255, 255, 255); font-weight: bold;">I. LA PÉRIODE TARDI-HERCYNIENNE →

• La Formation d'Albé
• La Formation de Triembach
• La Formation de Meisenbuckel
• La Formation de Frapelle
• La Formation de Champenay
• La Formation de Saint-Dié
• La Formation de Senones

• Le Buntsandstein inférieur
• Le Buntsandstein moyen
• Le Grès vosgien
• Le Conglomérat principal
• Le Buntsandstein supérieur
• Les Couches intermédiaires
• Le Grès à Voltzia
• Le Grès coquillier255, 255, 255); font-weight: bold;">

255, 255, 255); font-weight: bold;">BIBLIOGRAPHIE

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

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

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

Les dépôts sédimentaires de cette unité, dont la puissance peut dépasser 70 m, se distinguent nettement par leur richesse en tufs pyroclastiques. Ils sont connus non seulement dans le Val de Villé, mais aussi sur toute la bordure méridionale du bassin jusqu'au Sud de Saint-Dié, ainsi que dans le bassin de la Plaine et du Nideck, où ils représentent la base de la couverture. L'abondance des quartz globuleux à bipyramidés est caractéristique, tout comme celle des fragments vitreux écrasés, entièrement altérés en matériel phylliteux. Les faciès épiclastiques (arkoses conglomératiques, siltites) sont toujours subordonnés.

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


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


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


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




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

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

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


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



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

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

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