Histoire simplifiée

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Le Précambrien :

Au niveau global, la fin du Précambrien voit la dislocation progressive du continent unique Rodinia formé vers 1 Ga. De 750 à 550 Ma, de larges blocs continentaux se détachent successivement de Rodinia, à savoir Laurentia (actuelle Amérique du Nord + Groenland + Ecosse), Siberia (actuelle Sibérie orientale), puis Baltica (actuelle Scandinavie + partie européenne de la Russie + Europe de l’Est), laissant ainsi au niveau du pôle Sud le macrocontinent Gondwana. La fin du Précambrien correspond, en Europe occidentale, à l’orogenèse cadomienne (du latin Cadomus=Caen, car des témoins sont reconnus en Normandie). Celle-ci voit se former une large chaîne de montagne et un arc volcanique à la périphérie de Gondwana.Dans les Vosges, cet immense intervalle de temps qu’est le Précambrien n’a laissé que peu de traces. On peut toutefois trouver de rares témoins de cette période dans les Vosges du Sud, au niveau de la Ligne des Klippes. En effet, les Klippes contiennent des blocs de gneiss qui sont à ce jour les roches les plus anciennes connues dans le massif vosgien. Ces gneiss sont probablement issus de granitoïdes mis en place vers 575 Ma et témoignent d’un magmatisme acide ayant eu lieu à la fin du Précambrien. Ils seraient donc des témoins de l’orogenèse cadomienne. Il est probable que des roches similaires soient toujours présentes en profondeur et constituent le socle actuel des Vosges.

Le Paléozoïque :

  Le Paléozoïque est associé, en Europe, au cycle orogénique hercynien (ou varisque). Celui-ci débute par une dislocation progressive de la marge Nord de Gondwana. Du Cambrien au Silurien, plusieurs blocs microcontinentaux se détachent de Gondwana et migrent vers le Nord, c’est-à-dire vers les macrocontinents Laurentia et Baltica situés à cette période au niveau de l’Equateur. Au début de l’Ordovicien (490 Ma), le microcontinent Avalonia (actuel Sud de l’Angleterre + NE de l’Amérique du Nord + Hanse) se détache de Gondwana, ouvrant ainsi l’Océan Rhéïque. Avalonia migre rapidement vers le Nord et est accrété au macrocontinent Laurussia (Laurentia+Baltica), né de l’orogenèse calédonienne vers la fin du Silurien (420 Ma). Puis, une mosaïque de petits blocs (terrains armoricains) formant l’actuelle Europe occidentale se sépare de la marge nord de Gondwana au Silurien. Ces blocs sont entourés par l’Océan Rhéïque au Nord et l’Océan Paléotéthys au Sud. Lors de leur progressive migration vers le Nord, ces terrains sont également l’objet de processus divergents et convergents qui conduisent à l’ouverture et à la fermeture de domaines océaniques plus réduits, tels les bassins rhénohercynien ou saxothuringien.

Mouvements des blocs continentaux au cours du primaire

Mouvements des blocs continentaux au cours du primaire (d'après Skrzypeck 2012)

Du Dévonien au Carbonifère, Gondwana se déplace vers le Nord pour finalement entrer en collision avec Laurussia, collision qui implique également tous les blocs continentaux situés entre les deux macrocontinents. C’est cette ultime étape qui va donner naissance à l’orogène hercynien.  En Europe occidentale, les témoins de l’orogenèse hercynienne sont rattachés à différentes zones lithotectoniques. Du Nord au Sud, on distingue communément les zones rhénohercynienne, saxothuringienne et moldanubienne. – La zone rhénohercynienne correspond aux reliques d’un bassin océanique ouvert au Dévonien inférieur et refermé, du Dévonien moyen au Carbonifère inférieur, à la faveur d’une subduction vers le Sud. – La zone saxothuringienne témoignerait de l’existence d’un bassin océanique plus ancien. Il se serait ouvert au Silurien et refermé du Dévonien au Carbonifère lors d’une subduction vers le Sud. – La zone moldanubienne représente la partie profonde de la chaîne hercynienne. Il s’agit du socle continental déformé et métamorphisé lors de la collision dévono-carbonifère.

Chaîne hercynienne d'Europe d'après Skrzypeck

Chaîne hercynienne d'Europe (d'après Skrzypeck 2012)

Vosges du Nord

Dans les Vosges, les sédiments paléozoïques les plus anciens sont ceux trouvés dans les séries de Villé et Steige. Du Cambrien au Silurien, des argiles et sables où vivent des éponges siliceuses et des micro-organismes appelés chitinozoaires (Villé) et acritarches (Steige) se déposent dans un environnement marin peu profond, en même temps qu’a lieu un volcanisme acide. Ces dépôts sont caractéristiques de la marge Nord de Gondwana, à l’époque où celle-ci se trouvait encore très proche du pôle Sud.  Dans la vallée de la Bruche, les dépots volcano-sédimentaires témoignent d’un environnement radicalement différent. Des calcaires Dévonien moyen (lentilles calcaires de Russ et Schirmeck) indiquent la présence de récifs coralliens dans une mer relativement chaude. Les conglomérats associés (conglomérat de Russ) sont en faveur d’un environnement côtier, donc peu profond. Au même moment, un volcanisme sous-marin se produit. Au Dévonien supérieur, l’environnement marin est toujours peu profond, comme en témoignent les nombreux débris végétaux trouvés au sein des assises sédimentaires (radiolarites de la carrière de Russ-Hersbach). En revanche, les dépôts du Carbonifère inférieur sont plus fins et indiquent un approfondissement du bassin lors de l’érosion d’une chaîne de montagne voisine (turbidites de la carrière du Netzenbach). Cette succession stratigraphique montre de fortes similarités avec l’enregistrement de la zone rhénohercynienne. On y décèle en effet la genèse d’un bassin au Dévonien, puis son approfondissement lors de sa fermeture au Carbonifère. L’extrémité nord du socle vosgien pourrait donc correspondre à la zone rhénohercynienne.  A proximité de la vallée de la Bruche, on trouve le large complexe magmatique du Champ du Feu. Celui-ci témoigne d’une activité magmatique au Carbonifère inférieur. Elle débute par un plutonisme intermédiaire (diorite du Neuntelstein, granodiorite du Hohwald), se poursuit avec un plutonisme acide (granite de Fouday) et s’achève avec l’intrusion à faible profondeur de granites hyperacides (granite du Kagenfels). Un volcanisme explosif (ignimbrites et pyroclastites de Saint-Nabor) est également observable. Toutes ces roches magmatiques présentent les caractéristiques d’un magmatisme d’arc. Il est donc envisagé qu’un arc magmatique Viséen se soit développé au nord du socle vosgien. Cet arc pourrait être le résultat de la subduction vers le Sud du bassin rhénohercynien.

 

Vosges centrales

Les gneiss des Vosges centrales (gneiss de Sainte-Marie-aux-Mines) ont pour protolithes des sédiments sableux et argileux qui se sont déposés de l’Ordovicien au Silurien. Localement, cette sédimentation a été accompagnée par un magmatisme basique (amphibolites). Le dépôt d’épaisses séries sédimentaires indique l’ouverture de bassins relativement larges et profonds. Ceci est bien en accord avec la formation, au Silurien, de domaines océaniques résultant de la fragmentation du Gondwana. Ces bassins ont ensuite été refermés au Dévonien-Carbonifère, ce qui correspond à l’âge du métamorphisme dans les gneiss et granulites des Vosges Centrales (360-340 Ma). Ces derniers appartiennent donc à la partie continentale profonde de l’orogène, c’est-à-dire à la zone moldanubienne.  Comme fréquemment dans la chaîne hercynienne d’Europe, les roches métamorphiques de la zone moldanubienne sont associées à des larges corps granitiques. Cela est également le cas dans les Vosges, où les granites des Crêtes, des Ballons et des Vosges centrales (anciennement appelé granite fondamental) occupent une place très importante. Ils résultent des divers processus ayant conduit à une fusion partielle de la croûte continentale. Ils se mettent en place de 340 à 325 Ma.

Vosges du Sud

Dans les Vosges du Sud, les roches les plus anciennes sont trouvées dans la Ligne des Klippes (Klippes du Thalhorn et du Treh). Ces rares témoins indiquent la présence d’un bassin d’arrière-arc au Dévonien supérieur. Ce bassin relativement petit pourrait être le fruit de la subduction, vers le Nord, de l’Océan Paléotéthys dont l’existence est proposée au Sud du socle vosgien actuel. Au Viséen inférieur, le bassin reçoit ensuite des sédiments turbiditiques (séries du Marksetin et d’Oderen) associés parfois un à volcanisme sous-marin abondant. Cela indique l’érosion d’une chaîne de montagne adjacente, qui se trouvait probablement au niveau des Vosges centrales. Jusqu’au Viséen supérieur, le bassin est peu à peu comblé, les sédiments se font de plus en plus grossiers et les forêt pétrifiées (Bourbach-le-bas et Thann) indiquent finalement un environnement de dépôt très peu profond. Au Carbonifère inférieur, les Vosges du Sud représentent donc un bassin intracontinental installé à la périphérie de la zone moldanubienne.

Il ressort de ces observations que le Viséen (340Ma) correspond au paroxysme de l’orogenèse hercynienne dans les Vosges. A cette époque, une déformation impliquant des plis et chevauchements est visible à travers l’ensemble du socle. Elle est contemporaine d’un magmatisme d’arc (Vosges du Nord), de l’intrusion de nombreux corps granitiques et d’un métamorphisme polyphasé (Vosges centrales).

Au Carbonifère supérieur (320-300 Ma), la relaxation post-orogénique engendre des phénomènes distensifs et permet la formation de bassins sédimentaires accueillant la sédimentation molassique issue du démantèlement de la jeune chaîne hercynienne. La végétation luxuriante, favorisée par un climat tropical, y forme des veines de houille (gisements à Lalaye et Ronchamp par exemple) au sein de sédiments clairement continentaux. Au Stéphanien (300-280 Ma), une forêt à cordaïtes et coniférales s’étend au Nord sur les reliefs hercyniens. Plus bas, des forêts de ptéridophytes surplombent des marécages où ils ont ensuite pu être fossilisés.

Au Permien, le climat est plus aride et quelques bassins continentaux se forment à la périphérie du socle (St Dié, Villé, Ronchamp). La sédimentation fluviatile (Mont Ste-Odile, Haut-Barr) et même parfois éolienne (dunes dans les grès de Champenay) dépose des grès en discordance sur le socle hercynien érodé. Un abondant volcanisme acide y est associé (rhyolites et ignimbrites du Nideck, cinérites de Howarth). A la fin du Permien (250 Ma), les reliefs hercyniens ont laissé la place à une vaste pénéplaine où ne subsistent que quelques hauts topographiques au Sud de l’actuel bassin parisien.

Schéma histoire géologique 3
Schéma histoire géologique 3

Le Mésozoïque :

Au Trias inférieur, (-245 Ma), un réseau de cours d’eau dépose jusqu’à 350 m de bancs d’alluvions de sables et galets issus des derniers reliefs hercyniens. Le grès vosgien déposé au Buntsandstein inférieur est recouvert par une vingtaine de mètres de poudingue; c’est le conglomérat principal visible au Mont Sainte Odile ou à Notre-Dame du Schauenberg. L’existence de ce grès grossier est interprétée comme l’augmentation des courants dans une phase de réactivation des reliefs hercyniens ou une modification climatique. Très peu de fossiles y ont été retrouvés. Le nivellement des derniers reliefs avançant, la sédimentation détritique devient ensuite de plus en plus fine et la série gréseuse se trouve chapeautée au Buntsandstein supérieur par le grès à Voltzia, riche en fossiles animaux et végétaux, dont le conifère du genre Voltzia. C’est en général ce grès qui est utilisé pour les constructions et la sculpture (Cathédrale de Strasbourg). Ces dépôts deltaïques montrent des influences marines qui vont se poursuivre au Muschelkalk (-240 Ma) avec une sédimentation de grès dolomitique de gypse et de marnes. Au Muschelkalk supérieur, la transgression marine depuis l’Est est complète. La sédimentation calcaire marine montre échinodermes, céphalopodes, scaphopodes. Les calcaires à entroques illustrent une mer peu profonde qui va prendre de l’épaisseur, déposant sur ses fonds des calcaires à cératites. Cette mer montre ensuite un régime à nouveau moins profond au Keuper où des dolomies, marnes, gypses et halites figurent une lagune évaporitique.

Schéma histoire géologique 4
Schéma histoire géologique 4

Au Jurassique inférieur, au Lias (-208 Ma) la succession de transgressions et de régressions font alterner dépôts marneux et calcaires. Au dogger (-178 Ma), la sédimentation est plus caractérisée par des marnes grises puis par des calcaires oolithiques. A la fin du dogger (-160 Ma) la plate-forme calcaire montre une tendance à l’émersion et les dépôts redeviennent marneux. Ce sont les premiers signes d’un bombement de la croûte continentale. Le jurassique supérieur n’est représenté dans le Sud de l’Alsace que par des calcaires récifaux visibles au niveau du champ de fracture de Lauw-Sentheim et dans le Jura alsacien.

Schéma histoire géologique 5
Schéma histoire géologique 5

Le Crétacé n’est pas du tout représenté en Alsace démontrant une émersion de près de 100 millions d’années qui érode près de 1000 m de sédiments mésozoïques sur les reliefs du sud. Cette couverture n’est conservée aujourd’hui que sur quelques reliefs du Nord de l’Alsace, dans les champs de fracture et au fond du fossé rhénan.

Schéma histoire géologique 6
Schéma histoire géologique 6

Le Cénozoïque :

Le Cénozoïque débute en Alsace sous un climat équatorial et les premières phases de l’orogénèse alpine commencent à lui imprimer une compression NNW-SSW déformant la couverture mésozoïque. La subsidence du futur fossé rhénan commence à l’Eocène moyen (-50 Ma), favorisant la formation de lacs comme celui de Bouxwiller où alterne une sédimentation de calcaire, argile et lignite, très riche en fossiles (gastéropodes, ostracodes, dents de poissons, mammifères terrestres).

Schéma histoire géologique 7
Schéma histoire géologique 7

La subsidence s’accélère à l’Eocène supérieur à la faveur d’une distension E-W engendrée par des directions de contraintes maximales horizontales de direction N-S et un décrochement senestre NW-SE associé. Les bordurent du fossé forment rapidement des reliefs assez élevés, surtout au Sud, de l’ordre de 1000m. La dénivellation permet la mise en place d’un régime fluviatile érodant la couverture mésozoïque et laissant apparaître le socle hercynien dans la partie méridionale. Cette érosion, qui perdurera à l’oligocène entraine une sédimentation de conglomérats deltaïques essentiellement calcaire dans les champs de fractures et les collines sous-vosgiennes visibles notamment près de Turckheim et Rouffach et plus au Nord à Bouxwiller. On observe dans ces zones de transition fluvio-lacustres des stromatolithes (Rouffach, Altkirch).

Schéma histoire géologique 8

Schéma histoire géologique 8

A l’oligocène (-35 Ma), les contraintes permettent un épisode distensif important. Les structures préalablement formées à l’Eocène sont réactivées et les structures hercyniennes sans doute également. Durant cette période, le climat devient plus aride, et l’érosion des reliefs draine les sels des formations salifères du Muschelkalk et du Keuper. Des dépôts de sel gemme et de potasse de 400 à 1000m se forment alors dans le bassin mulhousien (potasse d’Alsace). Au Nord du fossé, la sédimentation détritique comble également peu à peu le rift à mesure qu’il s’affaisse. Les 600 m de marnes, grès et sels qui se déposent sont poreux et stockent le pétrole provenant des hydrocarbures des schistes bitumineux jurassiques et du plancton lacustre.
Toujours au cours de l’oligocène, le lac rhénan entre en communication avec la mer du Nord, par la dépression de la Hesse, et au Sud avec la méditerranée, introduisant une faune marine (poissons, foraminifères, lamellibranches, dugongs…) et stoppant la précipitation de sels. La mer se retire progressivement du Sud vers le Nord à la fin de l’Oligocène et début Miocène (-25 Ma) traduisant un soulèvement de la partie méridionale du fossé lié à l’avancée des Alpes. L’Alsace se couvre alors de forêts.

Schéma histoire géologique 9

Schéma histoire géologique 9

Les collines sous-vosgiennes se forment entre les massifs montagneux et la plaine rhénane.  On y trouve une mosaïque de terrains séparés par des failles, ce sont les champs de fractures. Le plus vaste est celui de Saverne. Le décalage des terrains n’y est que de quelques mètres mais atteint plusieurs centaines de mètres au contact entre le massif vosgien et les collines (faille vosgienne) et plusieurs milliers de mètres entre les collines et le fossé (faille rhénane). Le flux géothermique corrélatif au bombement mantellique accompagne le rifting d’un volcanisme et d’un thermalisme important. On trouve les traces d’un volcanisme basaltique miocène aux environs de Riquewihr, Ribeauvillé et de Gundershoffen mais le plus important est celui du Kayserstuhl (littéralement, le “trône de l’empereur”) situé au milieu du fossé rhénan, entre Colmar et Freibourg. Ce “complexe éruptif” composé de plusieurs petits volcans appartient à la grande province éruptive mésozoïque d’Europe Centrale qui comprend le Hegau, le Vogelsberg, le Rhon, l’Eifel et le Siebengebirge. La plupart des laves, datées de 16 à 18 Ma, sont alcalines (phonolites, téphrites…) mais accompagnées de roches tout à fait spéciales parmi lesquelles les célèbres carbonatites (95% de calcite ; moins de 5% de silice et c’est une roche volcanique !). Ce nouvel obstacle topographique forme une ligne de partage des eaux, au Nord elles s’écoulent vers la mer du Nord, au Sud, elles s’écoulent vers la mer Noire et plus tard vers la méditerranée via le Rhône. (Il y a un million d’années seulement que le Rhin s’écoule vers le Nord. Depuis, il draine les produits d’érosion alpins déposant dans la plaine du Rhin, galets, graviers et sables essentiellement calcaire sur une épaisseur d’une centaine de mètre.)
Au Miocène supérieur (-10 Ma), le Jura alsacien se plisse et chevauche la partie méridionale du fossé.

Schéma histoire géologique 10

Schéma histoire géologique 10

Du pliocène à l’actuel, la direction de la contrainte principale est principalement orientée NW-SE et due à la poussée alpine en provenance du sud. Elle se traduit par une réactivation en décrochement senestre, le long des bordures NNE-SSW du fossé, des structures initialement normales. Des données récentes démontreraient la possibilité du développement de structures compressives E-W dans la partie méridionale du fossé.
Il y a deux millions d’années, le climat se refroidit brutalement (environ 4°C de moins qu’aujourd’hui). Le quaternaire marque les reliefs alsaciens par une série de glaciations y laissant leurs empreintes (Cirques glaciaires, moraines, parois polies ou striées par la glace…), surtout dans les hautes-Vosges. On ne reconnaît dans les Vosges que les traces des deux dernières glaciations, Riss et Würm couvrant une période de 300 000 ans. Durant ces périodes, les glaciers s’installent sur les sommets de plus de 800m. En descendant vers l’aval, ils creusent les vallées en forme d’auge ou de U laissant un fond plat visible par exemple dans la vallée de la Wormsa. Lors de leur fonte, des blocs erratiques sont libérés, comme « la boule du diable » de la vallée de la Vologne. Durant ces glaciations, la steppe rhénane est balayée par les vents qui soulèvent des sols des particules limoneuses d’argile, de calcaire ou de sable, puis les déposent sous forme de lœss visible dans les carrières de Hangenbieten et d’Achenheim ou à la surface des trois-quarts du Kayserstuhl.

Schéma histoire géologique 11

Schéma histoire géologique 11

Les reliefs vosgiens, constitués de roches d’âges primaires pour le socle, secondaires pour la couverture, sont récents. Se calquant sur la tectonique hercynienne essentiellement carbonifère, le rifting éocène consécutif à la formation des Alpes, a permis la formation du fossé d’effondrement et le rehaussement de ses bordures. La poussée Alpine transmise par le Jura relève encore aujourd’hui le fossé et ses bordures par le Sud, réactivant l’érosion et permettant de dégager la couverture sédimentaire dont les débris s’accumulent dans le fossé et laissant y apparaître le socle paléozoïque.

Schéma 1 à 11 : L’échelle des hauteurs est deux fois celle des longueurs. Les 5 premières coupes peuvent êtres orientées indifféremment W-E ou N-S, les coupes 6 à 11 sont des coupes W-E. (Sittler, 1992)