ANNEXE SCIENTIFIQUE – Sédimentation continentale au Permien et au Trias

DES CÔNES DE DÉJECTION PERMIENS

AU GRAND FLEUVE TRIASIQUE :

Évolution de la sédimentation continentale dans les Vosges du Nord

autour de - 250 Ma.

Marc DURAND, Université Nancy I

PRÉSENTATION DE LA COUVERTURE DÉTRITIQUE
TARDI- ET POST-HERCYNIENNE
DU MASSIF VOSGIEN



Les massifs des Vosges et de la Forêt Noire constituent deux demi-horsts séparés par le rift rhénan. Cette structuration est relativement récente : amorcée à l'Eocène, elle s'est développée principalement à l'Oligocène, et se poursuit encore de nos jours.
En effet, à la différence de la plupart des autres segments de la chaîne varisque actuellement en relief sur le territoire français, la région considérée semble bien n'avoir jamais représenté une zone haute particulière au cours de la sédimentation triasique et jurassique ; les sondages de la plaine d'Alsace permettent d'estimer à près de 1500 m l'épaisseur des dépôts mésozoïques décapés par l'érosion tertiaire au-dessus du socle vosgien.
C'est ainsi qu'une des originalités majeures de la morphologie du massif des Vosges réside en la présence (principalement au Nord et à l'Ouest) d'une large ceinture de hautes collines boisées correspondant aux affleurements d'une épaisse couverture détritique à dominante gréseuse. De nombreuses buttes-témoins en forme de cône ou de table, dispersées entre cette auréole et les affleurements des champs de fracture alsaciens, attestent de la continuité de cette dernière, dès le Trias inférieur, sur l'ensemble du massif.
L'histoire de cette couverture détritique a cependant commencé dès l'émersion généralisée de la chaîne hercynienne (phase sudète) et comprend trois étapes bien distinctes : la période tardi-hercynienne, la période post-hercynienne proprement dite, puis le début de l'histoire alpine.

SOMMAIRE :

I. LA PÉRIODE TARDI-HERCYNIENNE

II. LA PÉRIODE POST-HERCYNIENNE S.S.

  A. STRATIGRAPHIE DU PERMIEN DES VOSGES SEPTENTRIONALES
  • La Formation d'Albé
  • La Formation de Triembach
  • La Formation de Meisenbuckel
  • La Formation de Frapelle
  • La Formation de Champenay
  • La Formation de Saint-Dié
  • La Formation de Senones
  B. SIGNIFICATION GÉODYNAMIQUE DES BASSINS PERMIENS

III. LE DÉBUT DE L'HISTOIRE ALPINE
  • Le Buntsandstein inférieur
  • Le Buntsandstein moyen
    • Le Grès vosgien
    • Le Conglomérat principal
  • Le Buntsandstein supérieur
    • Les Couches intermédiaires
    • Le Grès à Voltzia
    • Le Grès coquillier
BIBLIOGRAPHIE

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I. LA PÉRIODE TARDI-HERCYNIENNE

Dans les Vosges, les dépôts du Carbonifère supérieur sont très restreints. Le seul bassin important est situé à l'extrémité méridionale du massif ; il s'agit de celui de Ronchamp, d'âge stéphanien, qui fut exploité jusqu'en 1958.
On retrouve en outre, dans le Nord des Vosges cristallines moyennes, une série de petits bassins résiduels ayant évolué plus ou moins indépendamment (Lubine, Lalaye: Kohlberg, La Hingrie, Saint-Hippolyte: Schaentzel, Thannenkirch, Rodern et Le Bonhomme). Cette zone est strictement limitée au Nord par la grande dislocation de Lalaye-Lubine-Vittel, le long de laquelle sont localisés les bassins les plus récents (Stéphanien B), et 15 km plus au Sud par l'accident parallèle du Bilstein, près duquel sont situés les bassins les plus anciens (Namurien supérieur). Des mouvements importants y ont été mis en évidence, d'abord entre Namurien et Westphalien (phase de l'Erzgebirge), puis entre Westphalien et Stéphanien (phase asturienne). Le lambeau du Schaentzel est connu principalement pour ses indices uranifères.
Comme le grand bassin sarro-lorrain, tous ces bassins sont de type limnique et peuvent être comparés aux fosses molassiques (= tardi-orogéniques) internes de l'orogène alpin. Il convient toutefois de remarquer qu'ils se sont installés sur un socle métamorphique ou granitique, ce qui traduit un niveau d'érosion nettement plus profond que celui actuellement atteint dans la chaîne alpine.


II. LA PÉRIODE POST-HERCYNIENNE S.S.

Le Permien (-290 à -250 Ma) est marqué par le rejeu d'accidents cassants de direction dominante ENE-WSW, sensiblement parallèles à la suture majeure de Vittel-Lubine-Lalaye. Ces mouvements entraînent la formation de nouveaux bassins, encore relativement indépendants les uns des autres, mais nettement plus étendus que les précédents.
Les sédiments continentaux qui s'y déposent sont essentiellement, voire exclusivement, de nature silicoclastique. Bien que les plus précoces montrent encore souvent des teintes grises, rappelant le Houiller, la majorité d'entre eux est caractérisée par des teintes uniformément rouges ; c'est pourquoi on les désigne, en litho-stratigraphie, sous le nom de Nouveaux Grès rouges (par opposition aux Vieux Grès rouges dévoniens) ou Rotliegende.
Dans les Vosges méridionales, on ne connaît que le bassin, très étendu, de Ronchamp-Giromagny, qui s'allongeait probablement depuis la Bourgogne jusqu'au Nord de la Suisse, et dont le petit "bassin" du Val-d'Ajol, de direction anormale (NE-SW), ne représenterait qu'une annexe. En revanche, dans les Vosges septentrionales se succèdent, du Sud vers le Nord (Fig. 1) :
¤ le sillon de Saint-Dié (versant lorrain) et de Villé (versant alsacien), à cheval sur l'accident majeur Vittel-Lubine-Lalaye,
¤ le seuil de Ban-de-Sapt, extrémité occidentale du massif du Champ-du-Feu,
¤ le petit bassin de Champenay, en relais entre faille de Vittel et faille du Donon,
¤ le massif de Raon-l'Étape (versant lorrain) à Schirmeck (versant alsacien), et
¤ le bassin de la Plaine (versant lorrain) et du Nideck (versant alsacien), dont on ne connaît que la bordure méridionale.
Ce dernier est cependant bien distinct du grand bassin de Sarre-Nahe, dont il est séparé par un seuil cristallin (Haardt-Odenwald-Spessart) affleurant parcimonieusement à l'Ouest du Rhin, de part et d'autre de la frontière allemande, dans la région de Wissembourg.



A. STRATIGRAPHIE DU PERMIEN DES VOSGES SEPTENTRIONALES

Les "bassins" de Saint-Dié et de Villé ne représentent en fait que deux tronçons d'un même sillon, le long duquel la zone de sédimentation maximale (dépocentre) s'est déplacée au cours du temps ; leur séparation résulte essentiellement de l'action conjuguée de la tectonique tertiaire et de l'érosion récente.
C'est pour ce sillon, où la série apparaît donc la plus complète, qu'a pu être proposée une échelle "lithostratigraphique" distinguant 7 phases de remplissage (Laubacher et von Eller, 1966 ; Hollinger, 1970). Cette échelle, qui permet des corrélations relativement aisées avec les bassins voisins, a été confirmée par les travaux sédimentologiques plus récents (B. Carasco, 1987, pour Villé ; S. Ngos III, 1987, pour Saint-Dié) ; elle comprend de la base au sommet :

La Formation d'Albé

Strictement localisée dans le bassin de Villé, elle repose tantôt sur le socle, tantôt sur le Stéphanien A, basculé, par l'intermédiaire d'un conglomérat polygénique d'âge incertain. Elle est caractérisée par l'abondance des faciès silto-argileux gris à noirs et montre une évolution séquentielle globalement "positive". En effet, alors que la partie inférieure (0 à 60 m) est presque exclusivement composée de dépôts détritiques, d'abord purement fluviatiles puis fluvio-palustres (à minces veines de houille exploitées au début du 19e siècle), la partie supérieure (0 à près de 100 m) montre une alternance de shales riches en matière organique et de calcaires lacustres. La fin du comblement est marquée par l'extension généralisée des paléosols, plus ou moins dolomitiques, apparus très tôt vers l'Est.

La Formation de Triembach

Quelques niveaux de tufs volcaniques et de cinérites, suivis d'un conglomérat à galets de rhyolite, marquent la réactivation du bassin. La Formation de Triembach, qui peut atteindre une puissance de 70 m, déborde largement les limites de la précédente, principalement vers l'Ouest, en direction du "bassin" de Saint-Dié (région du Climont). Elle est principalement constituée d'arkoses grises, plus ou moins grossières et riches en bois silicifiés, déposées par des chenaux fluviatiles. Celles-ci passent progres-sivement, vers le haut, à des dépôts silteux, particulièrement développés sur la bordure est du bassin, là ou commencent déjà à apparaître les teintes rougeâtres qui seront caractéristiques du reste de la série permienne.

La Formation de Meisenbuckel

Les dépôts sédimentaires de cette unité, dont la puissance peut dépasser 70 m, se distinguent nettement par leur richesse en tufs pyroclastiques. Ils sont connus non seulement dans le Val de Villé, mais aussi sur toute la bordure méridionale du bassin jusqu'au Sud de Saint-Dié, ainsi que dans le bassin de la Plaine et du Nideck, où ils représentent la base de la couverture. L'abondance des quartz globuleux à bipyramidés est caractéristique, tout comme celle des fragments vitreux écrasés, entièrement altérés en matériel phylliteux. Les faciès épiclastiques (arkoses conglomératiques, siltites) sont toujours subordonnés.
Il faut également rapporter à la Formation de Meisenbuckel, de petits édifices volcaniques dispersés sur l'ensemble de la région, souvent en limite des aires de sédimentation (Brafosse, Remémont, Nompatelize), voire sur les massifs bordiers eux-mêmes (Haut de Servaumont, Senones). En général, l'activité a commencé par des éruptions rhyolitiques hypercacides, à dominante explosive, et s'est poursuivie par de petites coulées d'abord trachy-andésitiques, puis basaltiques. Certains de ces édifices sont restés très longtemps en relief au cours du Permien ; le Haut de Servaumont est encore actuellement le point culminant du massif de Ban-de-Sapt.

La Formation de Frapelle

D'après les seules données d'affleurement, sa puissance ne semblerait guère dépasser 80 mètres dans le bassin de Saint-Dié, et seulement une cinquantaine dans celui de la Plaine - Nideck. Cette formation, légèrement discordante sur la précédente, est essentiellement représentée par des arkoses grossières, qui peuvent passer de manière progressive, tant horizontalement que verticalement, à des siltites micacées. Leurs teintes, souvent encore grisâtres près de la base, passent systématiquement au brun-rouge vers la partie moyenne ; l'état de conservation des biotites, relativement abondantes, suggère une origine diagénétique pour cette rubéfaction.
La paléogéographie correspondante peut être reconstituée de manière relativement précise dans le bassin de Saint-Dié - Villé ; elle montre une nette dissymétrie entre marge sud et marge nord.
La bordure méridionale, en pente relativement douce, est caractérisée par l'étalement de grands cônes torrentiels (alluvial fans), dont le bassin versant devait s'étendre largement sur les Vosges moyennes (galets de migmatites et de granites). Au SE de Villé, le massif du Haut-Koenigsbourg, couronné par les grès du Trias, représente un tel cône ; mais le plus important est sans conteste celui qui, bien mis en relief par l'érosion différentielle, peut être suivi sur près de 15 km depuis le Col du Plafond (Bois de Henne-faîte: feuille Gérardmer) jusqu'aux abords de Saint-Dié. Le lithofaciès dominant est constitué par des brèches polygéniques stratifiées, déposées par des écoulements en nappe (sheet floods) ; çà et là s'y intercalent des corps lenticulaires larges de quelques mètres, à litage oblique fruste, correspondant à des écoulements chenalisés (stream flows) plus ou moins sinueux..
La bordure septenrionale, en revanche, présente les caractères d'un escarpement de faille, au pied duquel se sont accumulés des matériaux particulièrement grossiers, sous forme de talus d'éboulis très localisés.
L'axe du bassin, très proche de ces talus, est marqué par une étroite bande de dépôts gréso-conglomératiques à cachet franchement fluviatile, bordée de part et d'autre par des dépôts fins de plaine d'inondation. Le drainage longitudinal s'effectuait d'Est en Ouest, comme en témoigne l'abondance des galets ne pouvant provenir que de la série précambrienne de Villé et du Climont (quartzo-phyllades microplissées en chevrons, etc) jusqu'à Bréhimont au NW de Saint-Dié.
Au-delà devait exister une communication vers le Nord avec le bassin de la Plaine, où se retrouvent les mêmes arkoses, alors qu'aucun massif granitique ne peut être mis en évidence à proximité.

La Formation de Champenay

La répartition des aires de dépôt de cette formation est contrôlée par la dernière phase de structuration majeure. Celle-ci se manifeste par l'initiation du bassin de Champenay, entre les deux sillons préexistants, et par un nouvel épisode de volcanisme rhyolitique, très important mais étroitement localisé en bordure sud du bassin de la Plaine et du Nideck. Bien qu'une origine ignimbritique ait été proposée pour les produit de ce volcanisme, dont la puissance totale peut atteindre 150 mètres, un mode de mise en place sous forme d'un complexe d'extrusions du type dôme-coulée paraît plus vraisemblable.
La caractéristique principale de la Formation de Champenay réside en la présence systématique de grès clairs, feldspathiques, à débit en dalles, qui se distinguent de toutes les autres arénites permiennes par un bien meilleur classement et l'abondance des grains à forte sphéricité (Arrêt n° 5). Cette particularité implique une assez longue période de façonnement éolien. D'autre part, un ciment carbonaté commence à apparaître localement, en particulier dans les niveaux les plus élevés.
Dans le sillon méridional, les dépôts, qui marquent un net retrait par rapport à ceux de la formation précédente, sont maintenant localisés autour de Saint-Dié, où ils peuvent atteindre une puissance de l'ordre de 80 m. Les faciès fins, silteux, qui y prédominent largement, évoquent un environnement de dépôt de type lac temporaire (playa), au centre d'un petit bassin endoréique.
Le seuil de Ban-de-Sapt montre, sur une paléotopographie relativement accidentée, les témoins d'un système de drainage convergeant vers le Nord (région de Moussey) en direction du bassin de Champenay.
C'est dans ce dernier bassin que la formation présente son développement maximal (une centaine de mètres), principalement sous forme de faciès gréseux à litages obliques fortement pentés. Le problème du milieu de dépôt (éolien ou lacustre ?) des faisceaux géants, très spectaculaires, exposés dans les carrières de la région de Belval (versant lorrain) et de Champenay (versant alsacien) sera discuté à l'arrêt n° 5.
Des niveaux gréseux comparables existent également dans le bassin de la Plaine et du Nideck, où ils viennent se biseauter sur la bordure du massif rhyolitique. Les conditions d'affleurement y sont cependant nettement moins favorables.

La Formation de Saint-Dié

Largement transgressive par rapport aux formations sous-jacentes (F. de Frapelle ou F. de Champenay selon les endroits), cette unité peut atteindre une puissance supérieure à 120 m dans la région de Saint-Dié, et se retrouve dans tous les bassins. Il est impossible d'en connaître l'exacte extension initiale sur les Vosges moyennes en raison de l'érosion dont elle a été l'objet, dans ce secteur, avant le dépôt de la Formation de Senones. Vers le SW, elle est encore bien développée dans la région de Bruyères, et vers le SE, on en connaît quelques lambeaux jusqu'au Sud d'Orbey (feuille Gérardmer).
La Formation de Saint-Dié se distingue nettement par l'aspect très immature des arkoses brun-rouge qui la constituent : absence quasi-totale de structures sédi-mentaires, très mauvais classement et abondance de matrice silto-argileuse. De plus, cette dernière est souvent plus ou moins remplacée par un ciment dolomitique diffus, qui confère alors à la roche une teinte claire. Un enrichissement en galets anguleux, de taille croissante, est sensible à l'approche de chaque paléorelief (Arrêt n° 3). Tous ces caractères évoquent des dépôts de coulées plus ou moins boueuses (mud flows et debris flows), assez caractéristiques d'un climat semi-aride. Cependant la grande extension géographique de la formation, et la fréquence, assez étonnante, des éléments bien roulés dans les fractions sableuses et graveleuses, ne peuvent guère s'expliquer que par des phénomènes de remaniement, d'ampleur limitée, et un mélange avec des matériaux em-pruntés aux unités précédentes.
Des niveaux dolomitiques francs, atteignant parfois plusieurs mètres d'épaisseur (Arrêt n° 2), se rencontrent à différents niveaux ; ils renferment fréquemment des nodules de silice microcristalline (calcédoine ou cornaline). Deux d'entre eux sont remarquablement continus : le premier, près de la base de la formation, a été particulièrement suivi dans le "bassin" de Saint-Dié, car il y est minéralisé en fluorine (Lougnon, 1974) ; le second, qui constitue l'assise terminale, se retrouve dans tous les bassins. Souvent ils montrent des structures nodulaires sub-verticales, caractéristiques des croûtes (dolocrètes) d'origine pédologique ; il est cependant probable que le niveau inférieur résulte de la transformation d'un calcaire lacustre à palustre. Les lentilles dolomitiques, parfois puissantes (anciennes carrières souterraines de La Culotte), qui apparaissent cà et là à différents niveaux, ne montrent qu'une extension limitée ; l'absence de toute structure visible peut en rendre l'interprétation plus délicate.

La Formation de Senones

Antérieurement aux travaux cartographiques de J. Hollinger (1970), les Grès de Senones n'avaient jamais été clairement individualisés : inclus dans les Rotliegende, ils étaient donc considérés comme les derniers dépôts du Permien des Vosges.
Il est maintenant clairement démontré (Konrad, 1971) d'une part que cette formation correspond au Buntsandstein inférieur (Tigersandstein) tel qu'il a été défini en Forêt Noire, et d'autre part qu'il s'agit d'un équivalent latéral (proximal) des Grès d'Annweiler, bien représentés dans le Nord de l'Alsace et classiquement rapportés au même Buntsandstein inférieur (Perriaux, 1961). Cette dernière relation est restée longtemps insoupçonnée en raison de l'absence d'affleurement entre les deux régions, dans la zone d'ensellement structural correspondant au Col de Saverne.
La Formation de Senones révèle une paléogéographie très différente de celle qui a caractérisé les Rotliegende ; elle marque le début d'un nouveau cycle sédimentaire qui inaugure la troisième, et principale, phase de mise en place de la couverture gréseuse du massif vosgien. C'est pourquoi elle ne sera décrite qu'au chapitre suivant.
Ces considérations purement lithostratigraphiques ne préjugent en rien de l'âge des Grès de Senones et d'Annweiler. La présence, dans les environs d'Annweiler même, d'un niveau repère à ciment calcaire et coquilles marines, à la base de la formation, implique que cette dernière représente un équivalent latéral (continental) des dépôts marins à évaporitiques du Zechstein (Permien terminal = Thuringien). On sait en effet, par ailleurs, que c'est au début du Thuringien que les faciès marins ont atteint leur extension maximale vers le Sud du Bassin germanique.


B. SIGNIFICATION GÉODYNAMIQUE DES BASSINS PERMIENS


Aucun des bassins permiens des Vosges n'ayant encore fait l'objet d'une étude spécifiquement structurale, mettant notamment en œuvre les méthodes d'analyse micro-tectonique, leur évolution tectono-sédimentaire reste encore imparfaitement comprise.
Cette situation résulte également de l'insuffisance des données de sub-surface. En dehors du secteur de Villé, où la COGEMA a réalisé une quarantaine de forages carottés, seul le sondage de recherche de houille de Saint-Dié (1857-1862) apporte quelques éléments d'interprétation, malgré le caractère très sommaire de la coupe dont on dispose. Il montre un fait difficilement prévisible d'après les seules données d'affleurement : l'épaississement considérable de la série vers la bordure nord du bassin (plus de 500 m de dépôts permiens entre le socle et la Formation de Champenay).
Cependant, en l'état actuel des connaissances, le bassin de Saint-Dié et Villé apparaît déjà clairement comme un bassin sur décrochement (apparenté aux bassins de type pull-apart), et non pas comme un simple graben formé par pure distension. Une telle origine est révélée par les traits majeurs suivants:
¤ forme allongée, assez étroite, à forte dissymétrie,
¤ grande épaisseur du remplissage pour une faible superficie,
¤ déplacements longitudinaux des dépocentres,
¤ systèmes de drainage plus centripètes que longitudinaux,
¤ fréquence du volcanisme.

Les mouvements de cisaillement dextre, qui semblent à l'origine de la structuration du bassin de Saint-Dié, s'intègrent bien dans le cadre d'une vaste zone transformante dextre entre plaque euraméricaine (Laurussia) et plaque africaine (Gondwana) envisagée par F. Arthaud et Ph. Matte (1977). C'est elle qui aurait permis la formation simultanée des chaînes de l'Oural d'une part et Appalaches méridionales - Mauritanides d'autre part, achevant ainsi la constitution de la Pangée.
En revanche, l'initiation du bassin de Champenay, sur un relais de failles, et la mise en place des rhyolites principales du bassin de la Plaine-Nideck, paraissent mieux s'accorder avec des mouvements de cisaillement senestre, qu'il est beaucoup plus difficile d'intégrer dans un contexte géodynamique global.

III. LE DÉBUT DE L'HISTOIRE ALPINE

L'effacement des reliefs locaux, par le jeu simultané de leur érosion et du comblement des dépressions voisines, s'est pratiquement achevé avec les derniers dépôts de la Formation de Saint-Dié, pour aboutir à la formation d'une véritable pédiplaine. Seule subsistait alors, à l'emplacement de la partie méridionale des futures Vosges, une zone légèrement plus élevée, appartenant à un long seuil qui s'abaissait, en pente très douce et régulière, depuis le Morvan jusqu'en Forêt Noire : l'Eperon bourguignon (Courel et al., 1973).
La reprise de la sédimentation détritique, dès le Permien supérieur mais surtout au Trias, traduit de profonds changements dans la paléogéographie de l'Europe occidentale. C'est tout d'abord la formation d'un grand bassin germanique, centré sur l'Allemagne du Nord et la Pologne. C'est ensuite le soulèvement d'un vaste bombement celtibérique, intéressant notamment le Sud des Iles britanniques, le Massif armoricain et le NW de la Péninsule ibérique (alors très proches) ; il annonce probablement l'effondrement, un peu plus à l'Ouest, du rift correspondant au stade initial d'ouverture de l'Atlantique Nord. C'est cette configuration qui va permettre l'installation, dans le Nord-Est de la France, d'un système fluviatile de grande ampleur, orienté vers le NE. La sédimentation étant insuffisamment compensée par la subsidence, les écoulements, d'abord localisés dans le "Synclinal de Sarreguemines" (entre Vosges et Bloc rhénan), balayeront un secteur de plus en plus large au cours du Trias inférieur, ensevelissant ainsi progressivement la totalité du domaine vosgien sous une épaisse couverture gréseuse qui constitue le Buntsandstein.

Le Buntsandstein inférieur

Les Grès de Senones, et leur équivalent aval : Grès d'Annweiler, se distinguent des arkoses de Saint-Dié, sous-jacentes, par un meilleur classement et des litages plus apparents. Ils se différencient des Grès vosgiens, surincombants, par l'abondance des feldspaths et le caractère anguleux des grains sableux. Les niveaux les plus grossiers, parfois à tendance conglomératique, sont particulièrement caractéristiques par leur aspect caverneux et l'abondance des taches noires ferro-manganiques. Bien que les teintes rougeâtres dominent largement, la fréquence des halos de décoloration (gris-violacé à jaunâtre), en disposition plus ou moins stratiforme, est également typique (Arrêt n° 6).
Le Buntsandstein inférieur des Vosges semble résulter principalement du remaniement de dépôts permiens localisés à l'Ouest du bassin. En net retrait par rapport à la Formation de Saint-Dié sur les affleurements les plus occidentaux (environs de Bruyères), il s'étale au contraire largement vers le SE, jusque dans la région de Colmar (Les Trois-Epis), en ennoyant les derniers reliefs résiduels localisés sur le seuil de Raon-l'Etape à Schirmeck et le massif du Champ du Feu.

Le Buntsandstein moyen

Son mince Conglomérat inférieur marque l'arrivée de matériaux issus de zones nourricières beaucoup plus lointaines. Alors que l'origine des galets ne peut guère être recherchée que dans le Massif armoricain (lydiennes à rares graptolites siluriens, quartzites ordoviciens et dévoniens), la fraction sableuse pourrait provenir en grande partie du socle granitique du Massif central septentrional.
C'est dans ce conglomérat que se rencontrent, d'autre part, les premiers indices du climat franchement aride, qui persistera, sur l'aire de sédimentation, tout au long de l'accumulation du Buntsandstein moyen : galets éolisés à facettes (Fig. 2) et grains sableux très arrondis.

Le Grès vosgien

Cette unité constitue la masse principale. Sa puissance dépasse 300 m au Nord du Col de Saverne et atteint encore près de 200 m dans la région de Saint-Dié ; vers le Sud il s'étale jusqu'aux environs de Remiremont. Il peut apparaître sous deux faciès majeurs, dont l'importance relative varie progressivement du Sud vers le Nord des Vosges :
¤ Les dépots de chenaux, de teinte rose assez uniforme et bien cimentés (auréoles de nourrissage autour des grains de quartz), prédominent largement sur toute la hauteur de la formation dans le domaine méridional, mais seulement au niveau de la moitié inférieure à partir de la région de Saverne. Il se présentent sous forme de bancs très épais, à base érosive, constitués principalement de faisceaux à litage oblique où dominent les types arqués de grande taille. Quelques minces lentilles argileuses rouge sombre, de faible extension latérale, s'y intercalent de place en place ; mais ces dépôts de flaques ont généralement été démantelés par dessiccation et remaniement, et ils se retrouvent plutôt sous forme de galets intraformationnels polyédriques.
¤ Les dépôts de plaine inondable (ou inter-chenaux) sont généralement masqués par les éboulis du faciès précédent ; ils ne peuvent guère être bien observés que dans les Vosges gréseuses septentrionales, où ils sont particulièrement développés, surtout vers le tiers supérieur de la formation ("Couches de Karlstal"). Essentiellement gréseux également (ce qui est étonnant dans un tel paléoenvironnement !), ils se distinguent par leur disposition en bancs minces, où dominent les litages horizontaux, et par leur faible degré de cimentation. Bien qu'ils résultent en grande partie du débordement des chenaux, lors des crues, les dépôts d'origine éolienne y représentent une part non négligeable, comme en témoignent les racines de grandes dunes récemment mises en évidence (Raon l'Etape: Arrêt n°1, et Reipertswiller: au Nord de Saverne).
Le Grès vosgien permet donc de reconstituer un paysage de large plaine alluviale dépourvue de végétation, et donc essentiellement soumise aux caprices des vents, parcourue par des chenaux en tresse (braided channels). Les chenaux de ce type se caractérisent par une grande largeur par rapport à leur profondeur, leur division à l'étiage en nombreux bras séparant des îles temporaires, et leur propension à des divagations fréquentes et désordonnées.



Le Conglomérat principal

Cette unité sommitale, également connue sous le nom de Poudingue de Sainte-Odile, finit par recouvrir pratiquement toute la région vosgienne, en débordant largement du bassin par-dessus les faibles reliefs de l'Eperon bourguignon. Ses conditions de dépôt ne semblent guère différentes de celles qui ont été invoquées à propos du Grès vosgien, sous son faciès de chenaux. Le passage relativement progressif de l'un à l'autre pourra d'ailleurs être observé au Haut-Barr (Arrêt n° 7).

Une telle situation, en sommet de mégaséquence, peut déjà paraître assez paradoxale. D'autre part, malgré sa puissance assez modeste (_ 20 mètres), ce conglomérat est, de loin, le plus important d'Europe par son extension horizontale. Quant aux galets, exclusivement siliceux (quartz, quartzites et lydiennes), ils montrent une usure exceptionnellement élevée pour un dépôt fluviatile. Cet ensemble de caractères insolites ne peut être expliqué, pour l'instant, qu'en faisant appel à une très longue période de stabilité tectonique, qui aurait permis au stock limité de matériaux, disponible au niveau des zones nourricières, de subir une ségrégation granulométrique entre phase sableuse (mobilisable à chaque crue) et phase grossière (déplacée plus occasionnellement) tout au long de sa longue progradation vers l'Allemagne (Durand, 1978).

La Zone-limite violette (Perriaux, 1961) correspond à un niveau d'altération du sommet, parfois gréseux, du Conglomérat principal ; dans les Vosges méridionales elle peut, au-delà de l'extension de ce dernier, affecter très localement le socle hercynien. Pratiquement ininterrompue sur les bordures nord et sud du bassin, elle apparaît discontinue dans toute la partie centrale. Si certaines "lacunes" observées peuvent être bien interprétées comme d'origine primaire, d'autres correspondent clairement en revanche à une érosion.
Il s'agit plus précisément d'un complexe de paléosols, riche en niveaux de dolocrètes et silcrètes (Durand et Meyer, 1982). La Zone-limite violette traduit ainsi une période de rémission prolongée de la sédimentation, sans doute consécutive à l'épuisement des apports. D'autre part, ses caractéristiques sédimentologiques impliquent l'installation, dès cette époque, du climat semi-aride qui régnera sur la région pendant tout le dépôt du Buntsandstein supérieur.
Les différentes nuances de teintes violettes, caractéristiques de ce niveau (comme de nombreux paléosols de tout âge) dépendent exclusivement de la granulométrie du pigment hématitique. Les particules d'oxyde ferrique de la fraction argileuse confèrent à la roche une dominante rouge, alors que les grains de taille supérieure sont responsables d'une dominante gris-bleuté à bleu lavande.

Le Buntsandstein supérieur

Cette dernière grande séquence fluviatile, dont la puissance est relativement uniforme (80 m en moyenne), succède à une phase de réactivation épéirogénique du domaine nourricier occidental. Ceci se traduit par l'arrivée de matériaux sableux, riches en felsdpaths et en quartz anguleux, nettement moins matures que les précédents.
Des mouvements synchrones plus ou moins importants ont également laissé des traces sur une grande partie du bassin germanique, principalement sous forme d'une discordance cartographique connue sous le nom de Discordance H (de Hardegsen, en Allemagne centrale). On peut lui rapporter les phénomènes d'érosion de la Zone-limite violette et même du Conglomérat principal, qui peuvent être observés à proximité de la frontière allemande, de Saint-Avold à Bitche.

Si l'histoire du Buntsandstein supérieur (fluviatile) est nettement distincte de celle du Buntsandstein moyen (également fluviatile), elle est en revanche indissociable de celle du Muschelkalk inférieur (marin). En effet, depuis le SW du massif vosgien ac-tuel (région de Darney-Epinal), on peut suivre le passage latéral des faciès continen-taux aux faciès marins, tant vers le NE (Lorraine, Alsace, puis Kraichgau au-delà du Rhin) que vers le SE (Franche-Comté) : Fig. 3. Il en résulte que la limite supérieure du Buntsandstein n'a pas partout le même âge ; elle est diachrone (Gall et al., 1977).
La limite, lithostratigraphique, entre Buntsandstein et Muschelkalk ne peut donc coïncider avec la limite, chronostratigraphique, entre Trias inférieur et Trias moyen , tout comme le limite entre Rotliegende et Buntsandstein ne coïncidait pas avec la limite Permien - Trias.



La séquence Buntsandstein supérieur - Muschelkalk inférieur, globalement granodécroissante, montre une évolution très différente de celle du Buntsandstein moyen. Elle comprend, de la base au sommet, les trois formations suivantes : Couches intermédiaires, Grès à Voltzia et Grès coquillier.

Les Couches intermédiaires

Cette formation, essentiellement gréseuse, montre une dérive verticale grano- et strato-décroissante, trop rapide pour ne traduire qu'un simple effacement des reliefs nourriciers sous l'effet de l'érosion. Il n'est pas trop hasardé d'y voir l'influence d'une remontée du niveau de base, qui serait la première manifestation de l'avancée de la mer du Muschelkalk.
La grande continuité latérale des unités de dépôt montre que le nouveau système fluviatile devait se composer de chenaux simples plutôt que de chenaux en tresse. La préservation de dépôts de débordement, minces mais très étendus, parfois affectés par la pédogenèse (petites "zones violettes"), indique que que ces chenaux pouvaient se déplacer latéralement, non seulement par migration progressive, mais aussi par brusque change-ment de cours (avulsion).

¤ Les Couches intermédiaires inférieures présentent des caractères pétro-graphiques et sédimentologiques qui rappellent assez curieusement les Grès de Senones: teintes rouge-brun à lie-de-vin, grains anguleux, abondance des feldspaths, taches noires, etc. Les faisceaux à litage oblique de type tabulaire, largements prédominants, évoquent les barres transversales alternantes de certains chenaux peu sinueux, larges et peu profonds, comme ceux du cours inférieur de la Loire actuelle.

¤ Les Couches intermédiaires supérieures n'affleurent que très rarement. Les bancs, plus minces, sont souvent hétérolithiques (alternance de lits sableux plus ou moins grossiers avec des lits silteux ou argileux). Une telle structure est assez caractéristique des barres de méandres (point bars). Cette unité est en effet la seule, de tout le Buntsandstein des Vosges, qui révèle des dépôts de chenaux à forte sinuosité indiscutables. Il faut d'autre part remarquer que certains niveaux annoncent déjà le Grès à Voltzia, par la finesse du grain et/ou par la présence de débris végétaux.

Le Grès à Voltzia

C'est dans cette ultime formation rapportée au Buntsandstein qu'apparaissent, en relative abondance, les vestiges d'une faune et d'une flore bien diversifiées, étudiées respectivement par J.C. Gall (1971) et L. Grauvogel-Stamm (1978). Ces éléments paléontologique permettent de la dater déjà de l'Anisien (début du Trias moyen), inférieur à moyen selon les régions.
En ce qui concerne l'évolution paléogéographique, le Grès à Voltzia marque le passage d'une plaine alluviale à un paysage fluvio-marin particulier, résultant de l'inondation progressive du système fluviatile sans interposition de dépôts progradants typiquement deltaïques. Ce passage se traduit par la superposition de deux unités dont la limite est souvent imprécise et fluctuante.

¤ Le Grès à meules, à la base, est disposé en gros bancs (souvent épais de plusieurs mètres) séparés par des niveaux argileux lenticulaires. Les teintes sont généralement assez pâles: rose, gris-verdâtre, jaunâtre. Le grain est remarquablement fin et constant (_ 200 µm), et les micas sont assez abondants.
Le faciès "grès à meules" correspond au stade précoce de l'évolution, marqué par le remaniement des matériaux antérieurement stockés entre les chenaux, sans doute sous forme de dunes éoliennes. L'analyse sédimentologique permet de reconstituer de pro-fonds chenaux à faible sinuosité, où s'accumulaient des dunes hydrauliques formant de grands bancs sableux (Arrêt n° 8). Ces chenaux migraient latéralement vers le Sud de manière relativement continue, avant de revenir brutalement vers l'axe du bassin.
Dans le Nord des Vosges, la plupart des organismes sont terrestres ou dulca-quicoles ; mais dans le Sud quelques vastes branches du réseau fluviatile, dont l'alimentation à été un temps interrompue, sont déjà colonisées par des organismes marins, parfois franchement sténohalins (célèbre gisement de Ruaux près de Plombières).

¤ Le Grès argileux, caractérisé par des teintes plus soutenues, à dominante lie-de-vin, correspond plutôt en fait à une alternance de petits bancs gréseux et de niveaux silto-argileux, qui présentent de nombreux traits communs avec les dépôts de plaine d'inondation classiques. On y rencontre fréquemment, d'autre part, de minces intercalations de grès bruns, à coquilles marines. Les chenaux dont proviennent les matériaux, très localisés, sont rarement observables (voir Arrêt n° 8).
Cette unité correspond au stade où la pente est devenue pratiquement nulle. Entre les chenaux, incapables de creuser leur lit (même latéralement) en dehors des périodes de grandes crues, la nappe phréatique affleure maintenant dans de vastes étangs saumâtres, tantôt partiellement comblés par destruction des levées lors des crues, tantôt mis en connexion directe avec la mer à l'occasion de tempêtes.

Le Grès coquillier

Base conventionnelle du Muschelkalk, cette formation est marquée par la disparition, assez brutale, des faciès franchement rubéfiés. A la base prédominent généralement des bancs gréseux, à ciment dolomitique, à la surface desquels apparaissent souvent des rides de courant, des rides de vagues et des terriers de type Rhizocorallium. Plus haut, ces bancs gréseux, qui alternent avec des couches argileuses bris-bleuté, tendent à devenir moins fréquents, plus minces et plus discontinus.
Ce faciès représente le stade ultime de la sédimentation sableuse, où les dépôts antérieurs sont remodelés par les vagues, et où les argiles apportées par les estuaires sont distribuées au gré des courants marins sur de grandes vasières littorales.
Au fur et à mesure de la lente transgression de la mer, les trois environments représentés par le Grès à meules, le Grès argileux et le Grès coquillier, qui s'enchaînent dans l'espace, vont se déplacer vers l'amont de la plaine alluviale, entraînant la superposition des faciès correspondants (Fig. 4). Cette évolution se poursuivra jusqu'à ce qu'un épisode climatique plus aride vienne interrompre les apports fluviatiles, au début de l'Anisien supérieur (dépôts argilo-évaporitiques du Muschekalk moyen)
Dans la zone la plus proche de l'arrivée des matériaux détritiques (SW du massif vosgien actuel, à partir de la région d'Epinal), le dépôt du Grès à Voltzia se maintiendra jusqu'à cette époque : les faciès franchement marins caractéristiques du Muschelkalk inférieur y sont en effet inconnus.



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Auteur : Roger CHALOT
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