Excursion d 7, 8 0 9 juin 2007 - Hypotheses.org · froids : entre 65 et 95 jours de gel par an sur...

A.F.E.Q.

Association Française pour l’Étude du Quaternaire

LORRAINE

LUXEMBOURG

RHÉNANIE-PALATINAT

SARRE

LIVRET-GUIDEOrganisation : S. Cordier, D. Harmand, S. Occhietti

Excursion des 7, 8 et 9 juin 2007

Centre d’Études et de Recherche sur les Paysages, Département de Géographie, Université Nancy 2

LORRAINE

LUXEMBOURG

RHÉNANIE-PALATINAT

SARRE

Vallées de la Moselle, de la Sarre et de la Meurthe

Vosges : piémont et témoins glaciaires

LIVRET-GUIDEOrganisation : S. Cordier, D. Harmand, S. Occhietti

Excursion des 7, 8 et 9 juin 2007

Centre d’Études et de Recherche sur les Paysages Département de Géographie

Université Nancy 2

Cliché couverture : Laurent WahlFace nord du Hohneck, vue de la Martinswand (avril 2006)

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Remerciements

Nous remercions pour leur contribution à la réalisation de ce guide :

Auteurs, co-auteurs et intervenants :

Monique Beiner [email protected] Laurent Brou [email protected]éphane Cordier [email protected] Durand [email protected] Jean Claude Flageollet [email protected] Harmand [email protected] Maxime Hayotte [email protected] Kulinicz [email protected] Le Roux [email protected] Loehnertz [email protected]ît Losson [email protected] Naton [email protected] Serge Occhietti [email protected] Xavier Rochel [email protected] Serrat [email protected] Wahl [email protected] Anne Véronique Walter [email protected] Bruno Winckel [email protected]

avec la participation de Pierre-Jean Fauvel

Coordination :

Serge OCCHIETTI

PAO : CERPA (Centre d’Études et de Recherche sur les Paysages)

Dominique BRION

Nicolas PREVOT

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Sommaire

Avant propos (page 5)

Programme de l’excursion (page 6)

Introduction générale à la Lorraine, le Massif schisteux et les Vosges (page 8)(Lorraine, Luxembourg, Rhénanie-Palatinat et Sarre)

Figures de synthèse sur la Lorraine (page 11)

Articles de synthèse sur la Lorraine (page 25)

Première journée (page 95) : arrêts dans la vallée de la Moselle, au Luxembourg (Remerchen) et en Rhénanie-Palatinat, (Thörnich-Hochrech, Piesport, Oberheide et Paulskirche).

Deuxième journée (page 167) : arrêts dans la vallée de la Prims (Diefflen), visite du site archéologi-que de Bliesbruck-Reinheim, gravière dans les alluvions anciennes au nord-ouest des Vosges (Tanconville) et sur une terrasse de la vallée de la Meurthe (Vathiménil), à Diefflen, Bliesbruck, Saint Georges, Tancon-ville et Vathiménil

Troisième journée (page 229) : arrêts dans les Vosges (processus de versant, névés temporaires et couloirs d’avalanche, tourbière et empreinte glaciaire), au Valtin, au Hohneck, à Longemer et Gérardmer, au Pré J’Espère et à Noirgueux

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Avant-propos

L’excursion 2007 de l’A.F.E.Q. est l’occasion de présenter le remarquable renouveau effectué en Lorrai-ne et dans les régions voisines sur la connaissance du Quaternaire depuis une douzaine d’années. En 1995 se tenait en effet à Nancy un Colloque sur la capture de la Moselle et le centenaire de la publication de cette découverte par W.M. Davis. Les douze dernières années auront fait progresser les recherches plus que les cent précédentes, au moins dans les domaines de l’environnement fluviatile et de la chronostratigraphie !

D’un point de vue quaternariste, la Lorraine présente deux points forts, qui sont les glaciations vos-giennes, mises en évidence par Henri Hogard dès 1840, et la présence de nappes alluviales quaternaires dans les grandes vallées s’écoulant vers le nord, échappant à l’attraction du Bassin de Paris, avec de fortes évidences de captures, déjà comprises par Vauban ! Comme sur l’ensemble de la France, la seconde moitié du XIXème siècle y a vu aussi naître un grand intérêt pour la paléontologie du Quaternaire et la Préhistoire, principalement illustrées par la fouille des grottes et autres cavités.

Aujourd’hui, c’est quasiment la totalité du réseau hydrographique lorrain qui est explorée. Comme on peut le constater dans ce Livret-guide de l’excursion, de nouveaux et considérables travaux ont été effectués sur la Marne, la Saulx, l’Ornain, la Meuse, dans un secteur où les études karstiques ont véritablement pris une dimension scientifique de haut niveau. La Moselle, jusque là clef de voûte des recherches en Lorraine, a vu les nouvelles méthodes renouveler les connaissances, non seulement sur la capture, mais aussi à l’amont et à l’aval, avec des liaisons de plus en plus précises vers les Vosges et vers le Rhin. La Meurthe, bien délais-sée au regard de l’axe majeur de la Lorraine, n’est pas demeurée en reste, démontrant toute son importance dans la mise en place des nappes alluviales anté-capture à l’aval de Nancy. Les datations isotopiques et par OSL se sont multipliées, autorisant aujourd’hui les corrélations à grande distance et permettant de relier les événements observés en Lorraine à ceux déjà bien connus de la Meuse et du Rhin en Belgique, aux Pays-Bas et en Allemagne.

De même le glaciaire vosgien n’a pas cessé d’alimenter les curiosités scientifiques et une synthèse des connaissances actuelles, remarquablement documentée, a été récemment proposée. On en trouvera aussi un aperçu dans le programme de la 3ème journéede ce Livret.

Il faut déplorer que le volet Préhistoire n’ait dans le même temps guère progressé, suite à la disparition prématurée d’éminents chercheurs paléolithiciens, difficilement remplaçables. Les découvertes en Lorraine concernent aujourd’hui davantage les temps protohistoriques, mais le lien entre archéologues du Paléolithi-que et quaternaristes devrait s’établir à nouveau sur des programmes en cours d’établissement.

En revanche, trois directions nouvelles de grand intérêt se sont déjà fait jour : l’étude du bassin interna-tional de la Sarre, jusqu’ici très délaissé en France ; l’étude des dépôts du Quaternaire inférieur sur le pié-mont nord-occidental des Vosges, relatifs aux glaciations anciennes, sur lesquelles on sait encore bien peu de choses ; à l’autre extrémité de l’échelle chronologique, l’étude des dépôts de versant post-glaciaires dans les Hautes Vosges, parfois spectaculaires, mais menacés de disparition rapide. De nouvelles collaborations

se nouent et, avec la jeunesse des participants, c’est bon signe !

André Weisrock

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PROGRAMME

Jeudi 7 juin 2007

Terrasses de la vallée de la Moselle, au Luxembourg et dans le Massif Schisteux Rhénan : Brou Laurent, Cordier Stéphane, Naton Henri-Georges, Löhnertz Werner

Départ de l’Université Nancy 2 à 8h

- Les terrasses alluviales de la vallée française de la moyenne Moselle : commentaires dans le bus.

- Arrêt 1 : Remerschen (Luxembourg) : basse terrasse, dépôts de versants et archéologie.

Schweich : (pause déjeuner)

- Arrêt 2 : Thörnich-Hochrech : Coupe dans les alluvions de la moyenne terrasse M3 (+ 25 m).

Analyse sédimentologique et reconstitution chronostratigraphique.

- Arrêt 3 : Piesport : point de vue sur le méandre de Piesport, les terrasses principales.

- Arrêt 4 : Piesport-Oberheide : coupe dans les alluvions de la terrasse principale (+ 155 m).

- Arrêt 5 : Paulskirche : point de vue sur les méandres abandonnés de la Moselle à l’Ouest

de Bernkastel.

En soirée, repas et hébergement à l’hôtel-restaurant : Igeler Saüle à Igel

Vendredi 8 juin 2007

Vallée de la Sarre, paysage et épandages anciens à la périphérie nord-ouest des Vosges et terrasses de la Meurthe : Cordier Stéphane, Harmand Dominique, Kulinicz Emmanuelle, Occhietti Serge, Serrat Pierre

Départ de l’hôtel à 8h

- Les méandres recoupés de la vallée inférieure de la Sarre : commentaires dans le bus.

- Arrêt 1 : Diefflen : coupe dans une terrasse alluviale de la Prims, affluent de la Sarre.

- Arret 2 : Bliesbruck-Reinheim : (pause déjeuner) site archéologique et vicus gallo-romain.

- Arret 3 : Saint-Georges : panorama du piémont des Vosges du Nord (versant lorrain) et du massif

du Donon.

- Arret 4 : Tanconville : coupe dans les alluvions anciennes des cônes de piémont et hypothèses

de mise place.

- Arret 5 : Vathiménil : coupe dans la moyenne terrasse Me4 (+30 m) de la Meurthe.

Arrivée en début de soirée à Saint-Dié-des-Vosges. Hébergement à l’hôtel Ibis, A.G. de l’AFEQ vers 21h, salle de réunion

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Samedi 9 juin 2007

Vosges, processus de versant, névés temporaires et couloirs d’avalanche, tourbière et empreinte gla-ciaire : Flageollet Jean-Claude, Harmand Dominique, Hayotte Maxime, Le Roux Jacques, Occhietti Serge, Rochel Xavier, Wahl Laurent et Walter-Simonnet Anne-Véronique

Départ de Saint-Dié-des-Vosges à 8h

- Arret 1 : Le Valtin : les tabliers d’éboulis de la haute vallée de la Meurthe.

- Arrêt 2 : Le Hohneck : niches de névés temporaires et couloirs d’avalanche. Végétation. Mise au point sur le soulèvement du Massif vosgien au Tertiaire et au Quaternaire.

- Arrêt 3 : Faignes-sous-Vologne, près de Longemer : tourbière et végétation depuis le Dryas récent

- Arrêt 4 : Lac de Gérardmer, morphologie glaciaire de la vallée de la Cleurie.

Le Tholy (Rain Brice) : pause déjeuner

- Arrêt 5 : vallée de la Cleurie (Beillard) : Le Pré J’Espère : moraine composite de la dernière

glaciation.

- Arrêt 6 : Noirgueux : moraine terminale du glacier de la Moselle.

Fin de l’excursion à 16h et retour à Nancy-Gare à 17h30

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Introduction

INTRODUCTION AU CADRE NATUREL DE LA LORRAINE ET DE LA

RÉGION LORRAINE, LUXEMBOURG, RHÉNANIE-PALATINAT, SARRE

Géologie et relief morphostructural (Jacques Le Roux)

La partie orientale du bassin de Paris est entourée pratiquement sur toute sa périphérie par des massifs anciens. Du Nord au Sud : Ardenne (du Silurien au Carbonifère), Eifel et Hunsrück (Dévonien, essentiel-lement schisto-Quartzitique), bassin de Sarre-Nahe (Permo-Carbonifère), Vosges (essentiellement plutoni-ques et métamorphiques) et enfin Morvan, au delà du Seuil morvano-vosgien.

Les auréoles concentriques des affleurements secondaires du bassin sont accidentées de deux digitations bien marquées correspondant à deux ondulations synclinales de grand rayon de courbure : le synclinal du Luxembourg au nord et le synclinal de Sarreguemines au sud, séparés par un anticlinal au cœur duquel se placent le Hunsrück et le bassin de Sarre-Nahe. Les assises secondaires alternativement dures et tendres dessinent un feston de reliefs dissymétriques qui soulignent les structures et donnent aux paysages ce cachet très particulier de relief de côtes.

La descente de la vallée de la Moselle permettra de longer la côte du même nom, une des plus importante de Lorraine, puis de pénétrer dans le Massif du Hunsrück dont la résistance à l’érosion explique le tracé à méandres encaissés spectaculaire de la Moselle et de la Sarre. La remontée de cette dernière sera l’occa-sion de retrouver le relief des côtes développées dans le Trias autour du bassin de Sarre-Nahe, puis dans le synclinal de Sarreguemines, jusqu’à l’arrivée au pied du Massif vosgien, très nettement circonscrit dans le paysage par une augmentation rapide des altitudes. Enfin, l’incursion au cœur des Vosges nous fera appré-cier le travail considérable de l’érosion fluviatile et glaciaire, très sensibles aux variations de lithologie de ce massif, racines exhumées et complexes de la chaîne hercynienne.

Climat (Laurent Wahl)

Le climat de la Lorraine appartient à la zone tempérée. Il s’agit d’un climat océanique dégradé à nuan-ces continentales. Les températures moyennes annuelles sont de l’ordre de + 9 à + 10°C sur l’ensemble du plateau lorrain et seulement de + 4°C à + 5°C vers 1200 mètres sur les Vosges. L’insolation annuelle est comprise entre 1600 et 1800 heures entre le Nord et le Sud de la Lorraine. Les hivers sont relativement froids : entre 65 et 95 jours de gel par an sur le plateau et jusqu’à 150 sur les plus hauts sommets vosgiens. Les étés sont modérément chauds avec en moyenne 30 à 50 jours de chaleur par an. Les totaux pluviomé-triques annuels s’échelonnent entre 750 mm le long du sillon de la Moselle et jusqu’à 2400 mm au Ballon d’Alsace. Des conditions topoclimatiques favorables permettent de cultiver la vigne (région de Toul). Les précipitations sont équitablement réparties au cours de l’année avec des moyennes d’enneigement de 25 à 30 jours par an sur le plateau et jusqu’à 70 jours sur les plus hautes crêtes vosgiennes. L’enneigement peut perdurer de la mi-novembre à la mi-avril au-dessus de 1200 mètres. La Lorraine est une région relative-ment ventée, avec en moyenne plus de 40 jours où le vent dépasse le seuil des 57 km/h. Ces vents de secteur W à SW engendrent la formation de névés temporaires sur les versants orientaux.

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Introduction

Végétation (Xavier Rochel)

La Lorraine est une des régions de France les plus boisées, avec un taux de boisement de 36 % (48% pour le département des Vosges). En réalité, la végétation potentielle est forestière sur la quasi-totalité du territoire régional. Dans ce cadre très anthropisé, soumis à la présence constante de l’homme et à des siècles d’activités forestières intensives, la végétation lorraine peut être divisée en deux grands ensembles distincts. A basse altitude, elle est ryhtmée par l’alternance entre plateaux calcaires et dépressions argilo-marneuses ; la hêtraie-chênaie domine l’essentiel des paysages forestiers. Quelques stations sont occupées par des formations végétales plus rares, pelouses calcaires, mares salées, marais alcalins ou forêts alluviales. Au dessus de 450 m, les forêts du massif vosgien présentent un visage bien différent. La hêtraie-sapinière, em-blématique du massif, est loin d’être uniforme. Elle n’est en réalité qu’un aspect de l’étagement complexe

qui, des hêtraies submontagnardes aux hautes chaumes, se dessine sur ce versant lorrain des Vosges.

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Introduction

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Figures de synthèse

Cartes et figures de synthèse sur la Lorraine

1 - carte géologique et géomorphologique

2 - carte structurale de la Lorraine

3 - carte du relief de côte en Lorraine

4 - carte des réorganisations de drainage

5 - carte de synthèse des alluvions anté- et post-capture de l’Est du bassin de Paris

6 - corrélations entre les dispositifs alluviaux des vallées de l’Est du bassin de Paris et du Massif schisteux rhénan

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Introduction

1 - Carte géologique et géomorphologique

Jacques Le Roux

Voir article de synthèse n° 1

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Figures de synthèse n° 1

traces des coupesgéologiques

BM

CNB

Bâle

Lunéville

Pont-à-Mousson

Bornede fer

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4

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7 : Côte de Champagne (Crétacé supérieur)6 : Côte des Bars (Tithonien)5 : Côte de Meuse (Oxfordien)4 : Côte de Moselle (Dogger calcaire :

de Aalénien à Callovien inférieur)

A : Aalen B : Bouxwiller BU : Bad UrachC : Colmar F : Freiburg H : HolzmadenM : Morsbronn-l-B. N : Nördlingen NB : Neuf-BrisachW : Waldshut

Carte géomorphologique de l'Alsace-Lorraine et régions limitrophes

d'après H. Cloos (1955)et B. Haguenauer (1987)modifié et complété.

Tertiaire et Quaternaire

volcanismetertiaire et quaternaire

Crétacé supérieur

Crétacé inférieur

Jurassique

Trias

Permien

Carbonifère

Dévonien

Cambro-Silurien

socle magmatiqueet métamorphique

Danube

Heilbronn

Neckar

Stuttgart

Ulm

A

BU

F

H N

WPfalz : Palatinat Schwarzwald : Forêt-Noire

3 : Côte infraliasique (Hettangien-Sinémurien)2 : Côte de Lorraine (Muschelkalk supérieur)1 : Côte du Buntsandstein

Jacques Le Roux, 2007

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Introduction

2 - Carte structurale de la Lorraine

Jacques Le Roux

Voir article de synthèse n° 1

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3

1

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4

5

5

S. de Sarreguemines3

: anticlinaux1 A. de Pont- à-Mousson

: synclinaux 2

4 S. de Savonnières

S. du Luxembourg

5 Voussure de la Vôge

LONGWY

METZ

SARREGUEMINES

BAR-LE-DUC

NANCY

VITTEL

LANGRES

MULHOUSE

LONGWY

METZ

SARREGUEMINES

BAR-LE-DUC

NANCY

VITTEL

LANGRES

MULHOUSE

ST

CIREY-SUR-VEZOUZE

SARREBOURG

SARRE-UNION

BITCHE

SARREGUEMINES

FORBACHWALSCHBROON

PLOMBIÈRES-LES-BAINS

LUXEUIL-LES-BAINSFAYL-BILLOT

AIGNAY-LE-DUCMONTBARD

IS-SUR-TILLE

STE-SEINE-L'ABBAYE

DIJON

SEMUR-EN-AUXOIS

LES

VITTEL

MONTHUREUX-SUR-SÂONE

BOURMONT

CHAUMONT

NOGENT-EN-BASSIGNY

CHÂTEAU-VILLAIN

BAR-SUR-SEINE

RICEYS

CHÂTILLON-SUR-SEINE

LANGRES

BOURBONNE-LES-BAINS

JUSSEY

RECEY-SUR-OURCE

DOULEVANT-LE-CHÂTEAU

BAR-SUR-AUBE

DOULAINCOURT

NEUFCHÂTEAU

CHÂTENOIS MIRECOURT

ÉPINAL

STDIZIER

WASSY

JOINVILLE

GONDRECOURT

RAMBERVILLERS

VEZELISE

BAYON

LUNÉVILLE

NANCYPARROY

VAUBECOURT

STE MENEHOULD

VIGNEULLES-l-H

REVIGNY-SUR-ORNAIN

MIHIEL

BAR-LE-DUCCOMMERCY

TOUL

PONT-À-MOUSSON

NOMENY

CHÂTEAU-SALINS

CHAMBLEY

MONTHOIS

BRIEY

UCKANGE

VOUZIERS

STENAYLONGUYON

VERDUN

ÉTAIN

CLERMONT-EN-ARGONNE

VARENNES

METZST-AVOLD

BOULAY

AUDUN-LE-ROMANTHIONVILLE

WALDWISSE

STRUCTURE du NE du BASSIN de PARISUMR 7566 G2R "Géologie et Gestion des Ressources Minérales et Énergétiques" - GES

J. LE ROUX 31-10-95

Nancy-Uni<ersitéUniversitéHenri Poincaré

CRÉTACÉCÉNOMANIEN * Toit de la Gaize

Mur de la GaizeALBIEN Toit des SablesvertsAPTIEN Mur des Sables verts (ou Toit des Sables gargasiens)BARRÉMIEN Couche rouge de Wassy (ou Toit du Barrémien)HAUTERIVIEN * Toit des Calcaires à spatanguesVALANGINIEN Toit des Sables blancs

MALMPORTLANDIEN Toit du Jurassique érodé (ou Mur du Crétacé)

Toit des Calcaires tubuleuxToit desCalcaires cari ésToit de l'Oolithe de Bure (ou Mur desCalcaires cariés)Mur de la Pierre châline

KIMM ÉRIDGIEN Toit du Kimm éridgien (ou Mur du Portlandien )* Toit des Calcaires (blancs ) supérieurs* Toit des Calcaires (blancs ) inf érieurs* Toit des Calcaires à ptérocères (ou du "Ptérocérien" )

OXFORDIEN sl Toit des Calcaires à astarte ( ou de la Dalle à glauconie)"SÉQUANIEN " Toit de l'Oolithe de La Mothe (ou mur du Calc.sup à ast.)

Toit du Séq. inf érieur (ou mur desCalc. inf. à ast.(Verdun))"RAURACIEN " * Toit des Calcaires blancs (rep morpho à Neufchâteau)

( ou desCalcaires hydrauliques, ou du "Rauracien)Toit de l'Oolithe moyenne (ou de la zone inf. des polypiers)* Toit de la Marne blanche des Éparges (Vigneulles-l-H )

OXFORDIEN ss * Toit de l'Oolithe ferrugineuse oxfordienne* Toit des Chailles (ou des Terrains à chailles)*Mur des Chailles (et de l’Oxfordien calcaire)

DOGGER

Toit des Calcaires à polypiers supérieursToit desCalcaires à polypiers inférieurs ouMur de l'Oolithe cannabineToit des Calcaires à entroques

LIASAALÉNIEN Toit du Minerai de fer (Formation ferrifère, Minette ),

Toit du ToarcienDOMÉ RIEN * Toit des Grès médioliasiquesCARIXIEN * Toit du Calcaire ocreux ou desCalcaires carixiens

(à Prodactylioceras davoei)SINÉMURIEN * Toit du Calcaire à Gryphées

TRIASRHÉTIEN Toit des Argiles de Levallois ( Toit du Rhétien)

* Toit des Gr ès du RhétienMur des Gr ès du Rhétien* Toit de la Dolomie supérieure

KEUPER Toit des Argiles de Chanville* Toit de la Dolomie de Beaumont*Repère morpho. in Marnes irisées inf érieures

LETTENKHOLE * Toit de la Dolomie limite (Grenzdolomit ), ou Dolomie sup.* Toit de la Dolomie inf érieure (Unteredolomit )

MUSCHELKALK * Toit des Calcaires à cératites(ou desCalcaires à térébratules)Toit des Calcaires à entroquesToit de la Couche blancheToit des Grès coquilliers

BUNTSANDSTEIN * Toit des Grès à Voltzia (mur desGrèscoquilliers )Toit des CouchesintermédiairesToit du Conglom érat principal*Repère morpho. sup. in vosgien*Repère morpho. inf. in vosgienMur du Grès vosgienToit du Carbonifère

ANTE-PERMIENToit du socle

LÉGENDE

REPÈRES DÉ TAILLÉS

* repère morphologique

Sud Centre NordCALLOVIEN Toit Oolithe ferrugineuse

*T.Dalle Nacrée Toit duCallovien inf *T.Oolithe ferrugineuseBATHONIEN *T.Calcaires cristallins *T.Dalle d'Etain

(ou T. des Calcaires *T.CaillasseàRhynchonellescompacts de St.Blin ) *Toit CaillasseàAnabacia

BAJOCIEN T. Calcairescompacts T.Oolithe miliaire sup. *T.Oolithe deNorroydeNeufchâteau Toit du Pseudo-Bâlin *Toit des Marnes deGravelotte

Bâlin Toit de l'Oolithe deJaumontCalcaires siliceux del'Orne

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Introduction

3 - Relief de côtes

Jacques Le Roux & Dominique Harmand

La Lorraine sédimentaire est caractérisée par un paysage de côtes dont le tracé, convexe vers l’est, suit celui des couches sédimentaires. Ce tracé est globalement orienté nord-sud, mais s’infléchit vers l’ouest, au nord en direction de l’Ardenne, et au sud en direction du Plateau de Langres. Les côtes représentent des paysages rythmés caractérisés, d’ouest en est, par la succession de 3 formes de relief : un plateau calcaire ou gréseux (le revers de côte), un talus dépassant plusieurs dizaines de mètres de dénivellation (le front de côte ou cuesta) et une dépression argilo-marneuse (dépression orthoclinale). Les côtes sont souvent précédées de buttes-témoins, reliefs résiduels couronnés par une couche résistante qui indiquent une ancienne extension de la côte vers l’est. Le revers des côtes est complexe. Il est constitué vers l’ouest, pour chaque côte, par une surface structurale qui correspond au toit des formations résistantes et vers l’est, au sommet des côtes majeures, par une surface d’érosion.

Cette surface d’érosion constitue un trait majeur du relief de côtes. Elle forme la surface dite sommitale (ou « surface de 400 m ») a été reconstituée à partir des points hauts du relief actuel sur toute la partie orien-tale du bassin de Paris et localement sur le socle ancien. La présence d’une telle surface révèle une étape essentielle de l’évolution géologique de l’Est du Bassin de Paris. Elle correspond à la surface infra-crétacée ou résulte du réaménagement par l’érosion de cette surface.

D’est en ouest, on distingue 5 fronts de côtes principaux, par leur continuité, l’importance des dénivel-lations et la présence de plateaux d’érosion au sommet des côtes (voir ci-dessus) : 1) la côte (ou la pseudo-côte) du Buntsandstein, 2) la côte du Muschelkalk (ou de Lorraine), 3) la côte du Dogger (côte de Moselle), 4) la côte de l’Oxfordien (côte de Meuse) et 5) la côte du Tithonien (côte des Bars).

Entre ces côtes principales, ou en deçà, il existe des côtes secondaires, moins continues, comme les côtes de l’Albien dans la Lorraine du Nord (côte d’Argonne), du Domérien (qui prend de l’importance au Sud de la butte-témoin de Sion-Vaudémont) ou de l’Hettangien-Sinémurien (Calcaires à gryphées ou côte de l’Infra-Lias). Il existe également de nombreuses micro-côtes de dénivellations modestes (une dizaine de mètres), comme la côte du Carixien au Sud de Châtenois.

Le contact avec les massifs paléozoïques est partout marqué par une flexure, comme à l’Ouest des Vos-ges du nord.

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18

Introduction

4 - Carte des réorganisations de drainage de l’Est du bassin de Paris

Dominique Harmand

Les principaux cours d’eau de l’Est du bassin de Paris et du Massif schisteux ont une orientation submé-ridienne et sont encaissés de 100 à plus de 200 m dans les massifs calcaires et gréseux d’âge secondaire de la Lorraine et de la région Champagne-Ardenne, et de 200 à 300 m dans les formations schisteuses, gréseu-ses ou quartzitique du socle paléozoïque. Dans toutes ces formations du substratum, les modifications de tracé des cours d’eau ont été limitées à l’évolution et au recoupement de méandres encaissés, à l’assèche-ment de vallées à la suite de processus karstiques dans les calcaires, et à plusieurs captures. Les principales captures (Haute Moselle, Ornain/Saulx, Aire) se sont effectuées dans les dépressions argilo-marneuses et sont dues à l’encaissement différentiel des grands cours d’eau au cours du Pléistocène dans le relief de côte. Le dispositif étagé des axes de drainage indique que d’autres captures vont se poursuivre dans le futur ; les principales d’entre elles concerneront celle de la Haute Moselle par la Meurthe en amont de Nancy, celle de la Haute Meuse par la Moselle, vraisemblablement dans le Val de l’Asne, et surtout celle de la Meuse lorraine par l’Aisne le long de la vallée de la Bar.

19


20

Introduction

5 - Carte de synthèse des alluvions anté- et post-capture de l’Est du bassin de Paris

Dominique Harmand

Les vallées de l’Est du bassin de Paris et du Massif schisteux rhénan appartiennent à 3 bassins versants européens (Seine : Aire, Aisne ; Ornain, Saulx, Marne ; Meuse ; Rhin : Meurthe, Moselle, Sarre) et ont été affectées au Quaternaire moyen par 3 grandes captures (Haute Moselle aux dépens de la Haute Moselle-Meuse, au profit de la Paléo Meurthe-Sarre ; Ornain et Saulx aux dépens de l’Aisne-Ornain-Saulx, au profit de Marne supérieure ; Aire aux dépens de l’Aire-Bar, tributaire de la Meuse, au profit de l’Aisne).

La carte des formations fluviatiles reflète encore largement la carte des paléo-réseaux hydrographiques antérieurs aux captures.

Les alluvions sont essentiellement grossières ou/et sableuses et sont issues d’une part, des Vosges cris-tallines et gréseuses, et d’autre part, des plateaux calcaires de l’Est du bassin de Paris recouverts de sables crétacés.

Ces formations alluviales sont bien développées : 1) sur le piedmont des Vosges occidentales, 2) dans les dépressions argileuses, et notamment sur les sites de captures, et, 3) sur le socle du Massif schisteux.

21


22

Introduction

6 - Corrélations entre les dispositifs alluviaux des vallées de l’Est du bassin de Paris et du Massif schisteux rhénan

Dans les vallées de l’Est du bassin de Paris, les dispositifs alluviaux présentent des basses et moyennes terrasses bien développées et des terrasses plus élevées souvent résiduelles ou inexistantes, notamment sur les confins lorrains et champenois. Les hautes et très hautes terrasses (équivalent des terrasses principales, hautes terrasses des auteurs allemands) recouvrent de vastes surfaces sur le socle du Massif schisteux.

Les données chronologiques s’appuient sur les datations relatives déduites des dispositifs alluviaux et des corrélations effectuées entre les vallées affectées par les captures, ainsi que sur les datations absolues obtenues sur les formations alluviales et sur des spéléothèmes. Elles font apparaître une hétérochronie des terrasses alluviales d’une vallée à l’autre ou le long d’une même vallée, essentiellement en raison des captu-res. Ainsi, par exemple, les basses et les moyennes terrasses sont plus anciennes dans les vallées (exemple : la Meuse lorraine) privées d’un affluent à fort débit (ex. : la Haute Moselle). En revanche, ces terrasses sont plus récentes sur les sites de capture où l’incision post-capture a été particulièrement élevée, comme dans la région des sites de capture de l’Ornain et de la Saulx.

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24

Introduction

25

Articles de synthèse

Articles de synthèse

1 : Introduction à la géologie de l’Alsace-Lorraine et des régions limitrophes

2 : Le karst en Lorraine

3 : Les glaciations dans le Massif vosgien

4 : La capture de la Haute Moselle : bilan des connaissances

5 : Minéraux lourds des alluvions quaternaires de la Moselle, de la Meurthe et de la Sarre

6 : Le climat de la Lorraine

7 La végétation de la Lorraine

Listes des articles publiés en annexe

1 : Origin of the hydrographic network in the Eastern Paris Basin and its border massifs

2 : Alluvion in the Meurthe and Moselle valleys

3 : Contrôle morphostructural de l’histoire d’un réseau hydrographique : le site de capture de la Moselle

4 : Middle and upper Pleistocene fluvial evolution of the Meurthe and Moselle valleys in the Paris basin and the rhenish massif

5 : Fluvial system response to Middle and Upper Pleistocene climate change in the Meurthe and Moselle valleys

6 : Apport des datations U/Th de spéléothèmes à la connaissance de l’incision du réseau hydrographique de l’est du bassin parisien

7 : New evidences on the Moselle terrace stratigraphy between the Meurthe confluence

8 : Les alluvions anciennes de la Meurthe en Lorraine sédimentaire (est du bassin de Paris, France) : étude morphosédimentologique et essai de reconstitution paléoclimatique

Introduction

26

Article de synthèse n° 1

27

Introduction à la géologie de l’Alsace-Lorraine et des régions limitrophes

Jacques Le Roux

(adapté de « Introduction à la géologie de l’Alsace-Lorraine et des régions limitrophes », Géologues (re-vue officielle de l’Union Française des Géologues), n° 149, Juin 2006, pp 4-9)

Généralités

Hormis le Massif vosgien, la région considérée est uniquement représentée sur le territoire français par des terrains allant du Secondaire au Quaternaire. Son histoire, cependant, ne saurait être comprise sans la replacer dans son contexte hercynien, dont le bâti affleure hors frontière (Belgique, Luxembourg, Allema-gne). Se prolongeant sous la couverture du bassin de Paris, il conditionne l’histoire de son remplissage et de sa structure.

La zone rhéno-hercynienne est limitée par la Faille du midi qui l’isole au nord de l’avant-pays (conti-nent des Vieux grès rouges). Jouant le rôle de marge passive, elle est représentée par le Massif schisteux rhénan (Ardenne, Eifel, Hunsrück, Taunus). De nature schisto-quartzique au sud (quartzites de Taunus), la sédimentation devient plus carbonatée au nord. Le Massif schisteux rhénan a joué en seuil ou en haut-fond pendant une majeure partie de la sédimentation secondaire. À noter : du Crétacé supérieur au Quaternaire une activité volcanique importante a été à l’origine de la définition des maars (manifestations explosives laissant des cratères occupés par de étangs) dans le massif de l’Eifel.

Entre failles de Metz et de Vittel, la zone saxo-thuringienne qui lui succède au sud serait la suture com-plexe de l’océan Rhéique qui aurait disparu entre continents Euramérica et Gondwana. D’abord marge active, elle aurait été incorporée aux grands écaillages post-collision (Dévonien supérieur, Carbonifère inférieur), puis serait ceinture molassique au cours des phases de relaxation (Carbonifère supérieur, Per-mien). Elle se développe essentiellement en Allemagne (bassin de Sarre-Nahe, massifs de l’Odenwald et du Spessart). En France, elle n’est représentée que par les Vosges du nord. Le Bassin houiller sarro-lorrain (bassin de Sarre-Nahe et son prolongement sous couverture au moins jusqu’au S-O de Bar-le-Duc), dont la dernière mine a été fermée, en Lorraine, en 2005, a joué le rôle de seuil pendant le Trias et probablement pendant toute l’histoire du bassin de Paris.

Au sud, la zone moldanubienne est le cœur de la chaîne, granitisée et métamorphisée. Elle constitue l’essentiel des Vosges et de la Forêt noire. Elle s’est comportée en seuil pendant toute l’histoire du bassin, dont elle constitue encore la limite sud.

Malgré la coupure du Fossé rhénan, Vosges et Forêt Noire ont subi une histoire commune jusqu’à l’Ac-tuel. Leur exhumation au cours du Tertiaire seulement explique que le bassin de Paris et le Bassin souabe-franconien présentent de très grandes similitudes au cours du Secondaire.

L’est du Bassin parisien

Les côtes révèlent la structure

Depuis les travaux de Davis à l’articulation XIX-XXe siècle, l’est du bassin de Paris est devenu l’ar-chétype des paysages de relief de côtes. Cette célébrité est due à plusieurs facteurs : régularité des alter-nances marnes (sensibles à l’altération) et calcaires (résistants) (Tabl. 1) ; épaisseur importante des assises (généralement hectométriques) ; pendages faibles (de l’ordre de 10 à 20/00) et réguliers vers le centre du bassin de Paris. L’érosion dégage une ligne de front abrupte en amont pendage (Fig.1) et un revers en pente

Introduction

28

Rötton-Fm.Plattensandstein-Fm.Karneol-Dolomit-HorizontKristallsandstein-Fm.Geröllsandstein-Fm.Bausandstein-Fm.

Eck-Fm.

RötfolgeSollingfolgeHardegsenfolgeDetfurthfolge

VolpriehausenfolgeBernburgfolgeCalvördefolge

TrigonodusdolomitP l a t t e n k a l kTrochitenkalk

Obere Dolomit-Fm.Salinar-Fm.Geislingen-Fm.

Freudenstadt-Fm.Muschelsandstein-Fm.

Fränkische Grenzschichten,Künzelsau-, Meißner-Sch.Bauland-, Neckarwestheim-, Haßmersheim-,

Zwergfauna-Sch.

Wellenkalk-Fm.Mosbach-Fm.

Rhätkeuper-Fm.

Knollenmergel-Fm.Stubensandstein-Fm.Bunte Mergel-Fm.

TriletestonRhätsandstein Contortaton

Schilfsandstein-Fm. SchilfsandsteinGipskeuper-Fm.Lettenkeuper-Fm : Grenz-, Lingula-, Anoplophora-Sch.

Alberti-, Hauptsandstein-Sch.Estherienton, Basisschichten

Steinmergel-keuper-Fm.

Jurensismergel-Fm.

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Numismalismergel-Fm.Obtususton-Fm.

Arietenkalk-Fm.Angulatenton-Fm.Psilonotenton-Fm.

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FukoidengrenzbankBlaugraue MergelCostatenkalkZwischenkalke

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Ornatenton- Wutach- Ornatenton-Anceps - Oolith Anceps - Oolith

Fm. Fm. Fm.

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Wedelsandstein-Fm.Murchisonae Oolith-Fm. Eichberg-Fm. Eisensandstein-Fm.

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Korallenkalk-Fm. Mergel Transversarium-Birmenstorf Sch. bänke

Kandern-Fm. Terrain à chailles Fm.Renggeriton Glaukonitsandmergel

LochenFm.

Massenkalk

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Wangental Sch. WohlgeschichteteKüssaburg Sch. Kalk-Fm.Hornbuck Sch. Bimammatum Sch.

Zementmergel- Mergel-Liegende Fm. stetten

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Fossé rhénan Schichtstufenland Bassin molassiqueBade - Wurtemberg

Dentalienton-Fm.

Subfurcatum Oolith

Sch. : Schichten (couches)Fm. : Formation

J. Le Roux, M. Geyer, 2005d'après les données de :pour la France : Le Roux J. (2000),pour l' Allemagne : Tableaux de corrélations lithostratigra-phiques du Service géologique du Bade - Wurtemberg(LGRB) .- (2004) , 5ème édition, réalisation : H. Bock, A.Etzold, M.Franz, G. Kessler, W. Ohmert, G. Sawatzki, T.Simon, E. Villinger.

(monoclinal du Jurasouabe et franconien)

Muschelkalk

Trias

Buntsandstein

Calcaires à térébratulesCalcaires à cératitesCalcaires à entroquesCouche blancheCouche griseCouche rouge

Dolomie à Myophoria orbicularisComplexe de Volmunster

Grès coquillierGrès à Voltzia

Couches intermédiairesZone limite violetteConglomérat principal

Grès vosgienConglomérat inférieur

Grès d'Annweiler, Grès de Senones

Marne de Strassen

Dalle nacréeCalcaires

Caillasse à AnabaciaOolithe miliairesupérieure

Marnes du Jarnisy, Oolithe deDoncourt-lès-Longuyon

Marnes de GravelotteOolithe de Jaumont

Marnes à O.acuminata M.de Longwy Calcaires siliceux de l'Orne,

Calcaires à polypiers sup.Calcaires à polypiers inférieurs

Calcaires sableux ( ou d'Ottange)

Formation ferrifère (ou Minette)Formation ferrifère, Grès supraliasique

Grès médioliasiqueMacigno de Messancy

Calcaire ocreux Grès de Virton

Grès d'Hettange, du Luxembourg

récifalhydrauliques

lacune

CalcairesCaillasse à rhynchonelles

de St.BlinCalcaires compactsde NeufchâteauOolithe à Clypeus ploti

Bâlin

Calcaires à polypiers supérieursOolithe cannabine

Calcaires à entroques (ou de Haut-pont)

Marnes micacées (ou de Charennes)

Schistes cartonMacigno d’Aubange

Argiles à amalthéesCalcaire à Prodactylioceras davoei Schistes d’Ethe

Marnes à nummismalis Marnes d'Hondelange

Argiles à Promicroceras Grès de Florenville

Calcaire à GryphéesMarnes de Jamoigne

Argiles de LevalloisGrès supraliasiques

Marnes irisées supérieuresArgiles de ChanvilleDolomie de Beaumont

Argiles bariolées intermédiairesGrès à roseaux

Marnes irisées inférieuresDolomie limite, ou Dolomie supérieure

Argiles de la LettenkohleDolomie inférieure

ComplexeOolithe moyenne EntroquitePolypiers d’Euville des Hauts deinférieurs Oolithe ferrugineuse Meuse

Calcaires marneux Terrains ou Calcaires à chaillesde Rimaucourt Argiles de la Woëvre

Oolithe ferrugineuse callovienneArgiles de la Woëvre

Callovien

Marnes à rhynchonelles sup. Dallecompacts cristallins

Marnes à rhynchonelles inf. d’ÉtainBathonien

Bajocien

Dogger

AalénienToarcien

Pliensbachien

Carixien

Lotharingien

Sinémurien

Jurassique

Lias

HettangienRhétien

Keuper

Polypiers supérieurs

Pierre deStonne?

Barrémien Bornede fer

SurfaceinfraCrétacé

Sud Lorraine NordMiocène TerrainsOligocène absentsÉocène ouPaléocène mal représentés

Gaize d'ArgonneAlbien

Aptien

HauterivienValanginien

Crétacé

Berriasien

Tithonien

Kimméridgien

Calcaires Calcaires blancs ou crayeux

Malm

Oxfordien

Surface infra CrétacéMarnes à huîtres

DoulaincourtOolithe de

Dolomie verdâtreOolithe vacuolaire de Savonnières

Dolomie verdâtreCalcaires tubuleuxCalcaires tachetésCalcaires cariésOolithe de BureCalcaires à débris

Calcaires lithographiquesMarnes à exogyres supérieuresCalcaires blancs supérieursMarnes à exogyres moyennesCalcaires blancs inférieursMarnes à exogyres inférieuresCalcaires rocailleux à ptérocères

Calcaires à AstarteOolithe de Lamothe

Calcaires inférieurs à Astarte

Marnes de BrienneArgiles du Gault

Sables verts inférieursSables gargasiensArgiles à plicatules

Wealdien argilo-sableuxArgiles ostréennesCalcaires à spatanguesSables valanginiens

Marnes à septarias (à Voltzi , à Crassum, à Bifrons)

Lithostratigraphie du secondaire en Alsace Lorraine et Bade - Wurtemberg

Sinémurien

Tableau 1. Lithostratigraphie du Secondaire en Alsace-Lorraine et au Bade-Wurtemberg.


29

douce vers l’aval pendage déterminant des plateaux largement entaillés par le réseau hydrographique. Une particularité cependant à ajouter à ce schéma simple : les côtes principales du Jurassique et du Trias sont coupées à leur sommet par une surface quasi horizontale (Photo 1), la surface sommitale (surface des 400 m des auteurs germaniques) à laquelle les auteurs attribuent soit une origine continentale, soit une origine marine (surface infra-crétacée). Cette particularité est visible sur la côte des Bars (Fig. 2) : revers structural à l’est de la Saulx, surface sommitale de part et d’autre de l’Ornain.

traces des coupesgéologiques

BM

CNB

Bâle

Lunéville

Pont-à-Mousson

Bornede fer

7

6

5

4

3

2

1

3

4

5

6

7 : Côte de Champagne (Crétacé supérieur)6 : Côte des Bars (Tithonien)5 : Côte de Meuse (Oxfordien)4 : Côte de Moselle (Dogger calcaire :

de Aalénien à Callovien inférieur)

A : Aalen B : Bouxwiller BU : Bad UrachC : Colmar F : Freiburg H : HolzmadenM : Morsbronn-l-B. N : Nördlingen NB : Neuf-BrisachW : Waldshut

Carte géomorphologique de l'Alsace-Lorraine et régions limitrophes

d'après H. Cloos (1955)et B. Haguenauer (1987)modifié et complété.

Tertiaire et Quaternaire

volcanismetertiaire et quaternaire

Crétacé supérieur

Crétacé inférieur

Jurassique

Trias

Permien

Carbonifère

Dévonien

Cambro-Silurien

socle magmatiqueet métamorphique

Danube

Heilbronn

Neckar

Stuttgart

Ulm

A

BU

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H N

WPfalz : Palatinat Schwarzwald : Forêt-Noire

3 : Côte infraliasique (Hettangien-Sinémurien)2 : Côte de Lorraine (Muschelkalk supérieur)1 : Côte du Buntsandstein

Jacques Le Roux, 2007

Figure 1. Carte géomorphologique de l’Alsace-Lorraine et régions limitrophes.

Introduction

30

Figure 2. Coupes géologiques et morphologiques en Lorraine.

La situation des coupes est donnée sur la figure 1. La coupe du haut, entre Ardenne et Vosges, expose les structures principales du NE de la région : synclinal du Luxembourg, anticlinal de Pont-à-Mousson, syncli-nal de Sarreguemines. La coupe du bas montre qu’il existe une zone de replat entre la cuvette du bassin de Paris s.s. et la flexure du pied du Massif vosgien.

Photo 1. La côte de Moselle (Bajocien) à Nancy, vue du Sud. Au fond, les buttes-témoin du Grand Couronné ; le pendage régional y est souligné par une ligne d’arbres ; le sommet des buttes s’aligne sur la surface sommitale. Au premier plan, la dépression orthocli-nale du Lias occupée par l’agglomération nancéienne (cliché Jacques Le Roux).

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 km

-600-400-200m 02004006008001000

Borne de fer Moselle Nied

Bruche

SarreChiers

NW SEVosges

PetiteMeurthe

Madon MoselleSaulx AroffeMeuseOrnain

NW SE

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Vosges

seuil de laBorne de Fer

flexurede l'Oesling

côtede Moselle

dépressionde Metz

failled'Ottange

fossé deThionvillee

seuilde Lorraine

dépressionprévosgienne

faillesde Metz, de Boulay

anticlinal dePont-à-Mousson

synclinal deSarreguemines

côte duMuschelkalk

plateaudu Barrois

côtedes Bars

côtede Meuse

côtede Moselle

côtede l'Infralias

"côte"du Muschelkalk

seuil du Barrois dépression prévosgienne

Coupes géologiques et morphologiques

Crétacéinférieur

Tithonien-Kimméridgien

Oxfordien Bathonien-Bajocien

Lias Keuper Muschelkalk Buntsandstein Permien Socle

Ardenne

Perthois


31

Les digitations que dessinent les côtes mettent bien en évidence les principales structures NE-SW, soit, du Nord au Sud (Fig. 1 et 2) :

- le synclinal du Luxembourg (prolongé par la gouttière de l’Eifel). Il se termine avant Verdun, où la côte de Meuse n’offre plus la moindre irrégularité ;

- l’anticlinal de Lorraine (ou de Pont-à-Mousson). Dans le prolongement du Bassin houiller sarro-lor-rain, son trajet est visible jusqu’à l’est de Bar-le-Duc, où il disparaît. Il s’articule avec le synclinal du Luxembourg autour de la faille de Metz, accident hercynien majeur de plusieurs milliers de mètres de rejet dans le socle et de quelques dizaines de mètres dans le revêtement sédimentaire ;

- le synclinal de Sarreguemines. Très marqué depuis le Palatinat (Pfalz), il s’estompe vers Nancy et reprend, très atténué vers Bar-le-Duc ;

- le seuil morvano-vosgien ou voussure de la Vôge. Au sud de la faille de Vittel, autre accident majeur du socle hercynien, il marque la limite sud du bassin de Paris, fonction qu’il remplit depuis le début du Trias.

Trias : une dépendance de la mer germanique

L’histoire de la formation et du remplissage du bassin commence sur un socle hercynien quasi-péné-plané à la fin du Permien. Elle est d’abord continentale, représentée au Buntsandstein par une énorme len-tille de sédiments fluviatiles gréso-conglomératiques qui s’étale depuis l’Ouest de Bar-le-Duc en direction de l’est et du nord-est. Elle atteint plusieurs centaines de mètres autour et au Nord du Massif vosgien. Au sommet de cette lentille, le Grès à Voltzia réputé pour sa finesse et sa couleur variable où domine le rouge (lie-de-vin), a été le matériau d’architecture par excellence. Quelques carrières l’exploitent encore. Venant de l’est, les premiers dépôts marins apparaissent au Muschelkalk inférieur. Ils progressent régulièrement vers l’ouest, dépassant la région lorraine dès le Muschelkalk moyen. La sédimentation se concentre essen-tiellement dans le synclinal de Sarreguemines au Keuper inférieur. Au Keuper supérieur le sillon subsident se déplace vers le nord, le bassin de Paris commence à s’individualiser. Pendant toute cette période, la sédimentation reste généralement lagunaire, avec de nombreux épisodes évaporitiques se traduisant par des dépôts anhydritiques (dans pratiquement tous les niveaux argileux) ou halitiques (Couches grises du Muschelkalk, Marnes irisées inférieures du Keuper).

Si l’exploitation du sel du Muschelkalk est actuellement arrêtée (région de Sarralbe), dans les Marnes irisées inférieures (Keuper inférieur) elle est toujours en pleine activité le long de la vallée de la Meurthe, près de Nancy. Combinée à l’exploitation des calcaires des Côtes de Moselle et de Meuse (Oolithes miliai-res du Bajocien, puis Calcaires blancs de l’Oxfordien) elle a donné naissance à l’industrie de la « soude » (carbonate de Ca). Le sel y est extrait à faible profondeur (100 à 300 m) essentiellement par dissolution sous couverture liasique, ou par galeries dans la dernière mine encore ouverte (Varangéville). Le sel keu-périen constitue une énorme lentille s’étendant au nord jusque dans la région de Verdun et à l’est sous la Champagne crayeuse. Elle se biseaute rapidement au sud vers la faille de Vittel. De même, le gypse n’est plus exploité, mais l’anhydrite fait encore l’objet d’une exploitation minière pour cimenterie et agriculture à Koenigsmaker, dans les Argiles rouges de Chanville.

Jurassique : ouverture sur la Téthys

Ce n’est qu’au Jurassique que la totalité du bassin de Paris est totalement envahi par la mer, en même temps que se manifestent les affinités téthysiennes et que le bassin s’ouvre largement sur la mer. Au Lias in-férieur, la subsidence se concentre dans un sillon situé dans le prolongement du synclinal du Luxembourg. Au Toarcien s’individualise le seuil du Barrois qui isole une cuvette centrale (bassin de Paris s.s.) du sillon subsident du Luxembourg. Cette situation se poursuit pendant tout le reste du Jurassique, jusqu’à la régres-sion fini-tithonienne (« Purbeckien »).

Introduction

32

Très schématiquement, durant tout le Jurassique les dépôts s’organisent en grands ensembles d’épais-seur hectométrique, faisant alterner les dépôts argileux et les plateformes carbonatées. Parmi ces dernières, les plateformes récifales et/ou oolithiques du Dogger et de l’Oxfordien se distinguent par leur complexité géométrique et lithologique (Tableau 1). Ce sont aussi les plus épaisses, respectivement plus de 250 m et plus de 300 m, qui déterminent les reliefs de côtes les plus imposants.

La Minette (minerai de fer oolithique pauvre (30-35 %)) est contenue dans une formation discontinue à la base du Dogger. Elle est présente de part et d’autre de l’anticlinal de Pont-à-Mousson, dans les bassins du Pays-Haut (Longwy, Briey, débordant pour une faible part en Belgique et au Luxembourg) et dans le bas-sin de Nancy. Elle y a favorisé le développement d’une importante industrie sidérurgique. L’exploitation, industrielle depuis le début du XIXe siècle, se déroule d’abord à ciel ouvert, puis par galeries à partir des affleurement et finalement par puits à partir du plateau du Dogger. La dernière mine a fermé en 1993.

Beaucoup des formations calcaires furent utilisées en construction, notamment les Calcaires à polypiers du Bajocien qui ne sont plus utilisés que comme granulat en substitution des alluvions. Trois formations sont encore activement employées en pierre de taille : l’Oolithe de Jaumont (Bajocien) responsable du jaune de maintes façades dans la région messine ; l’Entroquite d’Euville (Oxfordien inférieur) et l’Oolithe de Savonnières-en-Perthois (Tithonien) très réputées pour leur grain, leur non gélivité et leur couleur blan-

che.

Crétacé : relèvement de l’Est du bassin ?

La mer se retire à la fin du Tithonien. Elle ne revient, par saccades, dans l’Est du bassin qu’au Valangi-nien où elle reste cantonnée jusqu’à l’Aptien, en pseudo-concordance sur le Tithonien.

Pendant cette période de vacuité sédimentaire, la bordure ardennaise du bassin se soulève et s’érode jusqu’au socle, si bien que la transgression du Crétacé qui reprend à l’Aptien recouvre des niveaux ju-rassiques de plus en plus anciens vers le nord jusqu’à reposer directement sur le substratum hercynien. Cette structuration majeure du bassin ne peut être mise en évidence qu’à l’Ouest de notre région là ou les affleurements le permettent. Vers l’est, aucun témoin d’une sédimentation crétacée n’a été conservé. Il est possible cependant que tout l’Est du bassin se soit également soulevé et ait été partiellement érodé. En effet, la formation d’une cuirasse ferrugineuse (la Borne de Fer) reposant sur le Bajocien au nord de Metz a été récemment attribuée au Barrémien, révélant une érosion très ancienne de la surface sommitale sur laquelle elle se trouve. La troncature du sommet des côtes pourrait donc représenter les restes d’une surface infra-crétacée sur laquelle se serait avancée la mer de la craie au Crétacé supérieur, laissant des témoins sur les plus hauts sommets actuels de l’Ardenne et de l’Eifel. Cette couverture crayeuse aurait depuis disparu par érosion, permettant au réseau hydrographique de se surimposer dans un Jurassique déjà structuré.

Éocène : phase majeure de structuration

Le relèvement des couches vers l’est est attesté à l’Éocène moyen par la présence de dépôts lacustres reposant sur le Permien dans le Nord du Fossé alsacien.

En Lorraine, l’analyse des relations existant entre les déformations souples, les failles et les tectogly-phes a permis de mettre en évidence le rôle prépondérant de la phase pyrénéenne dans la mise en place des accidents tectoniques qui auraient joué en décrochement, généralement en réactivant des failles de socle dont certaines étaient déjà actives pendant la sédimentation jurassique (faille de Metz entre autres). Socle et couverture se seraient adaptés en développant des plis d’accommodation.


33

Oligocène : distension et petits fossés

Accompagnant la mise en place des grands grabens ouest européens et le rejeu en extension des failles existantes, de petits fossés tectoniques de seulement quelques dizaines de mètres de rejet, mais souvent de plusieurs dizaines de kilomètres d’extension se sont ouverts à cette époque. De même direction que le Fossé rhénan, ces fossés, ou doubles failles, façonnent parfois le paysage de manière spectaculaire. C’est le cas par exemple du fossé de Gondrecourt-le-Château qui, en inversion de relief, modifie considérablement l’allure de la côte des Bars au sud-est de Bar-le-Duc (Fig 1).

Mio-Pliocène : un « contrecoup » alpin limité

La grande compression alpine de la fin du Miocène, qui a entraîné le plissement du Jura, n’aurait pas provoqué de réajustements importants le long des failles de la couverture jurassico-triasique de l’est du bassin de Paris. Le bombement du Massif vosgien, qui intervient à cette époque et conditionne la vigueur de son relief actuel, apparaît sur les coupes (Fig.2) et sur les reconstitutions de la surface sommitale, stric-tement limité par une flexure, et n’aurait donc pas non plus influencé considérablement la géométrie du bassin.

Quaternaire : dégagement du relief de côtes

Dans l’Est du bassin de Paris, en dehors du Massif vosgien, qui enregistre une activité liée au rift rhé-nan, aucune structure locale n’a jamais été reliée à un événement post-Miocène. En particulier, le profil des terrasses alluviales ne révèle pas de réajustements décelables. Cependant, depuis la fin du Pliocène, l’ensemble de la région se serait soulevé entraînant :

- l’encaissement des vallées qui peut atteindre 180 mètres à la traversée des côtes les plus vigoureuses (cotes de Moselle, de Meuse, des Bars) ;

- le dégagement des côtes par évacuation des argiles et attaque très modérée des plateaux calcaires ;

- le recul des fronts de côtes qui est généralement modeste, de l’ordre du kilomètre, mais qui peut varier considérablement en fonction du pendage des couches (plus de 20 km au fond de la gouttière synclinale de Dieulouard, au NW de Nancy, par exemple).

Durant le Tertiaire et le Quaternaire, le Massif vosgien a connu une histoire parallèle et bien différente du reste de la Lorraine, sous le double contrôle du Fossé rhénan et de la compression alpine. Cette évolution se traduit aujourd’hui par une intumescence de la discontinuité de Mohorovicic et une anomalie thermique superposée, qui relient les Vosges et le Morvan. Entre ces deux massifs, la voussure de la Vôge occupe une position particulière : elle est le siège d’une activité sismique relativement importante (dont tout de même le séisme destructeur de Remiremont en 1682 (intensité 8)) et d’une activité thermale notable (Bourbonne-les-Bains, Luxeuil-les-Bains, Plombières-les-Bains…). La liaison Moho/anomalie thermique est sujette à débat car elle n’est pas constante sur toute la plaque ouest-européenne, mais l’activité sismique est à mettre en rapport avec la zone transformante complexe qui, au sud de la voussure de la Vôge, relie les fossés rhé-nan et bressan.

Introduction

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Orientations bibliographiques

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LE KARST EN LORRAINE

Benoît LossonCEGUM - Centre de recherches en géographie, Université Paul Verlaine - Metz

Présentation extraite d’une thèse de doctorat soutenue en 2003 (cf. Losson, 2004). Des remaniements multiples ont été effectués, y compris un important et nécessaire allégement bibliographique (voir la thèse pour obtenir des références plus complètes, étant entendu que de nouveaux travaux ont été mentionnés ici).

Des caractéristiques géomorphologiques majeures de la Lorraine sédimentaire (cf. « Le relief de côtes en Lorraine « par D. Harmand et J. Le Roux, ce volume), il ressort un aspect globalement répétitif des auréoles morphostructurales, sur lesquelles se superposent des modelés fluviatiles variés. Cette multiplicité des formes dues aux cours d’eau au sein de lignes de relief « parallèles « se répercute tout naturellement sur le domaine karstique, qui présente des traits principaux identiques, dotés d’une hétérogénéité morpho-logique de détail.

L’étude des karsts lorrains a été effectuée de manière assez complète par P. Gamez (1985), et plus ré-cemment par P. Gamez et D. Harmand (in Liedtke et al., à paraître). La première publication a mis l’accent sur les facteurs régionaux de la karstification et les zones karstiques, tandis que la seconde expose les prin-cipaux éléments karstiques et les types de karsts rencontrés en Lorraine. Nous reprendrons, et agrémente-rons de nouvelles références, ces deux travaux, en prenant le parti d’une présentation régionale des karsts

lorrains, suivie d’une typologie axée sur la variété des milieux et des fonctionnements karstiques.

1. Régionalisation des karsts lorrains

De nombreuses couches géologiques de Lorraine sont susceptibles de présenter des éléments karstiques, qu’elles soient à dominante calcaire, gypseuse, dolomitique, ou même gréseuse. Néanmoins, on n’évoquera pas ici le cas des roches gréseuses (des morphologies de type karstique existent notamment dans les grès du Buntsandstein, dans les Basses Vosges). Leur solubilité diffère sensiblement des autres lithologies et aucune recherche spécifique ne leur a été consacrée en Lorraine, à notre connaissance.

Dans son article de 1985 (p. 37), P. Gamez indique que « la répartition des zones karstiques obéit dans ses grandes lignes au facteur lithologique, qui explique fondamentalement les localisations dans les grandes séries calcaires : Muschelkalk supérieur (50-65 m), entre Lunéville et Vittel, Bajocien [et Bathonien] de Longuyon à Neufchâteau (100-135 m), Portlandien [Tithonien maintenant] de Bar-le-Duc à Joinville (120-150 m) ». Comme la carte de l’auteur le montre (p. 45), ces secteurs principaux sont avoisinés par d’autres milieux carbonatés, où existent également des éléments karstiques. Au total, « en Lorraine, les formations calcaires représentent environ 25 % des roches affleurantes » (Gamez, 1998, p. 41).

De fait, cinq des sept principaux reliefs de cuestas en Lorraine possèdent un revers à dominante cal-caire : d’est en ouest, ce sont la Côte du Muschelkalk, la Côte infraliasique, la Côte du Dogger, la Côte de l’Oxfordien et la Côte du Tithonien (cf. carte p. 5). On les examinera successivement, en incluant le cas particulier des formations keuperiennes.

1.1. Le revers de la cuesta de Lorraine : calcaires du Muschelkalk supérieur

Encadrés par de puissantes couches de marnes salifères et gypsifères, ces calcaires fossilifères hétéro-gènes d’une soixantaine de mètres d’épaisseur renferment des éléments karstiques variés et de taille plutôt modeste.

36

Introduction

Aisne

Meu

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0 10 km

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Meu

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Marne

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|

|

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|

HUNSRUCK

VOSGES

Légende :

Cours d'eau

2 : Côte du Muschelkalk ou de Lorraine

3 : Côte infraliasique

4 : Côte du Dogger ou de Moselle

5 : Côte de l'Oxfordien ou de Meuse

6 : Côte du Tithonien ou des Bars

7 : Côte de la gaize ou de l'Argonne

8 : Côte du Coniacio-Turonien ou de Champagne

420 Point coté (m)

Plateau (calcaire, grès, craie)

Massif ancien

Dépression (marne, argile)

147

302

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6

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5

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3

3

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2

2

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603

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695

569

175

7

Carte des principales régions karstiques de Lorraine (inspirée de Gamez, 1985)et localisation des toponymes mentionnés dans le texte

Front de côte et butte témoin

1 : Rebord oriental du Grès vosgien

1

PAYS-HAUT

HAUT-PAYS

BARROIS

HAUTS

DE

MEUSE

HAYE

WOEVRE

SEPTENTRIONALEForÍt deHesse LA

MONTAGNE

HAYE

septentrionale

centrale

HAYE

méridionale

PAYS

DES

ETANGS

PAYS

DE

NIED

Région deSierck

Région deSarreguemines

ForÍt deBenney

Région deGerbéviller

Région deLamarche

Région deThaon-les-Vosges

Forêt deFarschviller

Forêt deSierck

Kemplich

Sailly-Achâtel

Varangéville

Etain

Longuyon

Stenay

Audun-le-Roman

Saint-Pancré

Région deNeufchâteau

Belleville

Taillancourt

RéseauHadês

Grotte du Chaos

Pierre-la-Treiche

Cousances-aux-Bois

Système duRupt du Puits

Savonniêres-en-Perthois

Aulnois-en-Perthois

Bazoilles

Karst binaire riche en formes de surface

Karst binaire pauvre en formes de surface

Karst unaire (riche en formes de surface)Réseau(x) karstique(s), actifs et morts, deplus de 1000 m de développement cumuléPerte totale de cours d'eau pendant unepartie de l'année

Paléokarst s.l. à remplissage ferrugineux

Lunéville

Sarrebourg

Vittel

Bar-le-Duc

Joinville

Troussey

Novéant

Dieulouard

Cul du Cerf

ARDENNE

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Les formes et phénomènes exokarstiques sont localement très développés dans ces assises, notamment au contact lithostratigraphique sommital avec les argiles de la Lettenkohle. Ainsi, dans les régions de Sierck-les-Bains, Gerbéviller, Lamarche ou encore Thaon-les-Vosges existent de nombreuses dolines, mardelles, pertes diffuses, et parfois des petits gouffres-pertes et des dolines-pertes (SCMetz, 1988 ; Frischmann, 1997 ; Mansuy, 2005). Les dolines, dolines-pertes et mardelles se présentent souvent alignées exactement sur la limite de recouvrement des calcaires par les argiles, en bordure de vallons secs ; elles sont associées à des pertes de vallons aveugles. Les similitudes morphologiques avec la région du Barrois sont frappantes (cf. infra). A l’aval des systèmes, on trouve des émergences impénétrables ou siphonnantes, dont certaines ne fonctionnent qu’en périodes de crues (trop-pleins de réseaux souterrains exigus).

Pour le secteur de Thaon-les-Vosges, le substratum est largement recouvert par des formations alluviales, qui modifient localement les caractéristiques du karst de contact lithostratigraphique. En effet, lorsqu’elles sont suffisamment épaisses, ces alluvions créent un aquifère perché sur les argiles et permettent ainsi une acidification et un étalement temporel des eaux d’infiltration. Dans les cas où les matériaux fluviatiles re-posent directement sur les assises calcaires, le rôle de compresse humide peut s’exercer directement sur la karstification.

Les réseaux endokarstiques sont nettement plus rares et souvent impénétrables. Citons dans la région de Sarreguemines l’existence de petites galeries, actives et inactives, révélées à la faveur de carrières souter-raines ; elles constituent des morphologies karstiques développées sous une couverture marno-calcaire, par l’intermédiaire de phénomènes de drainance (Frischmann, 1997).

1.2. La dépression orthoclinale de la cuesta infraliasique : dolomie, gypse et an-hydrite du Keuper

Le substratum keupérien, essentiellement marneux, mais avec des bancs de dolomie, de gypse, d’anhy-drite et de sel gemme intercalés, est le terrain de prédilection des mardelles, en raison de phénomènes de suffosion et d’affaissement-dissolution (Gamez, 1985). Cet exokarst a été étudié en détail dans les forêts de Farschviller et de Sierck (Barth et Löffler, 1998), où la dissolution de lentilles ou bancs de gypse situés à quelques mètres sous la surface a pu être prouvée. Localement, les mardelles sont comblées et ne sont visibles qu’en coupe (exemple dans la carrière de Kemplich). Le Pays des Etangs à l’ouest de Sarrebourg possède également de nombreux champs de mardelles (cf. Gamez, 1985).

1.3. Le revers de la cuesta infraliasique : calcaires de l’Hettangien-Sinémurien

La base des couches liasiques est constituée par des calcaires d’une quinzaine de mètres d’épaisseur, sur lesquels reposent 25 m de marnes lotharingiennes. Comme souvent, un tel contact lithostratigraphique représente le lieu privilégié de l’enfouissement sous terre des eaux de ruissellement et du développement d’un karst. Au moins deux régions sont connues pour correspondre à ce contexte géomorphologique : le secteur de Sailly-Achâtel au nord-est de Nomeny (Gamez, 1985) et la Forêt de Benney près de Flavigny-sur-Moselle (Thomassin, 2004).

La karstification qui affecte cette couche géologique peu puissante se traduit à Benney par des dolines ou dolines-pertes alignées sur le contact et des émergences dans les vallons affluents des vallées de la Moselle et du Madon toutes proches. On a là une réplique miniature du karst du Barrois (cf. infra). Par ailleurs, les marnes sus-jacentes aux calcaires sont elles-mêmes recouvertes de formations alluviales de la Moselle. Les remarques formulées dans le cas des argiles de la Lettenkohle (cf. supra) s’appliquent donc de la même manière ici. Enfin, les sources sont légèrement incrustantes. Il existe à ce propos les mêmes phénomènes de création de travertins de l’autre côté de la vallée de la Moselle et également au nord de Varangéville.

Un karst de contact lithostratigraphique encore plus petit existe dans les terrains médioliasiques, d’après P. Gamez (1985), qui signale des « gouffres «, à la limite des argiles domériennes, dans les Calcaires à bé-lemnites du Carixien (3 m d’épaisseur).

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Introduction

1.4. Le revers de la cuesta de Moselle : calcaires du Bajocien et, localement, du Bathonien

Le karst de contact lithostratigraphique, auquel s’associe souvent une karstification sous couverture, est encore une fois bien représenté avec pertes, gouffres-pertes, dolines-pertes, dolines, gouffres inactifs, ... et grottes. Les meilleurs exemples se rencontrent dans la Woëvre septentrionale et le Pays-Haut, et en particulier les régions de Longuyon-Etain-Stenay (Gamez, 1995 ; Thomassin, 2005) et d’Audun-le-Roman (Caramelle, 1998 ; Gamez et al., 2000).

Les couches géologiques concernées sont variées : les argiles ou les marnes reposent sur le substratum calcaire à la limite Callovien/Bathonien, ou à la limite Bathonien/Bajocien, ou encore au cœur des terrains du Bajocien supérieur. Les pertes et les écoulements hypogés se traduisent à l’aval des systèmes karstiques par d’importantes exsurgences, parfois perturbées par les exhaures miniers (dans le bassin ferrifère ; Devos, 1991).

Dans les secteurs cités, les couches marno-calcaires de faible épaisseur, du Callovien inférieur ou du Bathonien, permettent le développement de mardelles (Gamez, 1995). Elles sont parfois en connexion kars-tique avec les morphologies localisées au niveau des contacts lithostratigraphiques majeurs.

Le Pays-Haut est également le domaine d’un paléokarst fossilisé par des remplissages ferrugineux cui-rassés ou argileux (Gamez in Faber et al., 1999 ; Fizaine, 2005).

Les morphologies, particulièrement visibles à Saint-Pancré (ouest de Longwy), sont de quatre types (Gamez, 1998) : dolines et ouvalas, substratum irrégulier issu d’une cryptocorrosion, cavités endokarsti-ques (grottes et gouffres) et mégalapiés ou ruelles karstiques. La karstogenèse est présumée wealdienne (Fizaine, 2005), avec des remaniements au Néogène, période où les sommets actuels de la Côte du Dogger se trouvaient en position orographique déprimée. Une inversion complète du relief s’est opérée depuis (Ga-mez et Harmand in Liedtke et al., à paraître).

Le plateau de Haye présente localement des caractéristiques karstiques semblables à celles du Pays-Haut, par exemple dans sa partie septentrionale (Gardet, 1945). On peut associer, dans sa partie méridiona-le, le système de l’Aroffe, bien étudié d’un point de vue hydrogéologique surtout (Thillay, 1979 ; Le Roux et Salado, 1980 ; Gamez et al., 1985 ; Wehrli, 1996). Il s’agit d’un exemple de détournement souterrain actuel des écoulements d’un bassin versant, celui de la Meuse auquel appartient l’Aroffe de surface, vers un autre, celui de la Moselle.

Mais la Haye recèle également un karst original inféodé aux grandes vallées allochtones de la Moselle et de la Meurthe. Les principaux éléments de ce karst correspondent aux réseaux karstiques désactivés (de Pierre-la-Treiche et du Chaos notamment) qui s’ouvrent à flanc de versants et qui, par leur important déve-loppement, s’opposent à l’indigence des phénomènes en surface du plateau. Ces grottes ont été créées en liaison avec l’évolution fluviatile de la Moselle, dans un contexte hydrographique particulier de capture (cf. « Contrôle morphostructural de l’histoire d’un réseau hydrographique : le site de capture de la Moselle « par J. Le Roux et D. Harmand, ce volume ; « La capture de la Haute Moselle : bilan des connaissances « par D. Harmand et al., ce volume). Des études morphosédimentaires ont permis de déterminer les conditions et les modalités spéléogénétiques : on a affaire à un karst sous-fluvial, c’est-à-dire créé par des infiltrations sous le talweg de la Moselle ; l’alimentation hydrologique issue de la nappe alluviale a entraîné en même temps une grande quantité de matériaux siliceux dans les réseaux souterrains (Losson, 2004). Les paléoé-coulements, antécapture, se dirigeaient vers le bassin versant de la Meurthe, vraisemblablement jusque dans le secteur de Dieulouard.

Dans l’emprise fluviatile ancienne de la Meurthe, à proximité des sommets du revers de la cuesta, on trouve également des petites cavités remplies d’alluvions d’origine vosgienne (exemple du Trou du GR5 à Novéant ; Blouet et Jacquemot, 1985). La naissance et l’évolution de ce vieux karst sont difficilement identifiables en l’état des connaissances ; on ne peut appliquer simplement les interprétations précédentes obtenues dans un contexte géomorphologique bien particulier de détournement hydrographique.

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Enfin, dans la partie méridionale de la cuesta du Dogger, les études sont moins nombreuses. Il apparaît toutefois des éléments karstiques intéressants dans la région de Neufchâteau, telles que les grottes ouvertes sur le versant de rive gauche de la Meuse à Bazoilles-sur-Meuse ou les pertes subies par la Meuse et son affluent le Mouzon, lors de leur traversée des calcaires bajociens (Thomas, 1979 ; Guillaume, 1982 ; Gé-rard, 2000).

Dans le cas de la Meuse, les infiltrations se produisent probablement sous la formation alluviale de fond de vallée, mais également de façon directe par les diaclases des dalles calcaires qui constituent son talweg. La zone noyée du karst semble proche de la surface (cf. Jacquemin, 2003). Dans la vallée du Mouzon, il existe des morphologies karstiques inactives, comme la Grotte de Jeannüe située à 4 m au-dessus de la rivière (Guillaume, 1982). Cette cavité est un témoin des anciennes pertes du Mouzon d’après l’auteur, qui y note des cheminées remontant jusqu’au plateau, 15 m plus haut et un remplissage à alluvions calcaires. Ces descriptions présentent des analogies avec le karst sous-fluvial déterminé sur le site de la capture de la Moselle.

1.5. Le revers de la cuesta de Meuse : calcaires de l’Oxfordien

Si « des grands massifs calcaires lorrains, l’Oxfordien [dont la puissance dépasse 200 m] fait figure de parent pauvre de la karstologie » (Gamez, 1985, p. 38), il n’en demeure pas moins que des éléments exis-tent, notamment les grottes de Taillancourt (Devaux, 1974-1979) et de Troussey (Louis in Losson, 2004), ainsi que la cavité de Belleville-sur-Meuse (Henry, 1992). Par ailleurs, P. Gamez (1985) précise que la région à l’ouest de Neufchâteau possède un karst bien développé.

A cheval sur les départements des Vosges et de la Haute-Marne, le Haut-Pays recèle effectivement un karst sous couverture et de contact lithostratigraphique (marnes séquaniennes sur calcaires rauraciens principalement), constitué de pertes, dolines, dolines « émergence-perte » et gouffres actifs (Jacquemin et Gamez, 1994 ; Devos, 1996 ; Gamez, 1998 ; Jaillet, 2000 ; Denys, 2005 ; Denys-Thomas, 2006). La principale émergence du secteur se situe hors de Lorraine, à la base des calcaires oxfordiens, au fond d’une reculée : il s’agit du Cul du Cerf (CLRS, 1988, cité par Jaillet, 2000 ; Porte, 1997). Une grotte déconnectée des circulations souterraines actuelles existe par ailleurs sur le plateau (le Réseau Hadès). Elle constitue, selon S. Jaillet (2000), un ancien drain majeur sous couverture qui collectait les infiltrations se produisant au droit du contact lithostratigraphique.

Les pertes de l’Aire supérieure vers l’exsurgence de Cousances-aux-Bois, au nord-ouest de Commercy, se produisent dans le même contexte géologique, à la faveur d’une faille (Le Roux, 1969 ; Devos, 1996).

1.6. Le revers de la cuesta des Bars : calcaires du Tithonien

Avec ses 120 m d’épaisseur dans le Barrois, le Tithonien est le siège du karst le plus important actuelle-ment connu en Lorraine et aussi un des mieux étudié (par exemple : Beaudoin, 1989 ; Devos, 1996 ; Jaillet, 2000).

Une fois encore, les karsts sous couverture et de contact lithostratigraphique règnent en maître, avec une exubérance de formes exokarstiques dans tous les secteurs où les sables et argiles du Crétacé reposent en discordance sur les calcaires jurassiques, avec moins de 30 m de puissance (Jaillet, 2000).

Les alignements de dolines, dolines-pertes, gouffres-pertes, et les dolines « émergence-perte » abondent. Souvent localisées en tête ou en bordure de vallon sec, ces morphologies sont parfois dominées de quelques mètres par des mardelles inscrites dans les terrains crétacés. L’originalité de cet exokarst par rapport à celui des autres régions lorraines est leur connexion fréquente avec des réseaux endokarstiques, dont la hiérar-chisation va croissante vers l’aval des systèmes. Les émergences de ces infiltrations généralisées consistent le plus souvent en de grosses exsurgences siphonnantes, en fond de vallées (Saulx et Marne notamment). Le système karstique du Rupt du Puits constitue l’exemple le plus grand et le mieux étudié (Jaillet, 2000) de ce type de karst.

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Introduction

Dans la même région du sud de Bar-le-Duc existe par ailleurs un karst très développé, entièrement si-tué sous couverture et sans morphologies de surface. Il a été révélé par des carrières souterraines qui l’ont recoupé.

Le rôle de compresse humide des sables et argiles crétacés prend tout son sens dans la spéléogenèse de vastes puits et galeries en « méandres » (Jaillet, ibid.). Dans les carrières de Savonnières-en-Perthois, ce chercheur a reconnu un karst plus ancien qui interfère avec les réseaux actifs : les « viailles «, qui sont des formes endokarstiques créées en régime noyé, à écoulements très lents.

Dans le même contexte géomorphologique sous couverture, à Aulnois-en-Perthois, S. Jaillet (ibid.) a mis en évidence des phénomènes de « fantomisation « (cf. Quinif, 1998) avec remplacement d’une partie des carbonates par du fer. L’origine valanginienne (crétacée) de ce fer est admise par l’auteur, qui détermine une simple mobilisation des oxydes présents dans les sables de couverture par les eaux d’infiltration.

En dehors du Barrois, on peut signaler dans un contexte lithostratigraphique identique (Crétacé sur Tithonien), le karst de la Forêt de Hesse, à l’ouest de Verdun (Durup de Baleine, 1989). Il comporte des formes de soutirage en surface, mais pas de « cavité pénétrable actuellement » (Beaudoin, 1989, p. 63).

2. Typologie des karsts lorrains

Les plateaux carbonatés ou gypsifères de Lorraine possèdent des caractéristiques karstologiques assez tranchées, qui nous permettent de les classer en fonction de la typologie des systèmes unaires et binaires, développée notamment par J.-J. Delannoy (1997). Cette typologie prend en considération le contexte géo-morphologique du karst, avec les cas où l’impluvium se calque sur un massif bien individualisé (système karstique unaire alimenté uniquement par les eaux de précipitation) et les cas où l’impluvium s’étend sur des terrains non karstifiables (système karstique binaire alimenté par des cours d’eau allochtones, en plus des eaux de précipitation).

Trois catégories de régions karstiques peuvent être distinguées (cf. carte jointe) :

- les karsts binaires riches en formes de surface dominent en Lorraine. L’interfluve Loison-Othain en Woëvre septentrionale, le Pays-Haut et le Barrois en sont les meilleurs exemples, avec leurs nombreuses pertes de contact lithostratigraphique et de fond de vallée, leurs vallons aveugles et percées hydrokarstiques associées, et leurs phénomènes occultes (qui se révèlent parfois en surface ultérieurement), produits sous les recouvrements semi-perméables. Chacune des régions présente en outre des reconnaissances spéléolo-giques non négligeables, notamment dans la zone épinoyée du karst. S’ils sont tous actifs, les deux karsts du Pays-Haut et du Barrois connaissent également des morphologies de zone noyée et cryptokarstiques actuellement désactivées ou fossilisées, qui leur confèrent une évolution polygénique.

Le revers de la cuesta du Muschelkalk, la Haye méridionale et le Haut-Pays appartiennent aussi à cette catégorie. Mais globalement, ils présentent une répartition spatiale moins importante des éléments karsti-ques et leur milieu souterrain est également moins bien connu.

- le revers de la cuesta infraliasique, une grande part du revers de la cuesta du Dogger (Montagne, Haye septentrionale et centrale, région de Neufchâteau) et les Hauts de Meuse présentent, quant à eux, des karsts binaires plus pauvres en formes de surface.

Les pertes sont toutefois assez nombreuses, au niveau de contacts lithostratigraphiques ou en fond de vallée (cours d’eau allochtones). Les morphologies endokarstiques sont rarement visibles, sauf quelques importants réseaux localisés sans exception dans les grandes vallées de la Moselle et de la Meuse (Pierre-la-Treiche, Bazoilles-sur-Meuse, Taillancourt, …). Ces karsts sont caractérisés par des formes et phénomè-nes actifs et désactivés, qui témoignent de modes de fonctionnements semblables sur différentes périodes temporelles.

- les zones du Keuper, où n’apparaissent que des champs de mardelles, constituent des karsts unaires riches en formes de surface, essentiellement actifs de nos jours, mais sans morphologies endokarstiques.

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Pour quelles raisons certains massifs calcaires, parmi les plus puissants qui soient, apparaissent-ils re-lativement pauvres en formes et phénomènes karstiques, et notamment exokarstiques ? Les cuestas du Dogger et de l’Oxfordien présentent pourtant des conditions géomorphologiques similaires aux revers plus karstifiés, avec un recouvrement à dominante non carbonatée et des vallées encaissées.

Pour les Hauts de Meuse, P. Gamez (1985) évoque un ensemble de raisons historiques (rareté des pros-pections dans d’anciennes zones de combats), lithostratigraphiques (gélivité importante, grande variabilité de faciès, discontinuité des niveaux imperméables), tectoniques (fracturations déficientes) et géomorpho-logiques (petits bassins versants en rive droite de la Meuse, nappe alluviale recueillant directement les émergences de déversement). Ces dernières explications nous semblent peu justifiées, au contraire des implications lithologiques et tectoniques que l’on a également perçues à partir de l’étude spécifique du plateau central de Haye :

- défaut de fracturation des assises calcaires sous couverture ;

- contacts lithostratigraphiques pour lesquels les contrastes lithologiques ne sont pas assez francs. Les marnes bathoniennes ne reposent pas directement sur les calcaires « purs « du Bajocien, mais sur la Caillas-se à Anabacia, roche rognonneuse à passées argileuses fréquentes, ce qui a des implications sur la dissolu-tion.

De toute évidence, la variabilité spatiale dans la prospection ne peut être mise en avant pour expliquer cette différenciation dans l’intensité de la karstification. Un ensemble de facteurs naturels doit exister, avec des causes géologiques probablement prépondérantes et physiographiques secondaires.

Il n’en reste pas moins que la Lorraine présente une relative homogénéité de ses karsts, tant sur le plan des formes et des phénomènes que des contextes géomorphologiques. La karstification sous couverture, lithostratigraphique ou alluviale, constitue la « marque de fabrique » régionale.

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Introduction

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Article de synthèse n°3

Les glaciations dans le Massif vosgien

J.C. Flageollet

Le plus grand nombre de traces permettant de reconstituer des glaciations différentes se trouve dans deux secteurs en bordure du massif. Dans la vallée de la Moselle en amont et en aval d’Epinal, d’une part, dans la vallée de l’Ognon en amont et en aval de Mélisey d’autre part, sont présentes les traces d’une ou deux glaciations anciennes, les plus étendues de toutes, celles d’une avant-dernière glaciation, un peu en retrait de la précédente, celles enfin d’une dernière dont les traces sont bien conservées, et durant laquelle les glaciers occupaient encore la plupart des vallées. Le retrait de ces glaciers s’est fait par à-coups, jalonnés par beaucoup de dépôts qui s’échelonnent depuis les moraines terminales jusqu’aux cirques occupés les derniers par les glaces avant la disparition totale de celles-ci.

On peut s’interroger sur ce nombre, trois à quatre, bien inférieur à la dizaine de périodes froides enre-gistrées dans les fond océaniques rien que pour les sept cent mille dernières années, et sur cette indécision. Il n’est pas douteux que tous les chercheurs qui ont travaillé dans les Vosges ont été guidés et influencés principalement par les résultats concernant les Alpes. Quand le nombre des glaciations décelées en Europe d’après leurs traces directes s’est accru, dans les Vosges, certains auteurs ont cru pouvoir déceler les traces de deux glaciations supplémentaires, on est passé de trois glaciations certaines à quatre, voire à cinq. Mais il y a quelques années, on était parvenu à distinguer huit glaciations pour l’ensemble des Alpes. Par consé-quent, ou bien le travail, s’il est poursuivi et affiné, conduira à réviser ce nombre de glaciations vosgiennes dans le sens d’une augmentation, ou bien le travail de synthèse a été fait correctement et les Vosges n’ont conservé que les traces d’un nombre limité de glaciations.

En dehors des Vosges elles-mêmes, existent des restes de nappes fluvio-glaciaires conservées le long des grandes vallées, la Moselle par exemple. Depuis Epinal jusque Toul, le nombre des nappes alluviales, en supposant que chacune corresponde à une glaciation, ce qui est vraisemblable, est au maximum de cinq. Il est plus facile de concevoir une disparition totale des dépôts correspondant à des glaciations très an-ciennes et nombreuses dans la montagne, que dans la plaine d’Alsace ou sur les plateaux lorrains. Si donc l’on devait en rester à ces chiffres, quatre, voire cinq, il faudrait admettre que les Vosges n’ont pas connu les premières glaciations quaternaires. N’étaient-elles pas encore assez élevées, le soulèvement se serait-il poursuivi durant tout le Quaternaire de manière sensible ? Une chose est sûre, ces trois ou cinq font bien partie des dernières glaciations quaternaires, elles se sont bien déroulées les unes après les autres, dans l’ordre, et la dernière correspond certainement au Würm. Il peut paraître paradoxal d’opérer une distinc-tion entre la ou les glaciation(s) ancienne(s) et les suivantes, car toutes sont naturellement anciennes, par rapport aux temps actuels. Dans ces conditions, pourquoi ne pas pousser plus loin la similitude avec les Alpes et parler aussi dans les Vosges du Mindel, voire du Mindel et du Günz s’il y a eu deux glaciations anciennes ? Certains auteurs l’ont fait. Mais il y a une vingtaine d’années, le rattachement à la chronologie alpine élaborée en Bavière a été remis en question , non seulement à l’échelle de l’Europe mais également dans les Alpes elles-mêmes, où, avant le Würm, il conviendrait de désigner les glaciations par un numéro d’ordre, de la deuxième à la neuvième, dans un ordre d’âge croissant. Au mieux , il serait préférable d’éta-blir des chronologies stratigraphiques locales. Si l’on suivait ces recommandations, on serait donc amené à faire rentrer les glaciations vosgiennes dans des cadres géographiques locaux, sans référence temporelle autre que relative. On pourrait, en s’appuyant sur les principales moraines terminales et les complexes fluvio-glaciaires qui leur sont associés, parler par exemple, pour la Moselle, de la glaciation d’Epinal, de celle d’Arches et de celle de Noirgueux. Pour la Haute Saône, il a été question de Linexert et de Lanterne, à la place respectivement de Riss et de Würm. A moins de renoncer à toute tentative de raccordement des limites glaciaires sur le pourtour des Vosges, il apparaît cependant possible et nécessaire, en définitive, de retenir une nomenclature chronologique relative générale pour les Vosges, pour désigner une dernière, une avant-dernière glaciation, succédant à une ou des glaciations anciennes. La contemporanéité des deux der-nières glaciations, dans les Alpes et dans les Vosges, ne fait cependant aucun doute, même si la terminologie classique alpine n’est pas reprise. Il s’agit bien, dans les Vosges, de la dernière, de l’avant dernière, etc. des glaciations européennes. On en est sûr , non seulement pour des raisons morphologiques et stratigraphiques locales, mais aussi depuis que l’Eémien, identifié par les analyses polliniques à la Grande Pile, prouve que

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Introduction

les moraines de Mélisey appartiennent à la dernière glaciation , et que celles qui se trouvent en aval de la Grande Pile (Linexert) ont été édifiées lors de l’avant-dernière glaciation. Cela dit, une certaine indécision demeure sur le nombre des glaciations anciennes des Vosges, une ou deux, selon la manière dont on inter-prète les traces qui subsistent. Elles sont principalement de deux sortes, les blocs erratiques et les restes de nappes fluvio-glaciaires, à quoi s’ajoutent quelques dépôts mal identifiés.

Une autre caractéristique des glaciations vosgiennes est leur ampleur décroissante, caractère que l’on retrouve également dans les Alpes. Comme si les périodes glaciaires avaient été de moins en moins froides et humides, ce qui, au moins en ce qui concerne les températures, n’est pas confirmé par les analyses des sédiments océaniques ou des glaces groenlandaises ou antarctiques. Une des raisons de cette décroissance pourrait tenir dans le fait que chacune des glaciations a érodé les massifs montagneux, donc en a abaissé l’altitude moyenne. On peut penser que, froid et température étant sensiblement identiques à chacune des glaciations, les altitudes moyennes étant plus basses, et la morphologie de plateau faisant place à une mor-phologie de vallées de plus en plus profondes, le volume de glace diminuait et le réceptacle était de plus en plus difficile à remplir. Les glaciations anciennes des Vosges recouvraient tous les sommets situés dans la zone d’englacement, l’avant dernière débordait des vallées par certains cols, et durant la dernière, les glaciers sont restés cantonnés dans les vallées.

Les limites des glaciers sont indiquées sur les trois figures successivement pour les ou la glaciation anciennes, l’avant-dernière et la dernière. Si la précision des limites de l’extension maximum des glaces atteinte au cours de chacune de ces périodes s’affine au fur et à mesure que l’on se rapproche dans le temps, il n’en demeure pas moins que ces limites restent incertaines en maints endroits.

Les glaciations anciennes

La présence de vestiges morainiques, assez rares, de blocs erratiques et, surtout, de terrasses qui re-présentent les vestiges de cônes et de nappes d’alluvions pro glaciaires permet de tracer des limites assez sûres ou très probables sur le versant lorrain. Ces limites sont davantage difficiles à fixer et souvent plus incertaines sur le versant alsacien. Au Nord-Ouest, le glacier s’est arrêté à l’entrée d’Epinal, où débute la haute terrasse des alluvions les plus anciennes du secteur. Les glaces ont recouvert le plateau de Champdray et déposé les beaux erratiques du sommet du Spiémont. Elles ont légèrement dépassé Granges-sur-Vologne mais n’ont probablement pas atteint Bruyères, quoique un erratique, jamais retrouvé par la suite, y ait été signalé. Elles n’ont pas dépassé Corcieux. Au Sud-Ouest, les glaces se sont arrêtées à proximité de Plom-bières, Fougerolles et Luxeuil. Côté alsacien, les glacier de la Doller s’est arrêté au Langenfeld en amont de Masevaux, celui de la Thur n’a probablement pas dépassé Bitschwiller, sans atteindre Thann. Au vu des formes en éperons tronqués de la vallée, il a été dit que celui de la Fecht aurait dépassé Munster et atteint Zimmerbach.

Les glaciers recouvraient sommets et plateaux, s’engageaient dans des vallées moins creusées et moins profondes qu’elles ne le sont aujourd’hui, et donc dans lesquelles ils s’avançaient relativement moins loin qu’ils ne le firent par la suite. Durant les glaciations anciennes, le paysage le plus probable était celui d’une vaste calotte massive de près d’une trentaine de kilomètres de diamètre coiffant les Vosges moyennes. Au Nord, l’existence de calottes glaciaires de plus petites dimensions sur le Donon, le massif de Senones et le Champ du Feu est probable, mais aucune trace ne peut l’attester.

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Figure a : Glaciations anciennes

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Figure b : Avant-dernière glaciation

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L’avant-dernière glaciation

Les témoins qui permettent de fixer les limites de l’extension maximum des glaces durant cette glacia-tion sont beaucoup plus nombreux, plus sûrs. Ce sont en effet des dépôts associant moraine terminale, cône proglaciaire et nappe fluvio-glaciaire, entaillés par la suite en terrasses, présents dans nombre de vallées, en particulier côté lorrain et côté haut saônois.

Les vallées sont fortement creusées avant d’être remblayées par les alluvions glaciaires, celle de la Mo-selle à la sortie d’Epinal est profonde d’une trentaine de mètres supplémentaires, et leurs glaciers s’indivi-dualisent davantage. Ils sont cependant suffisamment épais pour déborder et franchir des cols, au Nord et au Sud-Ouest, où le glacier de Moselle déborde largement pour recouvrir encore le plateau des Mille-Etangs, jusque Lure. La calotte glaciaire qui recouvre les Vosges laisse surgir quelques sommets, elle est frangée par les ramifications des glaciers de vallées et flanquée de petits appareils glaciaires locaux, à l’Est et au Nord, dans le Massif du Donon et, probablement, jusqu’au Schneeberg.

La dernière glaciation

Elle a évidemment laissé les traces les plus nombreuses, les plus fraîches, et qui permettent de se faire une bonne idée de la physionomie glaciaire des Vosges au cours de cette dernière glaciation qui a duré environ 60000 ans, entre moins 70000 et moins 11000 BP, avec un maximum de froid, et probablement d’extension glaciaire au DGM vers moins 20000 ans.

Il s’agit essentiellement de glaciers de vallées, issus de nombreux cirques, à des altitudes assez basses, et des glaciers qui ont, pour certains, encore assez d’épaisseur pour déborder par des cols, comme c’est le cas pour le glacier de Moselle, qui déborde encore vers le versant de la Haute Saône, jusque Mélisey, par le col des Croix et le col du Mont-de-Fourche. Ce qui ne l’empêche pas d’arriver jusqu’à Noirgueux, un peu en amont d’Eloyes, et d’y édifier le plus beau complexe de dépôts terminaux des Vosges. De petits glaciers de cirques existent au Nord dans le massif du Donon, au Champ-du-Feu, et, proche du Schneeberg, le minus-cule cirque du Graffen Weiher, avec sa petite moraine terminale à 670m, constitue la trace glaciaire la plus septentrionale des Vosges. Y a-t-il encore une calotte glaciaire sur les sommets des Vosges ? La question n’est pas tranchée, mais les indices d’absence ou du moins d’extrême minceur d’un recouvrement continu des sommets font plutôt pencher pour une réponse négative. Sur la grande crête, en grande partie chassée des sommets par le vent, la neige s’accumule en tête des vallées, notamment côté alsacien, et fait naître des glaciers de cirques nombreux et alimentant toute un ramification de glaciers de vallées.

Derniers glaciers

Dans la plupart des grandes vallées vosgiennes englacées lors de la dernière glaciation, malgré parfois la présence de dépôts d’obturation glaciaire latérale, il faut remonter les vallées loin en amont des comple-xes terminaux du maximum glaciaire et, pour finir, dans les cirques proches des sommets, pour retrouver des moraines frontales qui puissent indiquer des arrêts, ou des réavancées, durant le retrait. Le glacier de la Moselotte, par exemple, mesurait près de 30 km de sa source jusqu’à sa confluence avec le glacier de la Moselle. et il ne s’est véritablement arrêté, ou a de nouveau avancé, que sous forme d’un glacier court, 8 km, en amont de La Bresse, au lieu dit Les Planches. Il était alors alimenté par les cirques des Faignes de La Lande, de Blanchemer, de Machey. Il a ensuite disparu et les glaces se sont retirées dans les cirques, comme à Blanchemer. Les glaciers des cirques les plus élevés du massif ont donc été les derniers englacés. A la Grande Pile, l’amorce de la déglaciation se situerait vers13000 BP, et le Dryas récent entre 11600 et 11000 en 14C corrigé. Duquel ou desquels de ces refroidissements, Sub-Atlantique, entre 5000 et 3000 BP dans les Alpes, avancée des glaciers à l’époque romaine, de 0 à 400 AD, et Petit âge glaciaire entre 1400 et 1850 AD, les derniers glaciers vosgiens sont-ils contemporains, quand les derniers glaciers de cirque ont-ils fondu ? Une réponse en âges 14C a été fournie par des palynologues il y déjà une trentaine d’années, pour la Feigne d’Artimont par exemple. La végétation reprend possession du site vers 9000 ans BP et des glaciers

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Introduction

Figure c : Dernière glaciation

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auraient encore existé dans les cirques au Dryas récent. Cependant, très récemment, dans les Vosges alsa-ciennes, des blocs de différentes moraines terminales ont été datés entre 11500 et 7900 ans 10Be. Dans deux des cirques sous les crêtes, la disparition des derniers glaciers remonterait à seulement 6300 ans et 5400 ans. Une étude plus approfondie effectuée sur la base de protocoles d’échantillonnage rigoureux s’avère cependant nécessaire pour confirmer ces datations. Le maintien des glaciers autour de 6000 BP soulève en effet des questions, car il se situe dans un contexte d’optimum climatique holocène.

Une bibliographie figure in :

J.C. Flageollet, Sur les traces des glaciers vosgiens, CNRS EDITIONS, 2002, 212 p. 78 fig., 214 ph., index termes, index lieux.

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