Remerciements

Les auteurs tiennent particulièrement à remercier Etienne Skrzypek pour les documents aimablement mis à leur disposition, ainsi que pour le temps précieux, l'attention et le soutien qu'il leur a consacré lors de la rédaction de cette fiche. Sa relecture approfondie, sa grande connaissance du terrain et ses précieux conseils de spécialiste des sutures et du magmatisme des Vosges ont ainsi permis de grandement améliorer cet essai de synthèse.

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Sommaire :

1. Le contexte géologique
2. La diversité des roches
3. Reconstitution géodynamique
4. Des traces des glaciations quaternaires

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1. Le contexte géologique

Le massif du Bergenbach près du Thalhorn s'intègre dans la géologie des Vosges du Sud (ou Vosges méridionales), une des trois unités structurales hercyniennes traditionnellement reconnues du Massif Vosgien qui comprennent également les Vosges du Nord et les Vosges centrales (ou Vosges moyennes) (fig.3). Ce découpage des Vosges en trois unités est toutefois devenu caduque car, à la lumière de travaux récents (Skrzypeck et al. 2011 et 2014, Tabaud 2012), un nouveau découpage est proposé dans lequel Vosges moyennes et du Sud sont regroupées en un seul ensemble, celui des Vosges du Sud.

Les Vosges du Nord sont séparées des unités méridionales par la faille de Lalaye-Lubine de direction est-ouest. Cette faille majeure est traditionnellement considérée comme une suture hercynienne où se sont acollés des blocs continentaux, originellement situés entre les super-continents paléozoïques Laurussia au nord et Gondwana au sud. Les multiples blocs continentaux et les bassins qui les entourent, constitués de fragments de socle et de dépôts sédimentaires, sont groupés sous le terme « Assemblage de Terrains Armoricains ». Les Vosges du Nord constitueraient la partie sud du microcontinent appelé Saxothuringien, et l'ensemble Vosges centrales - Vosges du Sud serait issu du microcontinent appelé Moldanubien probablement très proche de la marge nord du Gondwana (cf. §.3 et fig. 12).

La partie méridionale des Vosges du Sud forme un ensemble dominé par des séries sédimentaires marines, d'âge Dévonien - Carbonifère, déformées et déplacées au cours de l'orogenèse hercynienne. Deux séries distinctes, celle du Markstein (allochtone) au nord et celle d'Oderen (autochtone) au sud sont séparées par la Ligne des Klippes, un front de chevauchement hercynien, le long duquel ont été tenaillées et conservées des ophiolites.

La présence de roches basiques et ultrabasiques dans plusieurs écailles tectoniques, constituant la Ligne des Klippes, est connue et cartographiée depuis longtemps (1a)(1b) mais ce sont des travaux récents qui ont précisé leur âge, leur nature et leur origine (2)(3)(4)(5)(6).

Le massif du Bergenbach-Thalhorn constitue un des sites de la Ligne des Klippes où affleurent des témoins d'ensembles ophiolitiques hercyniens.

Fig.3 : Cartes géologiques du Massif des Vosges et des Vosges du Sud (d'après Tabaud, 2012) et de l'écaille du Bergenbach - Thalhorn (d'après Skrzypek et al., 2011)

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2. La diversité des roches

La klippe du Bergenbach-Thalhorn (fig.3 et 4) est la plus importante unité, en volume, de la Ligne des Klippes. Elle couvre le flanc nord-est du Bergenbach (877m) au dessus du hameau du Thalhorn et montre un ensemble de roches caractéristiques des ophiolites (péridotites serpentinisées, gabbros), associées à des conglomérats, des sédiments pélitiques marins et des grauwackes de la fin du Dévonien et du début du Carbonifère (6). Gneiss précambriens et granites hercyniens complètent la diversité des roches affleurant à cet endroit.

Fig.4: Localisation des principaux affleurements de l'écaille du Thalhorn sur la colline du Bergenbach (vue aérienne © Geoportail) - cliquer sur les disques pour visualiser des clichés des affleurements

La série de roches affleurant sur ce site comprend principalement :

2.1. Des lambeaux de lithosphère océanique du Dévonien supérieur, à la limite Frasnien-Famennien, représentés par :

  ♦ des péridotites serpentinisées (fig.5) visibles dans la carrière et dans le champ au-dessus de celle-ci (voir fig.4). En surface elles présentent une altération ocre caractéristique mais montrent aussi de belles serpentines macroscopiques et des veines de calcite. La serpentinisation intense n'a laissé que quelques traces de spinelle et d'orthopyroxène identifiables au microscope (4). Ces caractères suggèrent que la roche originelle était une harzburgite à spinelle.

  ♦ des gabbros (fig.5) affleurent dans le champ au-dessus de la carrière (voir fig 4). Ils sont le plus souvent grossièrement grenus composés de plagioclase, d'ortho - et clinopyroxène. Ils ont été datés à 372 ± 18 Ma (5) par la méthode Sm-Nd (selon un échantillon provenant de la Klippe voisine de Kruth-Sauwas).

a
b	c
d	e

Fig.5 : Affleurements et échantillons de péridotite/serpentinite et gabbro : (a) carrière de péridotite; (b) péridotite et (c) gabbro dans le champ au-dessus de la carrière; (d) échantillon de péridotite ; (d) échantillon de gabbro

  ♦ des dolérites, ou microgabbros, sont signalés dans les publications. Elles n'ont pas pu être localisées par les auteurs.

Nota : des ophicalcites ont été observées dans d'autres klippes mais pas sur ce site du Thalhorn.

2.2. Des éléments d'une couverture sédimentaire :

  ♦ des conglomérats (fig.6) affleurent notamment dans un petite falaise qui limite un champ marécageux près de la zone de stationnement, et dans la pente au dessus de la carrière (localisation sur la fig.4).

Le matériel conglomératique recouvre les péridotites et gabbros de la klippe ; il lui est donc postérieur et cette succession chronologique est aussi observable dans d'autres écailles de la ligne des Klippes (2)(5).

Les conglomérats sont des poudingues à matrice de grauwacke et contiennnent des galets de roches variées : gneiss, orthogneiss, quartzite, amphibolite, dolérite, gabbro, péridotite... Les galets de gneiss sont arrondis, ceux de gabbros et dolérite sont irréguliers, la péridotite se présente plutôt en petits fragments anguleux. La matrice à grain grossier est au microscope faite de quartz et feldspaths, et de fines chlorites, biotites et minéraux argileux (4) (5). Ils renferment des fragments et remanient donc les roches sous-jacentes plus anciennes ; ils ont été datés du Dévonien supérieur, avec un âge de 382 ± 2 Ma obtenu par radiochronologie (6) (selon la datation faite sur les zircons détritiques les plus jeunes qu'ils renferment).

Fig.6: Conglomérats : en haut, détails de deux affleurements ; en bas une surface polie (photo © E.Skrzypek)

  ♦ des schistes affleurent sous la forme de quelques rochers cachés sous les arbres à droite de la carrière de péridotite (fig.4). Ce sont  les schistes multicolores du Dévonien supérieur, fins et très siliceux, qui font partie de la succession ophiolitique.

  ♦ des schistes noirs à faciès turbiditique affleurent au sommet de la colline du Bergenbach. Dans ce secteur géographique, ces sédiments font partie de l'unité autochtone d'Oderen-Thann (fig.3) et sont datés du Carbonifère inférieur.

Ces sédiments sont décrit dans la fiche Ecaille du Treh, site où ils affleurent largement. 

Voir aussi la lithostratigraphie du Dévonien-Carbonifère, fig. I.2 en Annexe 1

2.3. Des fragments de la croûte continentale néoprotérozoïque sous la forme de divers gneiss (fig.7) sont affleurants au sud-est du secteur (voir leur localisation sur la fig 4). Les datations faites avec la méthode U-Pb appliquée aux zircons montrent que les matériaux qui les constituent ont une longue histoire, le dernier événement enregistré se situant à -575 ± 29 Ma (5). Des gneiss faiblement déformés faits de lits clairs discontinus de quartz, felspaths potassiques et plagioclases, alternant avec des lits de muscovite, biotite, présentent les caractères d'une déformation cataclastique (minéraux fracturés). Ce type de déformation est habituellement associé à des zones de failles. Il existe aussi des orthogneiss mylonitiques, encore appelés "leptynites", à grain fin, et caractérisés par des "yeux" de feldspath potassique.

Fig.7 : Deux aspects des gneiss : à gauche gneiss à déformation cataclastique ; à droite leptynite. (photo © E.Skrzypek)

2.4. Plusieurs filons de microgranite (fig.8) s'intercalent au sein des roches précédemment citées ; ils sont localisés préférentiellement en périphérie de la klippe (4) et sub-parallèles à la disposition générale des strates.
De couleur gris-rose, ils montrent des phénocristaux de feldspath, de biotite chloritisée et amphibole, dans une matrice microcristalline (4).
Un filon large d'environ 20m affleure en bordure du chemin qui monte vers la carrière, quelques dizaines de mètres avant d'atteindre celle-ci. Un autre s'étalant sur une dizaine de mètres est visible juste à droite de la carrière (localisation sur la fig.4).

Fig.8 : Echantillon de microgranite en filon plurimétrique, près de la carrière de péridotite

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3. Reconstitution géodynamique

Les écailles tectoniques, dont celle du Thalhorn, constituant "la Ligne des Klippes", pincées entre la série du Markstein et la série d'Oderen, ont été reconnues et mentionnées dans la littérature depuis le début du XX^ème siècle. Il est généralement admis que cette structure suturale et les ophiolites associées sont dues à la convergence varisque, qui a entraîné au début du Carbonifère des plissements et charriages, dans le contexte de mise en place de la partie méridionale de la chaîne hercynienne en Europe (fig.9).

Fig.9 : Localisation des Vosges dans la chaîne hercynienne (= varisque) européenne - la direction de vergence correspond à celle des chevauchements (cartographie d'après M. Ballèvre (7))

De façon plus précise, l'évolution géodynamique et les reconstitutions paléogéographiques ont fait l'objet de plusieurs hypothèses.
Sont exposées ci-après quelques étapes de l'évolution des idées ou des conceptions, en rapport avec les progrès des techniques d'investigation. Elles peuvent être utilisées comme un modèle pédagogique pour discuter certains concepts habituellement rattachés à "la Théorie de la Tectonique des Plaques".

♦ Dès 1928 Jung (1) reconnait l'existence de klippes (= terrains charriés) dans le secteur  :

" L'existence dans la haute vallée de la Thur, aux environs de Wesserling, d'une importante surface de contact anormal est montrée par l'intercalation de lentilles étirées de roches cristallines dans le Dinantien à faciès du Culm ".

♦ La cartographie et l’analyse tectonique réalisées lors de la réalisation de la carte géologique par le BRGM - feuille Munster (1976) - confirment que la série du Markstein (au nord) chevauche celle d’Oderen (au sud). Les gneiss et péridotites (serpentinites) situés sur la Ligne des Klippes sont des écailles tectoniques d’origine profonde, arrachées au substratum anté-viséen lors du chevauchement.

♦ L'origine tectonique a été contestée par Fluck (1987) (2) qui propose que ces ensembles péridotites-gabbros-gneiss, représentent des olistolithes, résultant de dépôts gravitaires (éboulements sous-marins turbiditiques), reposant sur une matrice de grauwackes (fig.10). Cependant, des études structurales ont révélé des traces de cisaillement dans les sédiments environnants qui seraient indicateurs de failles de coulissage, plus en accord avec un chevauchement (Wickert et Eisbacher 1988).

Fig.10 : Coupe interprétative de la série de la klippe du Bergenbach-Thalhorn d'après Fluck 1987

♦ D'après les schémas classiquement admis, au Dévonien supérieur (fig.11), on considère que :

• les Vosges du Nord appartiennent au bloc "Saxothuringien", dans le prolongement oriental du microcontinent Armorica ;
• les Vosges du Sud se situent sur le bloc "Moldanubien", un élément de la marge nord du continent Gondwana, affecté par une phase de rifting et la mise place d'un bassin d'arrière-arc à plancher océanique (= futures ophiolites du Thalhorn) ; il s'y produit une sédimentation à l'origine des séries du Markstein et d'Oderen ;
• Vosges du Nord et Vosges du Sud sont séparées par la faille de Lalaye-Lubine qui représente la suture (éovarisque) d'un océan silurien ancien disparu avant l'épisode de collision varisque.

Selon ce modèle contextuel (fig.11), sont actives deux zones de subduction où la lithosphère océanique d'une relique de l'océan Rhéïque (à l'emplacement duquel se construit un nouvel océan éphémère, l'océan Rhénohercynien) plonge vers le sud sous le bloc Saxothuringien composé d’un fragment de socle - la "ride cristalline médiogermanique" au nord - et d’un bassin adjacent dont les sédiments remaniés vont former les futures Vosges du Nord, plus au sud. Le bassin Saxothuringien plonge lui-même vers le sud, sous le Moldanubien, au niveau de la suture éovarisque (post-silurienne ?) qui parcourt d'est en ouest, la marge septentrionale du Gondwana. Ce scénario aurait pour conséquence de permettre l’ouverture d’un bassin d’arrière-arc au sein de la marge septentrionale du Gondwana, d'ampleur modeste dans le temps et dans l'espace.

Fig.11: Situation paléogéographique à la fin du Dévonien - carte et coupe montrant les zones de subduction et de rifting océanique de bassin d'arrière-arc (adapté d'ap. Faure et al. ⁽⁹⁾)

♦ Selon les publications les plus récentes de E.Skrzypek et al. 2011 (4) et 2014 (5), et la thèse de A-S.Tabaud 2012 (3), la fin du Dévonien, juste avant la collision et la fermeture complète, au Carbonifère, de l'océan Rhénohercynien (à l'emplacement de l'ancien océan Rhéïque né au Cambrien), serait caractérisée par un contexte paléogéographique quelque peu différent, incluant une subduction et un domaine océanique supplémentaires (fig.12 et 13), à l'instar des modèles proposés pour les zones géographiques voisines d'Europe centrale (8) :

• Les Vosges du Nord font partie du bloc Saxothuringien cerné, au nord comme au sud, par des zones de subduction activées par les fermetures des domaines océaniques du Paléozoïque inférieur : une relique de l'Océan Rhéïque qui a laissé place à l'océan Rhénohercynien (au nord), d'une part et le bassin Saxothuringien (au sud), d'autre part.
• Les Vosges du Sud appartiennent au bloc Moldanubien au sein duquel se met en place un bassin d'arrière-arc en expansion bientôt refermé (origine des ophiolites du Thalhorn), contemporain d'autres bassins similaires supposés ou connus en Forêt Noire du sud (zone de Badenweiler-Lenzkirch) et dans la région de la Brévenne du Massif Central.

• La Paléotéthys, un océan ancien situé au nord du continent Gondwana se ferme également. Sa marge nord est en subduction sous le bloc Moldanubien (séparé du Gondwana). Celle-ci ferait apparaître un arc volcanique et un bassin d'arrière-arc à l'extrémité sud du domaine Moldanubien. Cet arc magmatique fournit les matériaux volcaniques observés dans les séries sédimentaires d'Oderen et du Markstein. Dans ce contexte de bassin d'arrière-arc, l'origine des éléments de socle précambriens (gneiss néoprotérozoïques) s'expliquerait par la présence de blocs continentaux mis en place au cours du rifting continental et subsistant en certains endroits du bassin (fig.13) : la croûte continentale étirée entraîne l'exhumation du manteau, des blocs de matériaux continentaux persistent ici et là sur les matériaux d'origine mantellique constituant le fond océanique du bassin. Ces paléoreliefs, officiant comme barrages naturels, expliqueraient l'inégale répartition des produits volcaniques, issus de l'arc de la marge sud du bassin, abondants dans les séries sédimentaires d'Oderen (sud du bassin) et beaucoup plus rares dans celles du Markstein (proches de la marge nord du bassin).

• Un magmatisme granitique quasi-synchrone de la déformation produit des intrusions dans le soubassement (dont le granite des Crêtes). Les filons de microgranite représentent les injections de ce magma granitique le long de discontinuités (plans de stratification, pourtour des klippes, zones de chevauchement) présentes au sein des séries sédimentaires sus-jacentes.

• La faille de Lalaye-Lubine séparant actuellement Vosges du Nord et Vosges du Sud est une faille de détachement (ou de décrochement) qui ne correspondrait pas à la suture varisque (fermeture du Bassin Saxothuringien) à cause notamment de l'absence d'ophiolites. La suture serait localisée plus au nord, dans le socle vosgien mais effacée car recoupée par des ensembles magmatiques tardi-hercyniens plus récents ou contemporains.

Ce scénario, évoquant une subduction de la Paléotéthys vers le nord, s'accorderait avec la vergence sud des chevauchements constatée dans les Vosges et la Forêt Noire, c'est à dire le long de la limite nord de la chaîne varisque méridionale (fig.9). A l’inverse, une vergence nord est observée dans les séries de la Brévenne (Massif Central).

Fig.12 : Situation paléogéographique à la fin du Dévonien - carte et coupe montrant les zones de subduction et de rifting océanique de bassin d'arrière-arc (adapté d'après Skrzypek et al. 2011)

Fig. 13: Evolution géodynamique du bassin d'arrière-arc des Vosges du Sud, du Dévonien supérieur au Viséen moyen (d'après Skrzypek et al. 2011)

Remarque : le scénario présenté ci-dessus est davantage développé en Annexe 1.

En conclusion, quel que soit le modèle considéré, la série ophiololitique du Thalhorn n'est pas à mettre en relation avec une suture océanique majeure hercynienne, telles que celles associées aux autres ophiolites dévoniennes connues dans la partie nord de la chaîne varisque, en Angleterre (Lizard) jusqu'en Allemagne (Giessen, Harz - fig.9). L'ophiolite du Thalhorn conserve les reliques d'un bassin océanique marginal d'arrière-arc, mis en place vers la fin du Dévonien dans un contexte tectonique de convergence pré-collision, en réponse à la subduction d'un des domaines océaniques du Paléozoïque inférieur, la Paléotéthys, qui séparait un ensemble de microcontinents anté-hercyniens "coincés" entre Laurussia et Gondwana.

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4. Des traces des glaciations quaternaires

Des traces des glaciations quaternaires sont bien visibles dans le paysage : vallée glaciaire typique et nombreux blocs erratiques.

Des blocs erratiques (fig.4 et 14) métriques de nature granitique reposent ici et là dans la pente, Ils se mêlent aux blocs de roches locales. Ils témoignent de l'activité de glaciers sur cette colline au cours du Würm (dernier épisode glaciaire) : ces blocs ont été déplacés, transportés par un glacier ; lors de la fonte de celui-ci, ils ont été abandonnés sur place.

Fig. 14 : Des blocs erratiques, vestiges des glaciations quaternaires

La vallée de la Thür (fig.15) avec son fond plat présente une morphologie typique de vallée glaciaire. Elle est en partie barrée par plusieurs verrous.

Fig. 15 : Vue vers l'amont sur la vallée de la Thur. (altitude moyenne de 500m). Le lac artificiel de Kruth-Wildenstein est visible au fond à gauche. A la droite du lac, on distingue un verrou glacaire constitué par le Schlossberg (670 m). L'extrémité d'un autre verrou couvert de forêts, le Baerenberg (554 m), est visible au milieu de la vallée juste au pied du Bergenbach.

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Le massif du Thalhorn fait l'objet d'une fiche dans la Lithothèque d'Alsace : http://lithotheque.site.ac-strasbourg.fr/index.php?option=com_flexicontent&view=item&id=20:fiche-eleve-thalhorn&Itemid=191

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Bibliographie :

(1a) Jung J. (1928) - Contribution à la géologie des Vosges hercyniennes d'Alsace, Mémoires du Service de la Carte géologique d'Alsace-Lorraine, 2, 463 pages.

(1b) Fluck P. (1987) - Apports de la ‘‘microcartographie’’ à divers points cles de la géologie du socle vosgien. In: Colloque des Géologues et Géophysiciens du Socle Vosgien, Strasbourg, 7–11 October 1987, pp 11–14

(2) Schneider J-L., Hassenforder B., Paicheler J-C. (1990) - Une ou plusieurs «Ligne des Klippes» dans les Vosges du Sud (France)? Nouvelles données sur la nature des «klippes» et leur signification dans la dynamique varisque. Comptes Rendus de l’Académie des Sciences, 311, 1221–1226.

(3) Tabaud A.S. (2012) - Le magmatisme des Vosges : Conséquence des subductions paléozoïques (datation, pétrologie, géochimie, ASM). Thèse de Doctorat, Université de Strasbourg, EOST, 231 pages.

(4) Skrzypek E. et al. (2011) - The significance of Late devonian ophiolite in the Variscan orogen: a record from the Vosges Klippen Belt, Int. J. Earth Sci. (Geol Rundsch), original paper, 22 pages.

(5) Skrzypek E. et al. (2014) - Palaeozoic evolution of the Variscan Vosges Mountains. Geological Society, London, Special Publications, 405, 45–75.

(6) Schaltegger U., Schneider J-L., Maurin J-C., Corfu F. (1996) - Precise U-Pb chronometry of 345–340 Ma old magmatism related to synconvergence extension in the Southern Vosges (Central Variscan Belt). Earth Planet Sci Lett 144, 403–419.

(7) Ballèvre M. (2016) - La place du Massif armoricain avant l'orogenèse varisque. Géochronique, n°140 - SGF et BRGM éd.

(8) Belka Z. & Narkiewicz M. (2008) - Devonian - in McCann T. ed. - The Geology of Central Europe - Volume 1: Precambrian and Palaezoic. Geological Society, London, 383-410.

(9) Faure M., Lardeaux J.-M. et Rossi P. (2008) - La chaîne varisque - Géochronique n°105 - BRGM-SGF éd.

Notice de la carte géologique à 1:50.000 - feuille n°377 - Munster (1976), Ed BRGM.