tbody><tr><td rowspan="7">« Oeningien »</td><td>1</td><td>Calcaire à Helix insignis</td><td rowspan="3">12.0m</td></tr><tr><td>2</td><td>Calcaire pisolitique</td></tr><tr><td>3</td><td>Calcaires et marnes à Anchitherium, Palaeomeryx, Helix gyrorbis</td></tr><tr><td>4</td><td>Calcaires et marnes à tortues</td><td rowspan="3">à</td></tr><tr><td>5</td><td>Marnes noires bitumineuses, à Melanopsis</td></tr><tr><td>6</td><td>Calcaires et marnes à Melania escheri, Melanopsis</td></tr><tr><td>7</td><td>Calcaire à Helix subnitens</td><td rowspan="2">16.0m</td></tr><tr><td>8</td><td>Marnes et sables rouges sans fossiles, grises et rouge</td></tr><tr><td>« Helvétien »</td><td>9</td><td>Molasse friable, grise</td><td>?</td></tr></tbody></table>

En 1983 WEIDMANN (communication écrite) a revisité l'affleurement de Devant-la-Metz (604.45/242.43). Il y signale une série d'environ 10m de calcaires « oeningiens » qu'il corrèle avec les niveaux de Vermes. Il mentionne de rares fragments osseux

et de nombreuses *Melania escheri* dans une couche de calcaire argileux. KÄLIN (1993) signale également cette localité et donne une liste faunique de micromammifères (*Megacricetodon germanicus*, *Democricetodon* sp., *Prolagus oeningensis*) qui ne lui permet malheureusement pas de dater précisément l'affleurement.

KÄLIN (1993) reprend les anciens gisements d'ENGESSER et al. (1981) dans la région de Vermes et utilise le terme de Süsswasserkalk von Vermes. Il nomme la « vieille fouille » Vermes 1 (602.98/241.96) et la « jeune fouille » Vermes 2 (602.94/241.94).

Aujourd'hui ces deux gisements sont très bien datés, Vermes 1 est la faune suisse de référence pour la base de la zone MN5 et Vermes 2 correspond au niveau de Tobel Hombrechtikon (MN5). Vermes 3 présente une faune plus jeune avec la présence de *Democricetodon* cf. *freisingensis*, *Eumyarion latior* et *Spermophilinus bredai*. KÄLIN (1993) la date du top de MN6 ou de MN7. Cependant ce gisement a été échantillonné par un privé et son emplacement exact reste inconnu.

PFIRTER (1997) cite encore plusieurs affleurements à caractère limitique de l'OSM sur la feuille Moutier. Pour la région de Vermes, il reprend le travail de KÄLIN (1993) et parle de micrites et des oncomicrites d'eau douce, biodétritiques, gris clair, à interlits marno-calcaires ou marneux. Il précise que ces séries calcaires surmontent la dépression des Sables à galets (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM**), que leur épaisseur diminue en direction de l'Ouest et finalement que des grès et des sables semblent les surmonter (voir **2.2.5 Vogesenschüttung, Juranagelfluh & Glimmersandschüttung**). Il mentionne également un calcaire d'eau douce, jaunâtre, à intraclastes arrondis près de Soulce (586.180/238.870 et 586.570/238.860). Une autre série de calcaires d'eau douce gris brun clair, poreux et bitumineux, à interlits de marnes sableuses, de marnes grises et de sables gris et bruns, forme les reliefs collinaires aux environs de Golat (590.10/232.32), (coupe PGE de ce travail)
(590.75/232.35). ANTENEN (1973) signale des dépôts sableux de l'OMM associé à la base de ces calcaires d'eau douce (589.15/232.43), le Poudingue polygénique faisant défaut (voir **2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM**). Aucun fossile n'a été trouvé dans cette série, mais KÄLIN (1993) situe ces dépôts peu après le retrait marin, au Miocène moyen (MN5-MN7). PFIRTER (1997) estime une puissance maximale de 70m pour ces dépôts d'eau douce à dominance calcaire et marneuse, à intercalations de sable micacé.

On retrouve encore des calcaires de l'« Oenin-
gien » dans la région de Tramelan. Le top du sondage
Tramelan - La Tuilerie (577.35/230.90) (BERGER, com-
munication écrite) montre plus de 40m de ces calcaires
en alternance avec des niveaux marneux. KÄLIN (1993)
y signale la présence de *Megacricetodon germanicus*.
HÜRZELER (1939) cite encore *Miodryomys aegercii* et
Cricetidae indet. dans un affleurement de marnes cal-
caires d'eau douce au Sud-Ouest de Tramelan-Dessus.
Toujours à Tramelan, la fouille d'une villa a mis au
jour un profil de près de 10m de calcaires et marnes
lacustres (coupe TR de ce travail) (575.30/230.53).
KÄLIN (1993) attribue un âge plus jeune que MN5
pour ces gisements.

Finalement les dépôts lacustres affleurant sporadiquement au-dessus de la coupe du Bied (545.74/204.82) (voir **2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**) dans le synclinal des Ponts-de-Martel s'apparentent très bien avec le faciès des Calcaires « oenin-giens ». Ils ne sont malheureusement pas datés avec pré-cision, mais devraient correspondre à la zone MN5-7.

A.2 Öhninger Zone (Öhninger Schichten, Meilener-
und Zürich-Schichten, Oeninger Stufe)

BÜCHI (1957) crée le terme de Öhninger Zone
pour décrire la série de l'OSM dans le nord-est de la
Suisse : « La Öhninger Zone est caractéristique dans
la région du lac de Constance. Elle est définie par une
dominance de lithofaciès marneux à intercalations de
niveaux d'origine volcanique. Dans la partie centrale
de l'éventail du Hörnli (Hörnli-Schuttfächer) la Öh-
ninger Zone est marquée par la diminution soudaine
du lithofaciès conglomératique : ... on retrouve des
marnes vertes ... en revanche sur les bords de l'éven-
tail, le lithofaciès marneux vert passe progressivement
à une série à taches jaune gris. ... Dans la partie supé-
rieure de la Öhninger Zone des lithofaciès limniques
se rencontrent fréquemment (calcaires charbonneux).
Ceux-ci reposent à Reppischtal et à l'ouest de la rive
droite du lac de Zürich respectivement 15m et 30m
au-dessus de l'horizon volcanique à Montmorillo-

nite, lequel surmonte des séries bariolées à dominance
rouge. » Cet horizon à montmorillonite volcanique
doit certainement être la bentonite de Küsnacht datée
de 14.91±0.09 Ma, correspondant à la localité à mam-
mifères de Tobel Hombrechtikon (sommet de MN5)
(KÄLIN & KEMPF, 2002).

BÜCHI (1960) corrèle cette zone avec la carrière d'Oeningen, qui est la localité type de cette formation. En fait l'Öhninger Zone en Suisse orientale et l'OSM dans la région de Zürich sont des équivalents latéraux de lithofaciès des Öhninger Schichten de la carrière d'Oeningen.

Dans la région d'Oeningen, le lithofaciès de cette
formation est dominé par des marnes à intercalations
de tuff pyroxénique de l'éruption du Schienenberg et
de calcaires « oeningiens » (calcaires bitumineux).
Dans la partie centrale du sud du Hörnlischüttung
(Hörnli-Schuttfächer), le lithofaciès est composé de
marnes vertes et gris bleu, qui passent progressive-
ment à des conglomérats plus au Sud. Sa puissance
d'environ 40m est constante dans la région du Hörnli,
du Bodensee et de Untersee (Büchi, 1958). Plus sud,
où les conglomérats s'intercalent, elle passe à environ
5m et l'Öhninger Zone perd son statut de formation.

L'Öhninger Zone se matérialise par un lithofaciès
marneux dans la partie centrale de l'éventail du
Hörnli (Hörnli-Schuttfächer), alors que dans sa zone
marginale elle matérialise des intercalations de séries
limniques, principalement des calcaires charbonneux.
On retrouve également des témoins d'un volcanisme
périodique sous forme d'horizons à bentonite. A
Bischofszell (743.08/256.33) on retrouve un horizon à
bentonite qui se situe une dizaine de mètres au-dessus
de la Öhninger Zone. Cet horizon est daté à 14.6±0.6
Ma (Hofmann, 1973). Kälin & Kempf (2002) corrè-
lent ce niveau avec la bentonite de Leimbach datée de
14.2±0.08 Ma, c'est-à-dire de MN6, entre Rümikon et
Sagentobel. Dans la région de Leimbach, on retrouve
encore deux autres horizons à bentonite, la Küsnacht
bentonite (14.91±0.09 Ma), qui marque la limite MN5-
MN6 et l'Urdorf bentonite (15.27±0.12 Ma). D'après
KÄLIN & KEMPF (2002), l'horizon de Küsnacht semble
également correspondre au Malmkalk-Blockhorizont
de Bischofszell (743.08/256.33) qui marque la limite
inférieure de la Öhninger Zone (= impact du Nördliger
Ries).

La localité de Sagentobel (686.52/249.15) dans la
région de Zürich se situe dans un tuf conglomérati-
que 30m au-dessus du toit de la Öhninger Zone. Ce
gisement a révélé une faune de micromammifères
(Cricetodon meini, Eumyarion medius, Megacricetodon minor, Prolagus oeningensis) datée de la partie inférieure de MN6 (BOLLIGER, 1992).

### A.3 Formation d'eau douce supérieure du Locle

JACCARD (1869) décrit 4 groupes pour l'OSM de la région du Locle. Bien que les limites entre chaque faciès soient un peu arbitraires, il différencie de haut en bas :

<table><tr><td>a</td><td>Calcaires siliceux (ménilite), lignites</td></tr><tr><td>b</td><td>Calcaire blanc crayeux, couches à feuilles</td></tr><tr><td>c</td><td>Marnes et calcaires marneux à fossiles triturés, marnes à Melanopsis</td></tr><tr><td>d</td><td>Grands bancs de calcaire dur à Hélices, Planorbes et Limnées</td></tr></table>

FAVRE (1911) reprend la subdivision de JACCARD (1869) et fait une rapide description de ces 4 groupes qu'il nomme **Complexe a**, **b**, **c** et **d**. Il mentionne une puissance de 20m pour le **Complexe a**, 12m pour le **Complexe b**, 40m pour le **Complexe c** et 20m pour le **Complexe d**. Il précise également plusieurs couches du **Complexe b** qui ont fourni la riche flore du Locle (HERR, 1855-59). Il mentionne encore quelques remarques au sujet du contenu en mollusques de chaque complexe.

**Complexe a** : Ces couches « paraissent renfermer un certain nombre d'espèces de Mollusques qui ne se retrouvent pas dans les assises inférieures »

**Complexe b** : « La fréquence des Acéphales (Unio) et la rareté comparative des autres mollusques terrestres et d'eau douce semblent constituer un caractère particulier à cette assise ».

**Complexe c** : « Les Mollusques de cette assise diffèrent assez sensiblement de ceux des couches à lignites (complexe a). On n'y retrouve pas ces nombreuses paludines ; les petites espèces de planorbes sont moins abondantes ; en revanche, les échantillons et les débris de Helix sylvestrina (Cepaea silvana ou hortensis var. miocenica), Planorbis mantelli et Limneaus pachygaster (dilatatus) sont fréquents et indiquent la transition à l'assise suivante. »

**Complexe d** : « Inutile de chercher ici les petites espèces des couches à silex. ».

FAVRE (1911) publie encore les principales espèces de flore communes à la carrière d'Oeningen : Populus latior, Populus mutabilis, Podogonium knorri et Acer trilobatum. GREPPIN (1870) signale Chara meriani et Chara escheri.

SCHARDT & DUBOIS (1903) décrivent un profil détaillé de la Formation d'eau douce supérieure du Locle qu'ils obtiennent grâce à un contrôle des eaux de la commune du Locle, à la Côte de l'Envers. Les Marnes à Melanopsis et les Couches à feuilles de Jaccard (1869) n'ont pas été retrouvées. De plus la subdivision de Jaccard (1869) n'est pas applicable à tout le synclinal du Locle - La Chaux-de-Fonds.

FAVRE *et al.* (1937) proposent de réunir les couches des **Complexes b** et **c** sous le nom de Marnes et calcaires marneux et de les lier aux Grands bancs calcaires du **Complexe d**, dont le lithofaciès est différent, mais la faune similaire. Ainsi l'agencement suivant résulte, de haut en bas :

<table><tr><td>Complexe II</td><td>Calcaires siliceux, lignites</td></tr><tr><td>Complexe I</td><td>b. Marnes et calcaires marneux<br>a. Grands bancs de calcaire dur</td></tr></table>

JACCARD (1869) reste confus lorsqu'il parle de l'âge de cette formation et se contente de placer cette série au-dessus de la Molasse marine de l'« Helvétien » (voir 2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM et 2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM). FAVRE (1911) précise un âge « vindobonien » supérieur (Tortonien). FAVRE *et al.* (1937) considèrent le **Complexe Ia** et **Ib** comme Tortonien, alors que le **Complexe II** est mis dans le Sarmatien (Miocene supérieur). Enfin BOURQUIN (1946) place tous les dépôts de l'OSM du synclinal du Locle - La Chaux-de-Fonds dans le Tortonien.

KÜBLER (1962) présentent une étude complète des assises lacustres du synclinal du Locle - La Chaux-de-Fonds. Plus tard BURGER & SCHAER (1996) parle d'un Grand lac oeningien du Haut-Jura neuchâtelois dans un ouvrage consacrée au paysage et à l'histoire géologique de la vallée du Locle.

KÄLIN *et al.* (2001) exposent les résultats sur plus de 20 ans de recherche dans la Molasse d'eau douce supérieure du Jura neuchâtelois. Ils donnent en particulier une révision biostratigraphique de dépôts de l'« Oeningien » dans les synclinaux des Ponts-de-Martel et du Locle - La Chaux-de-Fonds. Ils illustrent les profils et les sondages de la Combe Girard (549.22/211.71), de la Combe des Enfers (549.54/213.159), du Haut du Crêt (549.75/213.77), du Pied du Crêt (549.32/213.43), du Verger Sous-le-Stand (548.68/213.10), de la Combe du Stand (548.58/213.09), de la Rue Huguenin (548.29/212.58), des Tours dixi (546.79/211.32), du Terrain de sport (546.56/211.33), de l'Usine Klaus (F1=546.97/211.66) (F2=547.01/211.65) (F3=547.00/
211.65) et des Eplatures (551.44/215.21). La coupe de la Combe Girard présente près de 60m d'« Oeningien » datée par micromammifères (*Megacricetodon* aff. *germanicus*) de la zone MN6 jeune (plus jeune que Rümikon). La coupe du Verger Sous le Stand présente 30m d'« Oeningien » supérieur et est datée par micromammifères (*Megacricetodon* gregarius, *Megacricetodon* minor, *Megacricetodon* similis, *Megacricetodon* aff. *germanicus*, *Collimys* transversus) de la zone MN7. Enfin les dépôts lacustres affleurant sporadiquement au-dessus de la coupe du Bied (545.74/204.82) devraient correspondre à la zone MN5-7 (voir **2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**).

La coupe Cdl de ce travail (550.75/214.20) présente également un lithofaciès « oeningien » marneux de quelques mètres surmontant la Gompholithe à *Microcodium elegans* (voir **2.2.3 Marnes rouges & Gompholithes de l'OMM**). Malheureusement une fois encore les résidus de lavage de cette coupe se sont révélés stériles et aucune datation n'a pu être déterminée.

FAVRE (1911), HOFMANN (1958) et KÜBLER (1962) mentionnent encore une intercalation de Montmorillonite dans la partie marneuse des calcaires lacustres du Locle, à la localité de la Combe du Stand. KÄLIN *et al.* (2001) signalent également un horizon à bentonite à la Combe du Stand (548.58/213.09) et un autre à la Combe Girard (549.22/211.71). Malheureusement ces horizons n'ont pas donné de datation isotopique. De plus il est impossible de les corréler avec les horizons à bentonite de Leimbach (14.2±0.08 Ma), de Küsnacht (14.91±0.09 Ma) et de Urdorf (15.27±0.12 Ma) qui sont tous plus vieux (partie supérieure de MN5 à partie inférieure de MN6) (KÄLIN & KEMPF, 2002). Toutes ces bentonites de Zürich et du Locle ne sont pas synchrones. Les éruptions ont dû se succéder pendant plus d'un million d'années et pourraient provenir d'une même source.

La dénomination de Formation d'eau douce du Locle n'était plus utilisée, mais remplacée par l'« Oeningien » ou l'OSM. Dans ce travail, je reconsidère la Formation d'eau douce supérieure du Locle au sens de JACCARD (1869), c'est-à-dire comme une formation locale propre au synclinal du Locle – La Chaux-de-Fonds. La puissance de ses dépôts atteint près de 200m (KÜBLER, 1962; KÄLIN *et al.*, 2001).

## Couches à Cypris

JACCARD (1869): « Ailleurs encore, et occupant toujours le même niveau stratigraphique, on voit une variété de couches moins siliceuses, d'un calcaire grisâtre à feuillets très réguliers, d'un à trois centimètres d'épaisseur, dans lequel on distingue à l'oeil nu, une énorme quantité de carapaces de Cypris, de véritables lits, très réguliers, d'une seule variété de Litorinelle (L. acuata) que l'on ne retrouve pas dans les autres couches. De nombreuses aiguilles et des cônes de pin (Pinus saturni), des graines (Carpolites mucronatus, Carpolites parvulus, Borraginites induratus), se rencontrent encore dans les mêmes bancs. Ceux-ci alternent avec des marnes calcaires blanches sans fossiles, ou bien aussi avec des couches d'un calcaire blanc jau nâtre remarquablement homogène, rappelant les calcaires lithographiques ; ils sont épais de 4 à 5 centimètre, et renferment de rares empreintes de feuilles d'une conservation parfaite (*Quercus mediterranea, Planera ungeri*) et aussi des graines (*Carpolites pumilio*). »

Les « Couches à Cypris » appartiennent au **Complexe a** de la Formation d'eau douce supérieure du Locle. JACCARD (1869) ne rapporte aucune épaisseur de ces couches, qu'il considère comme un faciès particulier de la partie centrale et sud du Vallon du Locle. Dans le Bassin de Mayence GREPPIN (1867) signale un équivalent de ces Couches à Cypris dans le Niveau der Littorinellenkalke (Formation du Calcaire à Littorinelles).

Cette formation représente un faciès à intégrer dans la Formation d'eau douce supérieure du Locle.

## Couches à feuilles

Ces couches furent décrites dans un premier temps par DESSOR & GRESSLY (1859). Jaccard (1869) les révise et donne une description de leur succession (de haut en bas):

<table><tr><td>a</td><td>Calcaires brun tendre, homogène à coquilles brisées ou friables</td><td>5.0m</td></tr><tr><td>b</td><td>Marne calcaire bitumineuse noirâtre, avec fragments de coquilles et débris charbonneux</td><td>1.0m</td></tr><tr><td>c</td><td>Marne calcaire schistoïde, rubanée, avec empreintes de *Thypha* entrelacées</td><td>0.2m</td></tr><tr><td>d</td><td>Schiste calcaire, blanc crayeux, se divisant en plaquettes régulières, sur lesquelles sont étendues les feuilles. C'est la zone qui renferme le plus grand nombre.</td><td>0.2m</td></tr><tr><td>e</td><td>Calcaire crayeux bleu, passant au bleuâtre, puis au blanchâtre et renfermant dans sa partie moyenne des empreintes de feuilles beaucoup plus rares que la couche précédente ; en revanche les coquilles d'Unio y sont très abondantes. Malgré les différences de teintes, il forme un seul banc homogène puissant</td><td>1.6m</td></tr><tr><td>f</td><td>Calcaire à texture grossière, quoique tendre, de couleur blanchâtre ou brunâtre, se divisant en couches irrégulières ; les fossiles y sont rares et mal conservés ; ce sont encore des Unio, de petits Planorbes et des tiges et graines de *Chara*</td><td>4.0m</td></tr></table>
Il mentionne encore des fragments de poissons et des restes d'insectes (Calosoma jaccardi, Calosoma caraboïdes, Buprestis loclensis) dans la **couche d**. La **couche a** a révélé une mouche, Limnobia jaccardi. La flore est décrite par HERR (1855-59) et reprise par BERGER (1992).

Ces Couches à feuilles correspondent au **Complexe b** de la Formation d'eau douce supérieure du Locle. Elles reposent sur les Marnes et calcaires marneux et Marnes à Melanopsis (**Complexe c**) et sont surmontées par les Calcaires siliceux, lignites (**Complexe a**), lesquels contiennent les Couches à Cypris.

Cette formation représente un faciès à intégrer dans la Formation de d'eau douce supérieure du Locle.

### Marnes à Melanopsis

JACCARD (1869) : « Ce système se compose généralement de nombreuses alternances de marnes de couleur foncée, brunes ou noirâtres, bitumineuses, et de calcaires marneux tendres, de couleur plus claire ; les marnes, et quelquefois aussi les calcaires, renferment une prodigieuse quantité de coquilles brisées ou entières de mollusques terrestres ou d'eau douce. Aucune autre formation de nos terrains ne m'a présenté une accumulation pareille de débris d'animaux, et cela sur une épaisseur de 40 mètres, comme on peut le voir à la Combe Girard. »

« Au flanc N du vallon (du Locle), les couches sont moins puissantes, mais on y remarque deux couches subordonnées de marnes blanches, avec fossiles fluviatiles appartenant à des genres ou espèces qui ne se trouvent pas dans les autres couches. Parmi ceux-ci, les Melanopsis sont excessivement abondants. On y trouve aussi, plus rarement, des Néritines et des Anodontes à test très épais ».

Ces dépôts correspondent au **Complexe c** de la Formation d'eau douce supérieure du Locle. La localité type de cette formation est l'affleurement de la gare du Locle et son étendue se limite au nord du vallon du Locle.

Cette formation représente un faciès à intégrer dans la Formation de d'eau douce supérieure du Locle.

### Marnes à ossements de la Chaux-de-Fonds

NICOLET (1839) : « une marne calcaire, analogue à celle du bassin du Locle qui renferme la lignite de cette localité, repose sur le calcaire d'eau douce, elle

est très irrégulièrement répandue sur le calcaire et contient ça et là des stries charbonneuses, des dépôts tourbeux avec fossiles brisés ; ces nombreux fossiles triturés appartiennent aux genres Paludina, Limnaea et planorbis. Cette marne renferme des ossements fossiles très altérés. »

Ces Marnes à ossements de la Chaux-de-Fonds représentent un faciès lignitique, qui correspond au **Complexe c** de la Formation d'eau douce supérieure du Locle.

Cette série s'étend du Crêt du Locle jusqu'à la Chaux-de-Fonds. La localité type est le gisement de la Place du (553.93/217.25) au centre de la Chaux-de-Fonds dont BOURQUIN (1946) donne la liste faunique suivante : *Listriodon splendens* (MN6-9 ; FORTELIUS et al., 1996), *Pseudocyon sansaniensis* (MN6 ; GINSBURG, 1999), *Gomphotherium angustidens* (MN4-9 ; ANTOINE et al., 1997 ; GÖHLICH, 1999). Il mentionne encore *Palaeomeryx bojana* (?) et *Dinotherium levius* (?).

JACCARD (1869) signale également, *Dinotherium giganteum* (MN6-10 ; ANTOINE et al., 1997), *Hyotherium soemmeringi* (MN5-6 ; FORTELIUS et al., 1996). Il mentionne encore *Mastodon simorense* (?), *Lophiochoerus blainvillei* (?), *Palaeomeryx scheuchzeri* (?), *Palaeomeryx medius* (?), *Rhinoceros incisivus* (?) et *Aceratherium minutum* (?).

Les deux espèces de Rinocerotidae de la Chaux-de-Fonds sont des déterminations fausses dont il faudrait au minimum réactualiser les noms du genre et de l'espèce. D'après le peu de matériel que j'ai pu réviser, il y a deux espèces bien différentes par leur taille, vraisemblablement un *Brachypotherium brachypus* (MN6-8) et un *Dicerorhinus sansaniensis* (MN4-9) (voir 5 – Rhinocerotoidea).

La datation de cette localité de la Place du Marché (553.93/217.25) donnée par la littérature est généralement MN7/8. Les données biostratigraphiques des macromammifères ne permettent pas plus de précisions.

Cette formation représente un faciès à intégrer dans la Formation de d'eau douce supérieure du Locle.

### Pierre Morte

Schardt & Dubois (1905) : « La pierre morte est une craie lacustre durcie, formée dans un lac d'une certaine profondeur, tandis que les alternances, qui deviennent de plus en plus fréquentes vers le haut de la
formation, attestent un assèchement progressif du lac avec formation de dépôts tourbeux (lignite) et retour temporaire de la sédimentation calcaire. Celle-ci est cependant de plus en plus remplacée par des dépôts terrigènes argileux. »

La dénomination Pierre Morte est introduite par H.Schardt pour la description du profil dans l'« Oeningien » de la Côte des Envers, au sud-ouest du Crêt du Locle. SCHARDT & DUBOIS (1905) donnent un profil, de haut en bas :

<table><tr><td>4bis</td><td>Marne vert jaunâtre, sans fossile</td><td>0.35m</td></tr><tr><td>4</td><td>Marne blanche sableuse avec débris de calcaire</td><td>3.0m</td></tr><tr><td>3</td><td>Calcaire lacustre compact, fissuré grenu, pseudo-oolitique, Pierre morte typique</td><td>6.0m</td></tr><tr><td>2</td><td>Marne noirâtre avec fossiles écrasés (Unio, Planorbis)</td><td>0.15m</td></tr><tr><td>1</td><td>Calcaire (Pierre morte) en gros bancs, superfi- ciellement fragmenté, présence de Chara</td><td>15.0m</td></tr></table>

Il s'agit de la partie inférieure de la Formation d'eau douce supérieure du Locle (Complexe d).

JACCARD (1869) donne une interprétation différente de la Pierre morte. Il emploie ce nom pour les Marnes et calcaires marneux, marnes à Melanopsis, c'est-à-dire son groupe c de la Formation d'eau douce du Locle. Il en donne la description suivante : « C'est surtout cette assise qui a reçu dans le vallon le nom caractéristique de pierre morte. Toutes les couches, lorsqu'elles ont subi l'action de la gelée, se réduisent en poussière ; aussi sont-elles impropres aux travaux de construction, à l'exception des travaux intérieurs, tels que caves et cheminées. En revanche, elles sont beaucoup moins sujettes aux éboulements qu'on ne serait tenté de le croire au premier abord. Cela tient à ce que les marnes sont essentiellement calcaires et non point argileuses ; elles ne diffèrent du calcaire que par une moindre cohésion des éléments. »

Cette formation représente un faciès à intégrer dans la Formation de d'eau douce supérieure du Locle.

## B. Autres formations de calcaires lacustres de l'OSM

### B.1 Calcaires lacustres de Foradrai

CLÉMENT & BERGER (1999) présentent trois forages (GL FOR 1, 2, 3) (579.97/240.51, 579.97/240.49, 579.94/240.48) dans la région de Foradrai, chacun présentant une quinzaine de mètres d'un lithofaciès lacustre calcaire, calcairo-marneux et marneux. Ces dépôts surmontent un calcaire gréseux de l'OMM dans le

forage GL FOR 2 (voir 2.2.2 Conglomérats & Grès de l'OMM) et sont nommés Calcaires de Foradrai. Des restes de micromammifères (Eumaryon sp., Mecagricetodon cf. minor) dans deux forages (GL FOR 1 et 3) a donné une datation MN5-8 sûre, et plus probablement le niveau Tobel Hombrechtikon (MN5).

Cette formation représente un lithofaciès et une biostratigraphie à intégrer dans la Formation de l'« Oeningien ».

### B.2 Süsswasserkalk von Nebelberg

LEHNER (1920) décrit, au Nord-Est d'Engi, des fragments de calcaires d'eau douce gris riches en fossiles, dont des restes de vertébrés, et crée la Formation des Süsswasserkalk von Nebelberg.

Une année auparavant, en 1919, le Musée d'histoire naturelle de Bâle avait découvert des calcaires d'eau douce suite à des travaux de drainage à la ferme de Nebelberg et élaboré le profil suivant, de haut en bas :

<table><tr><td>A</td><td>Humus</td></tr><tr><td>B</td><td>Débris de Malm</td></tr><tr><td>C</td><td>Argile induré, jaune vert passant petit à petit à une argile vert foncée à bleu</td></tr><tr><td>D</td><td>Argile vert foncée à bleu</td></tr><tr><td>E</td><td>Couches noirâtres sapropèliques avec des restes de plan-tes, de dents de mammifères et de fragments d'os</td></tr><tr><td>F</td><td>Calcaire marneux jaune gris, riche en coquilles d'Hélici-dés et de Clausilidés<br>Quelques dents et fragments d'os<br>Epaisseur variable de 0 à 0.25m comme calcaire encroûtant et remplissant les fissures</td></tr><tr><td>G</td><td>Calcaire d'eau douce massif blanc ou gris, qui contient les mêmes faunes</td></tr></table>

Dans un autre affleurement, environ 300m plus au nord-est, le niveau E sapropèlique et le niveau F marneux n'ont pas été retrouvés. Ces deux niveaux semblent être seulement des phénomènes locaux. Les associations de fossiles des couches E, F et G incitent les anciens auteurs à parler du « Vindobonien » supérieur.

WAIBEL (1925) mentionne des calcaires similaires dans la région de Vermes. Cependant il les définit comme calcaires « oeningiens » et les place dans le Sarmatien. Plus tard BAUMBERGER (1934) les replacera dans le Tortonien.

La localité type des Süsswasserkalk von Nebelberg est la fouille de 1919 du Musée d'histoire naturelle de Bâle (613.80/250.60).
BAUMBERGER (1934) donne la liste faunique de
gastéropodes terrestres suivante : Zonites (Aegopsis)
costatus subcostatus, Oxychilus subnitens subnitens,
Trichia (Leucochroopsis) kleini, Helicodonta (Heli-
codonta) involuta scabios, Canariella disciformis,
Tropidomphalus (Pseudochlorites) zelli, Cepaea
sylvestrina gottschicki. Triptychia (Triptychia) grandi
et Pupilla (Pupilla) submuscorum.

HÜRZELER (1939) donne la liste faunique de mam-
mifères suivante : *Prolagus oeningensis*, *Stenofiber*
*minutus* et *Listriodon splendens*

KÄLIN & ENGESSER (2001) publient la faune d'une
nouvelle campagne de fouilles récoltée entre 1990
et 1994 dans les Süsswasserkalk von Nebelberg. Le
nouveau gisement mis au jour, Nebelbergweg (613.07/
250.24), permet de calibrer une faune de mammifères,
dont *Schizogalerix voesendorfensis*, *Schizocricetodon*
*huerzeleri*, *Anomalomys* aff. *gaillardi*, *Eomyops* aff.
*oppligeri*, *Megacricetodon robustus* et *Collimys lon-
gidens*, dans la partie basale de la zone MN9.

La région de Nebelberg a encore dernièrement mis
au jour de nouveaux affleurements durant la construc-
tion du Gazoduc (TRG3) (BERGER et al., 2001 ; ENGES-
SER 2001). La coupe NB de ce travail (613.40/250.65)
révèle près de 50m de dépôts des Süsswasserkalk von
Nebelberg, dont plusieurs niveaux riches en mammi-
fères et gastéropodes. C'est ainsi qu'a été découvert
pour la première fois en Suisse *Microtocricetus molas-
sicus* (KÄLIN & KEMPF, 2002). Cette espèce est le taxon
caractéristique de la zone MN9 et fait de la nouvelle
localité Nebelberg TGL III le plus jeune affleurement
daté de Suisse par micromammifères.

Süsswasserkalk mit Hydrobia trochulus

KOCH (1923) décrit des dépôts de calcaires lacus-
tres plaquetés, fracturés, blanc, charbonneux riches
en *Hydrobia* dans le synclinal de Laufon. GREPPIN
(1870) mentionne des calcaires en alternance avec
des Juranagelfluh et détermine des fossiles comme
*Paludina acuta*.

Les *Hydrobia trochulus* de ces calcaires ne se
rencontrent pas dans le bassin de Mayence, mais sont
caractéristiques de l'OSM du Ries en Souabe. La
localité type est Darenmatt (609.95/250.35) à Fehren.
D'autres affleurements sont signalés entre Breitenbach
et Fehren.

Cette formation représente un faciès à intégrer
dans le Süsswasserkalk von Nebelberg.

B.3 Süsswasserkalk von Anwil

MERIAN (1821) : « ... des dépôts marneux indurés
bleus gris et blancs sales, contenant de nombreux
fossiles très bien conservés (Helix, Limnées, Planor-
bes) affleurent au-dessus de la vallée d'Ergol, dans
le village d'Anwil. Des niveaux azoïques de calcaire
poreux, massif. blanchâtre semblent également ap-
partenir à ces dépôts. » MERIAN (1821) mentionne
également dans ces marnes grises un petit filon de
roche charbonneuse à Planorbes, qui contient dans ses
foliations une quantité de Planorbes. Cependant il ne
donne aucune indication sur l'âge de ces dépôts.

BUXTORF (1901) place ces calcaires d'eau douce
d'Anwil et de Zeglingen dans le Miocène supérieur,
mais insiste sur l'état de conservation des fossiles
qui ne permet pas de détermination certaine et ainsi
pas de datation précise. Par contre il fait remarqué
que les Helicidenmergel sous-jacentes sont datées de
l'« Helvétien » supérieur (voir **2.2.3 Marnes rouges**
**& Gompholithes de l'OMM**).

BAUMBERGER (1927) examine les mollusques
d'Anwil, les compare aux Silvanaschichten du Jura
souabe et les date ainsi du Tortonien. Les Süsswas-
serkalk von Anwil correspondent aux Süsswasserkalk
von Nebelberg du Jura soleurois (voir *Süsswasserkalk*
*von Nebelberg*, ci-dessous).

La localité type des Süsswasserkalk von Anwil
se trouve dans une vieille carrière (638.35/255.25),
500m au sud-est du village. Les calcaires affleurants
contiennent de nombreux moules d'Hélicidés. On
retrouve plus haut dans la série un affleurement de
marnes d'eau douce bleuâtres et grises à pyrite et
niveaux charbonneux (638.20/255.65).

WAIBEL & BURRI (1961) publient la liste de mol-
lusques suivante : Zonites (Aegopsis) costatus sub-
costatus, Oxychilus subnitens subnitens, Gonydiscus
(Gonydiscus) pleuradra pleuradra (=Pyramidula su-
pracostata), Trichia (Leucochroopsis) kleini (=Helix
(Zenobia) carinulata), Tropidomphalus (Pseudochlo-
ritis) incrassatus, Klikia (Apula) coarctata, Cepaea
silvana, Cepaea eversa larteti, Triptychia (Triptychia)
grandis, Radix (Radix) socialis dilatata, Radix (Radix)
socialis praelongata, Coretus cornu mantelli, Gyrau-
lus (Gyraulus) trochiformis kleini, Bythinia glabra
glabra.

ENGESSER (1972) publie la très riche faune de
mammifères dans un gisement de Süsswasserkalk
von Anwil et la date de la zone MN8. Cette nouvelle