1) Généralités sur les glaciations alpines :

Durant le Quaternaire, au Pléistocène, l'Europe continentale a vu se succéder plusieurs grands épisodes glaciaires qui portent les noms de rivières affluentes du Danube (Donau), la Würm, la Riss, la Mindel et la Günz (fig.2).

Les trois glaciations les plus récentes, Mindel, Riss et Würm, ont initialement été décrites par Albrecht Penck et Eduard Brückner dès 1901 (1). Deux autres glaciations plus anciennes, Biber (la Biber est une autre rivière affluente du Danube) et Donau, reconnues plus récemment, ont été ajoutées par Barthel Eberl vers 1930 (2).

Remarquer que l'ordre alphabétique respecte la chronologie (fig.2).

Fig. 2 : Chronologie des glaciations alpines  © Obs-ujf-grenoble

La datation, la durée, l'intensité et la chronologie (fig.3) des principaux épisodes glaciaires et interglaciaires sont établies à partir de la cartographie, la stratigraphie et des mesures de rapports isotopiques, en particulier ceux de l'oxygène qui permettent le calcul de δ ¹⁸O (fig.18) pour en savoir plus sur le δ ¹⁸O voir l'annexe 1) (8)

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Fig. 3 : Chronologie des principaux épisodes glaciaires et inter-glaciaires et courbes SPECMAP lissées du δ ¹⁸O océanique, issues du projet de la National Science Foundation: Mapping Spectral Variability in Global Climate Les stades isotopiques (OIS = Oxygen Isotopic Stade), sont numérotés par ordre croissant à droite de la courbe du δ ¹⁸O (voir par exemple Martinson et al., 1987)(8)

2) Extensions des glaciations alpines dans les Vosges :

Dès 1840, Henri Hogard a été le premier à comprendre l'importance à accorder aux glaciations dans le façonnement des vallées vosgiennes (3).

Dans les Vosges, la stratigraphie glaciaire n'est qu'en partie résolue, en particulier pour ses termes les plus anciens, et reste soumise à controverses.

D'autres complications apparaissent dès que l'on s'intéresse à la nomenclature utilisée. Ainsi par exemple, la glaciation ancienne de Seret (1991)(7)(fig.4) correspond à l'avant-dernière glaciation de Flageollet (2002)(4)(fig. 5 et 6b) ; elle est attribuée au Riss.

Il convient donc d'être extrêmement rigoureux lors des discussions sur le sujet.

La (ou les) glaciations anciennes de Flageollet (2002) peuvent être attribuées aux stades isotopiques (OIS = Oxygen Isotopic Stade)(fig.3), OIS 12 soit Mindel autour de 450 000 ans et/ou OIS 16 (Cromérien = 630 000  ans environ)(6). La glaciation Riss (-320 000 à -120 000 ans) est repérée par trois maximums (stades OIS 10, 8 et 6). Les limites du dernier maximum glaciaire du Würm sont repérées par l'OIS 4 à 2, ils correspondent aux 50 derniers millénaires (6)(fig.3).

Fig. 4 : Limites des glaciations d'après Seret (1991) (7)

Fig. 5 : Synthèse récente des limites des glaciations d'après Flageolet (2002) (4) modifié par D. Harmand (2011) pour une conférence donnée à Terrae-Genesis et de laquelle est tirée cette figure.

Les travaux de J.C. Flageollet (décédé en 2014) semblent faire l'unanimité parmi les géomorphologues qui travaillent sur le Massif Vosgien. Les trois principaux épisodes reconnus sont illustrés sur les figures 6a, b et c (4). C'est surtout l'épisode Riss (fig.6b) qui nous intéressera dans la région du Val d'Ajol.

Fig. 6a : Extensions des glaces dans le Massif Vosgien durant le Quaternaire Ancien (glaciations "anciennes" indifférenciées) © J.C. Flageollet (4)

Fig. 6b : Extensions des glaces dans le Massif Vosgien durant le Quaternaire Ancien (Avant-dernière glaciation = glaciation du Riss) © J.C. Flageollet (4)

Fig. 6c : Extensions des glaces dans le Massif Vosgien durant le Quaternaire Ancien (dernière glaciation = glaciation du Würm) © J.C. Flageollet (4)

2) Traces dans (et en périphérie de) la vallée de la Combeauté :

Le lit actuel de la Combeauté serpente au fond d'une vallée étroite et sinueuse (fig.7 et 8) avant de déboucher au niveau de Faymont, après la traversée du verrou de la "Vallée des Roches" (fig.9 - voir aussi la fiche Faymont-Val-d'Ajol), dans une vallée large et à fond plat à la confluence avec d'autres ruisseaux (fig.10), comme celui de Méreille, affluent en rive gauche qui descend du Girmont-Val-d'Ajol. 

La vallée du Val-d'Ajol est contrôlée par un fossé d'éffondrement de direction varisque N50°E.

Avant d'être empruntée par la Combeauté, cette ancienne vallée a été occupée par des glaciers ou leurs appendices, en particulier pendant les glaciations anciennes indifférenciées et la glaciation du Riss (fig.6a,6b), qui l'ont façonnée en auge, morphologie bien reconnaissable à son fond plat et à ses flancs escarpés (forme en U). Ce travail a été facilité par des lithologies différentes, roches cristallines hercyniennes plus massives, plus dures et donc plus résistantes sur les lèvres du fossé d'effondrement et roches volcano-sédimentaires détritiques permo-triasiques plus poreuses, plus gélives et donc plus tendres en son sein.

Fig. 7 : Vue de la vallée sinueuse de la Combeauté vers le SO depuis la Tête du Champ Carré (crête à l'est du Col du Peutet).

Fig. 8 : Vue de la vallée vers le NE en amont du verrou de Faymont.

Fig. 9 : Vue aval (vers le NE) du verrou de la Vallée des Roches (Faymont)

Fig. 10 : Le Val-d'Ajol à la confluence de la Combeauté (qui coule de la gauche vers la droite de la photographie) et du Ruisseau de Méreille (qui arrive face à nous) (vue vers le SE depuis La Feuillée-Dorothée)

Mais c'est surtout sur le plateau du Girmont-Val-d'Ajol qui surplombe Faymont que les traces de l'activité ancienne des glaciers sont les plus remarquables (fig.11).

Fig. 11 : Extrait de la carte géologique BRGM 1:50000 Feuille Remiremont n° 376. (© BRGM) (Les flèches rouges indiquent la localisation de bourrelets morainiques).

Le rabottage glaciaire intense a conduit à la formation d'un plateau parsemé d'étangs ; la douceur du relief totalement aplani est bien visible depuis le ciel (fig.12). Ce type de paysage s'étend plus au sud jusqu'en Haute-Saône et constitue le Plateau des Mille Etangs (4)(fig.17).
A l'origine ces lacs sont naturels, installés dans des dépressions creusées par les glaciers.  Ils ont pour la plupart été plus ou moins aménagés comme l'Etang de Corfaing (fig.12 et 13) pour servir de retenues d'eau destinées à alimenter des usines ou simplement comme viviers réservés à la pisciculture.

Fig. 12 : Vue aérienne du Grand Etang de Corfaing  (Le Girmont) © Gaz'aile Photo Nicolas Couval ( nicolas.couval@gazaile-photo.fr )

La présence de blocs erratiques (fig.13), de roches striées (fig.14) et de fragments de moraines remaniées en amont du Val d'Ajol, en rive gauche de la Combeauté sur la Commune du Girmont-Val-d'Ajol, en particulier dans et aux abords du Grand Etang de Corfaing (voir localisation fig.1b et fig.11), ou plus en aval à La Molière (fig.16), toujours en rive gauche de la Combeauté, en arrivant à Fougerolles-le-Château, témoignent d'une omniprésence des glaciers durant les épisodes glaciaires quaternaires (4)(5).

Fig. 13 : Le Grand Etang de Corfaing au Girmont-Val-d'Ajol et ses blocs erratiques en partie immergés.

Fig. 14 : Bloc erratique à stries glaciaires parallèles (rive Sud-Ouest du Grand Etang de Corfaing au Girmont-Val-d'Ajol)

Fig. 15 : L'étang de Corfaing: un Espace Naturel Sensible du département des Vosges

Un panneau explicatif pédagogique (fig.15) illustre et met en valeur cet héritage glaciaire et la richesse biologique qui lui est associée. Le Grand Etang de Corfaing est un site classé et protégé comme Espace Naturel Sensible (ENS) par le Département des Vosges.

Fig. 16 : Extraits des cartes géologiques BRGM Feuilles Plombières n° 375 et Remiremont n° 376. (© BRGM) (La flèche rouge montre l'emplacement des vestiges de bourrelets morainiques).

Ces reliques qui apparaissent sur la carte géologique mais qui sont indiscernables sous le couvert végétal, tant elles ont été arasées depuis leur mise en place, dominent la vallée de la Combeauté de plus de 300 m au Girmont-Val-d'Ajol et encore de plus de 100 m au lieu-dit La Molière (fig.16) à proximité de Fougerolles-le-Château situé 6 km en aval. Les "langues glaciaires" qui ont laissé les traces qui nous intéressent ici, étaient des appendices d'un important glacier (fig.6a et b) qui s'écoulait dans les vallées actuelles de la Moselle et de la Moselotte (5) et qui débordait aussi au dessus de "La Demoiselle" vers Bellefontaine, Plombières-les-Bains et la région des Mille-Etangs (fig.17) où sont également observés des blocs erratiques, des roches moutonnées ou striées et des bourrelets morainiques importants et ce jusqu'à plus de 500 m d'altitude (4).

Fig. 17 : Plateau des Mille-Etangs (© Comité régional du Tourisme de Franche-Comté © cdn.sit.franche-comte.org)

Ces vestiges témoignent d'un englacement complet de la région avec présence d'une calotte glaciaire (ou ice cap) durable pendant le Riss (fig.6b).

Du Würm, ce sont sutout des dépôts fluvioglaciaires de vallée qui ont été préservés, particulièrement dans la vallée de Méreille (voir localisation fig.1b et fig.11) affluente à celle actuellement occupée par la Combeauté. Ces dépôts fluvio-glaciaires, tout comme les bourrelets morainiques cités plus haut, ont été arasés au cours du temps et ne peuvent être mis en évidence que lors de sondages ou d'excavations.

Bibliographie:

(1) PENCK, A. & BRÜCKNER, E. (1901) Die Alpen im Eiszeitalter.Tauchnitz Ed. Leipzig, 1199p.

(2) EBERL B. (1930) Die Eiszeitenfolge im nördlichen Alpenvorlande - Ihr Ablauf, ihre Chronologie auf Grund der Aufnahme im Bereich des Lech- und Illergletschers. Filser Ed. Augsburg, 427p.

(3) WEISROCK A. (1999) Un précurseur de la géomorphologie : André Hogard (1808-1880) et la glaciation des Vosges, Géographes de l'Est 1840-1940, vol. 39/1.

(4) FLAGEOLLET J. C. (2002) Sur la trace des glaciers vosgiens, CNRS Ed., 212p.

(5) SERET G. (1967) Les systèmes glaciaires de la vallée de la Moselle et leurs enseignemenst. Société Royale Belge de Géographie, Bruxelles, 577p.

(6) OCCHIETTI S. et KULINICZ E. (2009) Terrasses et épandages alluviaux antérieurs au Riss/Saalien à la périphérie Nord-Ouest des Vosges France. Quaternaire, 20 (1), p93-116.

(7) SERET G. (1991) Les processus glaciaires dans les Vosges lorraines et leur stratigraphie. Livret-guide d'excursion. Université de Louvain-la-Neuve, 49p. plus cartes et figures. 

(8) MARTINSON D.G., PISIAS N.G., HAYS J.D., IMBRIE J., MOORE T.C. & SHACKLETON N.J. (1987) Age dating and the Orbital Theory of the Ice Ages: Development of a High-Resolution 0 to 300,000-year Chronostratigraphy. Quaternary Research, 27, 1-29.

(9) DELAYGUE G., ALBAREDE F. et THOMAS P. (2011) Isotopes de l'oxygène, paléotempératures et volume des glaces. Planet-Terre, éduscol, ENS Lyon.

http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/delta-temperature.xml

(10) FERROIR T. (2012) Ce qu’il faut comprendre et retenir du δ¹⁸O (delta ¹⁸O) en tant qu’indicateur paléoclimatique.

http://tristan.ferroir.fr/index.php/2012/01/18/ce-quil-faut-comprendre-et-retenir-du-delta-18-o-en-tant-quindicateur-paleoclimatique/