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Lithostratigraphie des terrasses de la Meurthe et de la Sarre en périphérie des Vosges et de l’Hunsrück (France, Allemagne) : réponse des cours d’eau aux fluctuations climatiques pléistocènes

Lithostratigraphy of Meurthe and Sarre terraces in the vicinity of the Vosges and Hunsrück (France, Germany): fluvial response to Pleistocene climate change
Serge Occhietti, Stéphane Cordier, Dominique Harmand et Emmanuelle Kulinicz
p. 441-458

Résumés

Des séries alluviales complètes associées aux terrasses Me4 (+30 m) et Me1 (+3 m) de la Meurthe à la sortie des Vosges et de la Sarre Sa4 (+35 m) au bord de l’Hunsrück ont été étudiées suivant une approche lithostratigraphique. Celle-ci a permis la reconnaissance de quatre types de faciès dans les couvertures alluviales. Les dépôts associés aux phases pléniglaciaires sont mis en place dans des conditions périglaciaires, avec remblaiement des fonds de vallée et apports détritiques à dominante proximale : grès et conglomérats du Permo-Trias pour la Meurthe, socle dévonien pour la Sarre. Ils sont assez reconnaissables dans les coupes et servent ainsi de repère lithostratigraphique. Dans les deux vallées étudiées, l’unité basale est attribuée à la transition tempéré-froid et présente des témoins de processus glaciels engendrés par des glaces saisonnières. Dans la vallée de la Meurthe, les dépôts mis en place lors des phases tardiglaciaires ou tardistadiaires incluent une proportion plus forte de sédiments issus des affleurements cristallins du haut bassin et évacués lors de la fonte du glacier. Ils sont faiblement encaissés dans les nappes des phases pléniglaciaires antérieures des terrasses Me4, Me3 et Me2 de la Meurthe. En revanche, ils reposent sur le substratum dans la terrasse weichsélienne Me1 et la plaine alluviale Me0. Enfin, les unités déposées en contexte interglaciaire ou interstadiaire, composées de matériel fin silteux, sont en position sommitale. Sur la base de cette reconstitution et des données chronologiques disponibles, les phases d’incision Me5-Me4, Me4-Me3 et Me3-Me2 ont lieu pendant les transitions vers le froid, à la différence des incisions plus récentes Me2-Me1 et Me1-Me0 qui ont lieu en phase tardistadiaire ou tardiglaciaire. La terrasse Me1 et la plaine alluviale Me0 sont ainsi des entités morphosédimentaires transitoires qui pourraient disparaître lors du prochain cycle climatique, à l’image des terrasses étagées plus anciennes. Ces dernières témoignent dans la vallée de la Meurthe d’un rétrécissement progressif bien marqué depuis Me4. Les données obtenues sont en cohérence avec le calage chronologique existant. Elles permettent de préciser les modalités de mise en place des nappes alluviales à la périphérie de moyennes montagnes partiellement englacées, ouvrant la voie à des comparaisons avec les nappes des sections plus en aval. 

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Notes de la rédaction

Article soumis le 16 mars 2012, accepté le 12 juillet 2012.

Texte intégral

Introduction

1Depuis deux décennies, les terrasses fluviatiles des principaux cours d’eau (Moselle, Meurthe, Sarre) de l’est du bassin de Paris et des régions de socle voisines (Vosges et Massif Schisteux Rhénan) font l’objet d’études systématiques (Weisrock, 1990 ; Cordier, 2004 ; Cordier et al., 2004 ; Harmand, 2004 ; Cordier et al., 2006 a et b, 2007 ; Harmand, 2007 ; Cordier et al., 2012). Ces terrasses étagées ont été reconnues depuis la sortie du Massif vosgien jusqu’à l’aval de la confluence Moselle-Sarre, offrant un cadre de référence morphostratigraphique régional. Elles ont été mises en place dans un contexte de surrection épirogénique lente propice à la mise en évidence des phases successives d’accumulation et d’érosion (Le Roux et Harmand, 1998, 2003). Leur disposition relative est maintenant bien connue dans les vallées de la Moselle et de ses affluents, la Meurthe et la Sarre. Un cadre chronologique a pu être établi pour la fin du Pléistocène moyen et le Pléistocène supérieur, sur la base de datations par les méthodes OSL (Optically Stimulated Luminescence) et ESR (Electron Spin Resonance ; Cordier et al., 2012). Les données relatives aux terrasses plus anciennes en amont du Massif Schisteux Rhénan sont en revanche très incomplètes du fait du caractère résiduel des formations alluviales associées.

2Les études menées dans les vallées de la Meurthe et de la Moselle à la sortie du massif des Vosges révèlent la présence de plusieurs terrasses associées aux derniers cycles climatiques (Cordier et al., 2006a). Ce constat pose la question générale des relations entre les fluctuations climatiques et la succession de phases d’accumulation et d’érosion à l’origine de la mise en place des terrasses alluviales. Cette question, qui est au cœur des travaux du Fluvial Archives Group (FLAG), est particulièrement importante dans les régions du nord-ouest de l’Europe qui, à l’instar du Massif vosgien à l’amont du secteur étudié, ont été englacées au Quaternaire. Cet englacement influence en effet largement la dynamique des cours d’eau, au même titre que le développement d’un pergélisol temporaire dans les régions environnantes. Une première reconstitution a été proposée pour les vallées de la Meurthe (Cordier et al., 2006a) et de la Sarre (Harmand, 2007). Certaines questions régionales subsistent néanmoins. Pour la Meurthe, elles concernent 1) la rareté des sédiments grossiers et le manque de série complète, 2) le manque d’information sur les caractéristiques du contact entre les formations alluviales et le lit rocheux, ce contact n’ayant pu être observé qu’exceptionnellement, et enfin 3) la nature de la basse terrasse (Me1) dont les alluvions ont été identifiées seulement en sondage. Pour la Sarre, la signification paléoenvironnementale des formations alluviales préservées dans le Massif Schisteux Rhénan restait imprécise. D’un point de vue plus général, la spécificité des terrasses préservées dans des sections de vallées en position intermédiaire entre les hauts bassins torrentiels ou fluvioglaciaires et les larges vallées ou plaines alluviales de l’aval restait à définir à la périphérie des massifs des Vosges et de l’Hunsrück. Le mode de mise en place des sédiments alluviaux et d’édification des terrasses fluviatiles peut de fait varier selon la position dans un bassin-versant, comme l’ont montré notamment F. Lécolle (1989) et P. Antoine et al. (2000). Les recherches menées doivent ainsi permettre d’améliorer la connaissance des relations entre les séquences stratigraphiques du haut et moyen bassin de la Moselle et celles des basses plaines alluviales Rhin-Meuse, donc de contribuer à la climatostratigraphie de l’Europe du Nord-Ouest.

3Le présent article s’appuie sur l’étude de trois séries complètes de sédiments fluviatiles construisant la couverture sédimentaire de terrasses du Pléistocène moyen  et supérieur. Ces séries sont localisées dans deux sections de vallée situées à l’aval de hauts bassins versants (fig. 1) dont l’un a été englacé pendant la période étudiée. Le travail est basé sur l’analyse des faciès (Miall, 1992) et une approche lithostratigraphique globale permettant de mieux appréhender la signification à la fois hydrodynamique et climatique des formations alluviales (Lautridou, 1985 ; Occhietti, 1990). Cette étude a pour objectifs 1) de caractériser les dépôts et les processus de sédimentation associés, 2) de contribuer à la reconstitution des processus à l’origine de l’incision des vallées fluviatiles et 3) de préciser les liens entre les processus d’accumulation et d’érosion et les contextes climatiques et environnementaux, en périphérie de moyenne montagne partiellement englacée.

Fig. 1 – Présentation générale du secteur d’étude avec localisation des sites décrits
Fig. 1 – General map of the study area with location of the main studied sections

Fig. 1 – Présentation générale du secteur d’étude avec localisation des sites décritsFig. 1 – General map of the study area with location of the main studied sections

A : Socle des Vosges et du Massif Schisteux Rhénan. d : principalement Dévonien ; h : Carbonifère ; p : Permien. B : Trias. t1 : Buntsandstein ; t2 : Muschelkalk ; t3 : Keuper. C : Terrains post-triasiques. J : Jurassique et Crétacé ; q : Cénozoïque du Fossé rhénan. D : Faille de Metz. E : Coupes stratigraphiques étudiées. Ch : Chenevières ; K : Kanzem ; SC : Saint-Clément.
A: Vosges and Rhenish Massif. d: Devonian (mainly); h: Carboniferous; p: Permian. B: Trias. t1: Buntsandstein; t2: Muschelkalk; t3: Keuper. C: post-Triassic formations. J: Jurassic and Cretaceous; q: Cenozoic (Upper Rhine Graben). D: Metz fault. E: studied sections. Ch: Chenevières; K: Kanzem; SC: Saint-Clément.

Secteur d’étude et méthodologie

4La Meurthe et la Sarre sont les deux principaux affluents de la Moselle et prennent comme elle leur source dans le Massif vosgien avant de traverser le Bassin parisien (fig. 1). La Meurthe rejoint ainsi la Moselle au nord de Nancy tandis que la Sarre s’encaisse dans le Massif Schisteux Rhénan (Hunsrück) avant de rejoindre la Moselle en amont de Trèves (Allemagne). Les deux cours d’eau présentent deux différences importantes : 1) d’une part, la Meurthe prend sa source dans le socle granitique des Vosges et traverse ensuite les Vosges gréseuses (grès et conglomérats permo-triasiques) avant de s’écouler sur les substrats marneux et calcaires du Bassin de Paris. En revanche, la Sarre ne draine que le Permo-Trias avant de traverser la bordure sédimentaire du Bassin de Paris, le bassin de Sarre-Nahe puis le massif de l’Hunsrück. La nature des sédiments accumulés dans les deux vallées est donc différente ; 2) d’autre part, le haut bassin de la Meurthe, développé dans le socle granitique des Vosges, a été comme celui de la Moselle englacé au moins à trois reprises pendant le Pléistocène moyen et supérieur (Darmois-Théobald et Menillet, 1973 ; Seret et al., 1990 ; Flageollet 2002). Le bassin supérieur de la Sarre (massif du Donon) a également pu être recouvert par une calotte locale au Pléistocène moyen (Occhietti et Kulinicz, 2009) ; en revanche, pendant le Saalien et le Weichsélien, seuls quelques glaciers de cirque semblent avoir existé (Darmois-Théobald, 1972 ; Decloux, 1986 ; Flageollet, 2002). L’influence glaciaire sur la dynamique fluviale est donc potentiellement plus importante dans le cas de la Meurthe. Dans les deux cas toutefois, l’occurrence de conditions périglaciaires à la périphérie des Vosges englacées et sur les plateaux de l’est du Bassin de Paris est indéniable bien que très peu documentée. Des figures de cryoturbation, des sols polygonaux ou des fentes en coin, témoignant d’un pergélisol discontinu à continu, sont signalées ponctuellement sur la terrasse Me2 (à Hériménil ; Cordier et al., 2006a) et dans la vallée de la Moselle sur des formations d’âge weichsélien (Naton et al., 2009), saalien (Vaskou, 1981) voire plus anciennes (Kulinicz, 2007). D’abondantes formations de versant « périglaciaires » (notamment des grèzes litées ; Harmand et al., 1995) sont en outre signalées dans les Vosges et à leur périphérie (Menillet, 1975). Ces témoignages de conditions périglaciaires sont en bonne cohérence avec les recherches menées dans les régions environnantes, du Bassin parisien (Lautridou, 1985) à la plaine d’Alsace (Vogt, 1992 ; Menillet, 1995).

5Le système de terrasses de la Meurthe entre Baccarat et Nancy (fig. 2 et fig. 3) et de la Sarre a récemment fait l’objet d’études détaillées (Cordier et al., 2002, 2006a ; Harmand, 2007 ; Cordier et al., 2012). Huit terrasses alluviales ont été reconnues à moins de 100 m d’altitude relative. La disposition relative étagée au-dessus de la plaine alluviale actuelle (niveau 0) permet de leur attribuer un âge relatif et des numéros croissants avec l’âge : terrasses Me1, Me2, etc. pour la Meurthe, M1, M2, etc. pour la Moselle et Sa1, Sa2, etc. pour la Sarre. Dans cette étude, nous distinguerons les composantes topographique et sédimentaire des terrasses alluviales. La composante topographique est définie par la reconnaissance des surfaces supérieure et inférieure (bedrock) des terrasses. Les surfaces supérieures des terrasses résultent de processus dynamiques propres à la sédimentation fluviatile, processus qui tendent à niveler les débris transportés selon une pente en relation avec les conditions hydrologiques et de disponibilité de matériel de la dernière phase alluviale. Comme dans d’autres régions (Fischer, 1957 ; Lautridou, 1985 ; Lewin et Gibbard, 2010), les surfaces anciennes ont fréquemment été retouchées par des processus de versant. La surface d’érosion à la base des alluvions des terrasses est rarement observable ou seulement atteinte par sondage. Le contexte dans lequel survient la phase d’incision peut être précisé par la nature de la séquence sédimentaire qui lui succède. Les couvertures sédimentaires sont fréquemment composées d’un empilement de formations d’origine variable. Compte-tenu de la localisation et des caractéristiques du secteur d’étude (présence de glacier ou de pergélisol), la mise en place des alluvions de la Meurthe et de la Sarre ne résulte pas de conditions hydroclimatiques uniformes. Au contraire, elle doit être replacée dans la succession des phases climatiques associées aux cycles pléistocènes (phases pléniglaciaires, tardiglaciaires, interglaciaires et préglaciaires ou leurs équivalents stadiaires). À un contexte d’allostratigraphie propre aux sédiments fluviatiles, où sont associées des discontinuités intrasédimentaires d’origine autocyclique, se superposent donc des facteurs générant une climatostratigraphie (changements des conditions hydrologiques d’érosion-sédimentation) représentant un forçage allocyclique. La constance des successions lithostratigraphiques des vallées de la Moselle et de la Meurthe (Cordier, 2004) permet de confirmer la représentativité des grandes coupes analysées dans cet article. L’approche analytique globale développée par A.D. Miall (1992) et reprise dans d’autres études similaires (Deschodt et al., 2012) a été appliquée pour identifier les types de dépôt. Au cours de l’analyse lithostratigraphique des couvertures alluviales, une attention particulière a été portée aux discontinuités d’érosion et de sédimentation. Les nouvelles informations sont intégrées aux données connues ou acquises durant la dernière décennie pour contribuer à une meilleure compréhension de la mise en place des terrasses fluviatiles dans un contexte de périphérie de massif ancien. 

Fig. 2 – Carte des terrasses de la Meurthe dans le bassin de Mondon
Fig. 2 – Map of the fluvial terraces of the Meurthe River in the Mondon basin

Fig. 2 – Carte des terrasses de la Meurthe dans le bassin de MondonFig. 2 – Map of the fluvial terraces of the Meurthe River in the Mondon basin

D’après Cordier, 2004.
After Cordier, 2004.

Fig. 3 – Schéma synthétique de l’étagement des terrasses de la Meurthe dans le bassin de Mondon
Fig. 3 – Synthetic sketch of the stepped terraces of the Meurthe River in the Mondon basin

Fig. 3 – Schéma synthétique de l’étagement des terrasses de la Meurthe dans le bassin de Mondon Fig. 3 – Synthetic sketch of the stepped terraces of the Meurthe River in the Mondon basin

La largeur des terrasses est schématique, leur extension étant variable le long de la vallée. Contexte présumé de mise en place des sédiments : a : préglaciaire ; b : pléniglaciaire ; c : tardiglaciaire/tardistadiaire ; d : interglaciaire ou interstadiaire.
The representation of the terrace staircase is schematic, since the extent of the terraces varies along the valley. Assumed context for sediment deposition: a: preglacial; b: pleniglacial; c: lateglacial/latestadial; d: interglacial or interstadial.

D’après Cordier, 2004, modifié.
After Cordier, 2004, modified.

Nouvelles données et interprétation des dynamiques fluviales dans le bassin de la Meurthe

6Les études ont porté sur les alluvions des terrasses Me4 (+35 m) à Chenevières et Me1 (+3 m) à Saint-Clément.

La succession sédimentaire de la terrasse Me4 à Chenevières

Description

7Au cours des travaux de construction de la voie rapide Lunéville – Baccarat, le versant nord (rive droite) de la Meurthe a été excavé en 2008 sur plusieurs kilomètres de long dans le secteur de Chenevières, au cœur du bassin de Mondon (fig. 2). L’excavation a recoupé de manière presque continue sur environ 500 m de long la succession sédimentaire complète (jusque 12 m d’épaisseur) associée à la terrasse Me4, livrant ainsi pour la première fois les unités basales de la couverture de cette terrasse. Les unités supérieures ont pu être suivies latéralement sur au moins 1000 m supplémentaires. La disposition stratigraphique d’ensemble était très nette et a pu être souvent suivie en continu (fig. 4A).

8La base de la succession est caractérisée par un contact d’érosion continu, marqué par la présence de blocs de grès (jusqu’à 46 cm de long) et de gros galets. La couverture alluviale comprend ensuite cinq unités (notées Ch1 à Ch5 ; fig. 4b) :

  • L’unité inférieure Ch1 (fig. 4C), épaisse de 1 à 2 m, est composée principalement de galets (5 à 12 cm) inclus dans une matrice argileuse de couleur rouille. Les galets sont disposés à plat, sans que l’on puisse distinguer une stratification nette, en raison notamment de l’altération et du tassement post-sédimentaires. Ils sont composés d’éléments issus du Trias (quartzite, quartz, grès) ainsi que d’une proportion notable de galets et de graviers de granite, ces derniers étant comme les grès très altérés.

  • L’unité Ch2, parfois séparée de l’unité Ch1 par des lits sableux de transition, est épaisse de 1,5 à 2,5 m et composée de limons sableux, blanc ou jaune, formant des lits décimétriques peu distincts.

  • L’unité Ch3 (fig. 4D et E), épaisse de 2,5 à 5 m, est composée de sables grossiers relativement homométriques de couleur ocre rouge. La base (lithozone Ch3a), caractérisée par un gradient granodécroissant, inclut des lits de petits galets et graviers arrondis ; cette sous-unité est continue et, de plus, comble localement une figure d’érosion large d’une dizaine de mètres et profonde d’un mètre, emboîtée transversalement dans l’unité Ch2. La partie médiane de l’unité (lithozone Ch3b) est composée de bancs de sables anguleux, de couleur ocre rouge caractéristique, séparés par des lits minces horizontaux de graviers. La partie supérieure (lithozone Ch3c) est composée d’un banc de sables, de même couleur, à stratification oblique, puis de lits à stratifications entrecroisées.

  • L’unité Ch4 (fig. 4D et E), épaisse de 1,5 m à 2 m, est composée de graviers et de petits galets de couleur ocre. Elle est emboîtée dans les sables rouges sous-jacents. Son sommet peut être tronqué par les processus de versant.

  • L’unité sommitale Ch5 (fig. 4D), localement préservée, peut atteindre 2 m d’épaisseur. Elle est composée de limons sableux de couleur ocre jaune, stratifiés, avec un gradient granodécroissant.

9Hormis le contact d’érosion et l’unité basale (Ch1) qui n’avaient pu être observés antérieurement, les unités reconnues à Chenevières présentent des faciès similaires à ceux reconnus avec constance dans plusieurs coupes stratigraphiques présentant les alluvions de la terrasse Me4 à travers le bassin de Mondon. Il convient d’ailleurs de souligner que le front d’excavation de 2008 recoupe la petite coupe de l’Aérodrome déjà décrite (Cordier, 2004). La seule spécificité concerne de fait l’unité Ch2, qui apparaît plus limoneuse sur le site de Chenevières que dans la plupart des coupes déjà décrites. En revanche, les sables ocre rouge de l’unité continue et épaisse Ch3 sont clairement analogues à ceux décrits par S. Cordier (2004). Ils représentant l’unité la plus visible de la formation du Bois-du-Feys associée à la terrasse Me4. Au final, les unités Ch2 à Ch5 peuvent donc être corrélées avec les unités A à D de cette formation telles que décrites par S. Cordier et al. (2006a). Ce rapprochement permet de souligner les caractéristiques minéralogiques et pétrographiques des unités Ch2 à Ch4. L’unité Ch2 (unité A ; Cordier et al. 2006a) est composée de sables caractérisés par une prédominance des minéraux issus du socle (surtout amphiboles) et la faible présence de grains de tourmaline et de zircon issus des formations gréseuses. Les rares galets observés proviennent presque exclusivement des grès du Buntsandstein. Le blanchiment de l’unité Ch2 observé à Chenevières pourrait toutefois indiquer l’altération des galets issus du socle cristallin des Vosges, comme observé dans l’unité Ch1. En revanche, les spectres minéralogiques de l’unité Ch3 (unité B) témoignent clairement de son origine proximale, avec une proportion croissante (jusqu’à 77 %) de minéraux issus de la couverture gréseuse et conglomératique (tourmaline et zircon) et une diminution de la teneur en minéraux issus du socle. Cette observation est compatible avec l’abondance de grains non-usés qui sont présents non seulement dans le socle mais aussi dans certaines formations gréso-conglomératiques du Permien et du Trias (Perriaux, 1961), le maintien de l’angularité confirmant un transport sur de courtes distances. L’unité Ch4 (unité C) inclut en revanche une forte proportion (plus des trois-quarts) de galets issus du socle vosgien.

Fig. 4 – La couverture alluviale de la terrasse Me4 de la Meurthe à Chenevières
Fig. 4 – Alluvial cover of the Meurthe terrace Me4 at Chenevières

Fig. 4 – La couverture alluviale de la terrasse Me4 de la Meurthe à ChenevièresFig. 4 – Alluvial cover of the Meurthe terrace Me4 at Chenevières

A : Vue générale de l’excavation. B : Coupe synthétique de la couverture alluviale de la terrasse. C : Détail de l’unité Ch1 (unité grossière peu stratifiée). D : Détail des unités supérieures de la terrasse Ch4 (unité sablo-graveleuse à galets) et Ch5 (unité sommitale sablo-limoneuse). E : Détail de l’unité sableuse Ch3. Voir texte pour la description détaillée des unités.
A: General view of the section. B: Synthetic section of the alluvial cover. C: Detailed view of Unit Ch1 (roughly stratified coarse unit). D: Detailed view of the upper units of the terrace Ch4 (gravelly beds) and Ch5 (sandy to silty uppermost beds). E: Detailed view of the sandy unit Ch3. See text for detailed description of the units.

Interprétation

10Le contact d’érosion basal représente la fin d’une phase d’incision importante (de l’ordre de 20 m) dans les alluvions de la terrasse antérieure (Me5) et les argiles du Keuper. L’encaissement dans ces dernières nécessite des vitesses d’écoulement rapides, du même ordre que pour l’érosion de dépôts grossiers. L’influence de phénomènes glaciels semble ici probable (cf. infra). Au-delà de ces phénomènes, la granularité du pavage basal et de l’unité inférieure Ch1 témoigne également de l’importance des vitesses d’écoulement à la fin de la phase d’incision. La présence d’une proportion significative de galets de socle indique un écoulement à haut débit et à forte charge issus des hautes Vosges. La matrice suggère une prise en charge des argiles du Keuper en contexte érosif. L’unité Ch1 peut ainsi être interprétée comme un dépôt soit de type torrentiel, associé à un régime nival accentué dans le bassin amont, soit de type fluvioglaciaire distal alimenté par des eaux de fonte glaciaire. Elle constitue l’unité basale jusqu’ici non visible de la formation du Bois-du-Feys définie par S. Cordier (2004) et S. Cordier et al. (2006a).

11L’unité Ch2 limono-sableuse qui lui succède représente une phase d’accumulation distincte de celle de Ch1. Elle forme une nappe alluviale déposée sous faible énergie et accumulée lentement dans des conditions hydrologiques stables. L’unité Ch3 débute en revanche par une phase érosive modérée. L’ancien chenal remblayé de galets de l’unité Ch3a, transversal à l’axe de la vallée de la Meurthe, évoque une mise place dans le cadre d’un régime fluvial à méandres faiblement encaissés dans les alluvions antérieures. L’énergie diminue ensuite (unité Ch3b) avec des dépôts réguliers et épais de sables proximaux. Ces caractéristiques et les figures sédimentaires reconnues dans les autres coupes de la terrasse Me4 (Cordier, 2004) permettent d’identifier un système fluviatile avec chenaux en tresses, remblayant lentement le fond de vallée, tel que présent dans les régions froides à faibles précipitations (Vandenberghe, 2001). De plus, la rareté du matériel provenant du socle vosgien évoque l’absence de drainage issu des hautes Vosges, en relation avec la présence d’un glacier. La conjonction de ces caractéristiques permet ainsi d’affirmer le caractère pléniglaciaire de l’environnement contemporain à ce système fluviatile. L’unité Ch4, moyennement grossière et nettement encaissée dans l’unité Ch3, indique un haut débit et une charge sédimentaire élevée provenant du socle des Vosges. Sa mise en place doit ainsi être associée à la fonte du glacier localisé dans la haute vallée de la Meurthe (phase de type « tardiglaciaire »). L’unité Ch5 est déposée à la fin de celle-ci. Le faciès s’apparente à des dépôts de débordement associés à un cours d’eau peu actif, qui peut être associé à un contexte interglaciaire.

Les alluvions de la terrasse Me1 à Saint-Clément

Description

12Les alluvions de la terrasse Me1, exploitées en 2006 pour remblayer les accès de l’échangeur routier de Saint-Clément, ont pu être étudiées à cette occasion. La terrasse Me1 forme un lambeau isolé long de 8 km et large de 500 m (fig. 2 ; Cordier, 2004). Elle est limitée sur son bord externe par un talus de 2 m la séparant de la terrasse Me2. La couverture alluviale (fig. 5) est relativement constante ; elle présente : 1) un contact d’érosion basal net formant une surface d’érosion ondulée  sur les argiles vertes du Keuper ; 2) un banc épais de 1 m, composé de galets (parfois longs de plus de 10 cm) et de quelques petits blocs globalement subanguleux dans une matrice sableuse ; 3) un ensemble peu épais composée de lits sableux (15 cm d’épaisseur), d’un lit intercalé de galets (30 cm) et de lentilles sableuses sus-jacentes irrégulières (de 10 à 30 cm) ; 4) un banc de galets à matrice sableuse de 1 à 1,3 m d’épaisseur. Les galets, plus petits que dans le banc inférieur, sont disposés en majorité à plat ; 5) un ensemble supérieur de 0,45 m d’épaisseur, composé de lits sableux pédogénéisés, avec quelques graviers et petits galets. La proportion de galets de granite dans les deux bancs reste égale et significative (25 %). En revanche, la nette augmentation des galets de grès, de 28 à 48 %, s’explique par une diminution des galets de quartz et quartzite. Les galets de grès et de granite ne présentent pas de différences de forme ou d’état notables entre les deux nappes ; ils sont peu altérés, ce qui exclut un long remaniement.

Fig. 5 – Coupe stratigraphique partielle de la couverture alluviale de la terrasse Me1de la Meurthe à Saint-Clément
Fig. 5 – Detailed view of the Saint Clément section exposing sediments from terrace Me1

Fig. 5 – Coupe stratigraphique partielle de la couverture alluviale de la terrasse Me1de la Meurthe à Saint-ClémentFig. 5 – Detailed view of the Saint Clément section exposing sediments from terrace Me1

Vue des deux nappes grossières (1 et 3) séparées par une unité sableuse (2) ; a : éboulis ; b: remblai sommital.
The two coarse units (1 and 3) are separated by sands (2). a: reworked material; b: embankment.

Interprétation

13L’ensemble alluvial de la terrasse Me1 présente ainsi 1) une phase d’incision d’environ 10 m dans les alluvions de la terrasse Me2 et les argiles du Keuper. Les sédiments à la base du remblaiement montrent que cette incision correspond à un flux à forte énergie et forte charge provenant du bassin cristallin de la Meurthe ; 2) une couverture alluviale construite en deux phases principales marquées par une haute énergie. La nappe élémentaire inférieure, plus grossière et avec une proportion significative de galets de socle, semble être en grande partie influencée par les eaux de fonte issues du haut bassin. L’absence de matrice fine confirme le caractère torrentiel de la mise en place. Cette nappe correspond donc à une phase de type fluvioglaciaire distal. Après une baisse de débit, la deuxième nappe reprend, quant à elle, davantage de débris provenant des grès d’origine proximale. Ainsi, sa mise en place pourrait être due à une phase fluvioglaciaire associée cependant à la disparition complète du pergélisol qui libère plus de fragments de grès peu altéré ou à une érosion des versants renforcée par des précipitations plus intenses.

Nouvelles données sur la basse vallée de la Sarre : la coupe de Kanzem

14Les études menées dans la basse vallée de la Sarre ont surtout porté sur la coupe de Kanzem (fig. 6), qui présente les alluvions de la moyenne terrasse inférieure Sa4. Cette coupe, déjà sommairement décrite sur plusieurs fronts d’exploitation (Harmand, 2007), a fait l’objet d’investigations approfondies en 2008.

Description de la série alluviale de la terrasse SaM4

15La partie dégagée du front d’exploitation a révélé la succession suivante (fig. 6A) : 1) La base est marquée par un contact d’érosion net mais non régulier. 2) Au-dessus, on trouve un pavage basal (unité K1) discontinu (fig. 6B), avec des galets et des blocs anguleux de quartzite et de schistes, de longueur variable allant jusqu’à 1,2 m. 3) Cette première unité notée K1 est surmontée par une unité grossière (K2) grise, de quelques décimètres à 1 m d’épaisseur (en fonction de la topographie du substratum), à graviers et galets dominants et dépourvue de matrice fine. L’unité forme un banc à stratification interne oblique inclinée NE-SW de 16° et marquée par la disposition parallèle des plaquettes de graviers et de petits galets. Elle inclut des blocs et des gros galets dispersés, parfois disposés sur des blocs du pavage basal. Le toit de l’unité forme un plan en pente douce, tronqué par l’unité sus-jacente. Les clastes, anguleux, sont peu évolués. Les éléments plus grands que 2 cm de longueur ont une composition lithologique variée, avec environ 37,5 % de schistes, 37,5 % de quartzites et 25 % de roches diverses (quartz : 9 % ; grès quartzitique et grès : 11 % ; roches effusives : 3 %). 4) Au-dessus, se trouve une unité K3 à dominante sablo-graveleuse, sans matrice fine, composée de lits de sables grossiers séparés par des lits de sables graveleux organisés en stratifications obliques planaires. L’unité, épaisse de 0,5 à 1,5 m, remblaie un paléochenal orienté approximativement nord-sud, parallèlement à l’axe de la Sarre actuelle. 5) L’unité supérieure (7 m d’épaisseur) correspond à un empilement de lits à pente faible de graviers à galets à matrice hétérogène, séparés par des lits sableux. Visuellement, sur le front d’exploitation, quatre bancs inégaux (K4A, K5A, K6A et K7A) de matériel grossier sont séparés par une zone moins grossière incluant des lentilles contigües de sables (K4B) ou des lits continus de sables (K5B et K6B ; fig. 6A et C). Le sommet est tronqué par l’exploitation dans le banc K7. Chaque banc grossier est en fait complexe et formé de matériel de taille variable : pavages de fond de chenal, lits sans matrice, lits avec matrice. Le matériel, à dominante de schistes locaux, est peu usé.

16Cette description masque toutefois une très forte variabilité verticale et latérale du matériel révélée lors de l’analyse détaillée. Une augmentation de l’angulosité, qui n’a pu être quantifiée, est visuellement perceptible, entre le banc K4A et les bancs K5A et K6A. Les unités supérieures K7A et K7B sont en revanche moins grossières.

Fig. 6 – Lithostratigraphie de la couverture alluviale de la terrasse Sa4 de la Sarre à Kanzem
Fig. 6 – Lithostratigraphy of the sediments of the Sarre terrace Sa4 at Kanzem

Fig. 6 – Lithostratigraphie de la couverture alluviale de la terrasse Sa4 de la Sarre à KanzemFig. 6 – Lithostratigraphy of the sediments of the Sarre terrace Sa4 at Kanzem

A : Représentation synthétique des unités de la couverture alluviale. Unité K1 : pavage basal de blocs ; unité K2 : graviers stratifiés jointifs ; unité K3 : sables stratifiés avec lentilles de graviers ; unités K4A, K5A, K6A et K7A : dépôts grossièrement stratifiés de cailloux anguleux avec matrice sableuse variable et lentilles sableuses ; unités K4B, K5B et K6B : lits continus ou discontinus de sables stratifiés. B : Vue des unités inférieures de la terrasse S4. Noter l’importance du pavage basal de blocs de schistes siliceux ou de quartzite (unité K1) dont la mise en place est attribuée à des processus glaciels. C : Vue d’ensemble d’une coupe stratigraphique dans la couverture alluviale de la terrasse.
A: Synthetic section of the alluvial cover of the terrace. Unit K1: basal pavement of blocks; unit K2: stratified gravel in open work; unit K3: stratified sands with gravel lenses; units K4A, K5A, K6A and K7A: coarsely stratified angular pebble and cobble with irregular sandy matrix and sandy lenses; units K4B, K5B and K6B: continuous or discontinuous sandy stratified beds. B: View of the lower units of the Sa4 terrace. Note the dense basal pavement of blocks whose deposition is related to seasonal ice rafting. C: General view of a section of the alluvial cover of the terrace.

Interprétation

17Ces observations permettent de proposer la reconstitution suivante : 1) La surface d’érosion sur le substratum schisteux implique des processus d’érosion efficaces pendant une période de temps suffisamment longue pour abaisser le niveau de base de près de 20 m par rapport au sommet de la terrasse Sa5. L’abrasion du substratum de roches dures nécessite un débit important, une charge modérée et la mise en place d’un réseau hydrographique à chenaux concentrés et se déplaçant latéralement. 2) Le pavage de blocs de quartzite (unité K1) confirme le caractère fortement torrentiel du cours d’eau au moins à la fin de l’incision. Le caractère torrentiel doit donc être associé à un régime nival accentué, avec de fortes crues annuelles de printemps, car aucun témoin glaciaire n’a été observé dans l’Hunsrück (Zöller, 1985). L’absence d’alluvions basales fines de type interglaciaire place la fin de la phase d’incision pendant une transition climatique préglaciaire, de tempéré à froid. Ce fait est confirmé par la présence du pavage basal à blocs qui évoque un champ de blocs glaciels, tels que l’on peut en voir sur les estrans du Saint-Laurent au Québec ou sur le lit de ses affluents (Dionne, 1968). Les blocs de quartzite de Kanzem, dont certains doivent peser 1 t, proviennent d’un sill du Taunus localisé à environ 2 km en amont. L’unité basale 2 qui enveloppe cette blocaille est en open work, ce qui écarte l’hypothèse d’un flux des blocs dans des coulées boueuses. Le transport des blocs par de simples crues printanières est également difficilement concevable, la pente de la Sarre entre le sill et Kanzem étant inférieure à 1 %. L’hypothèse du transfert sur de courtes distances de blocs pris dans des glaçons flottants ou poussés lors d’embâcles et débâcles de printemps offre la meilleure explication de la présence de ces blocs. 3) L’unité K2, à structure en open work et à stratification diffuse, marque la fin du régime nival. La présence d’apports à la fois proximaux et distaux indique que l’apport érosif provient autant des versants locaux que de l’amont. 4) L’unité K3, à dominante sableuse, marque un net changement de régime. Sa mise en place marque une régularisation du fond de vallée, avec une accrétion latérale et le remblaiement progressif de chenaux par des alluvions en partie distales. Les débris et la charge sont modérés, mais suffisants pour trier le matériel. Ces caractéristiques suggèrent un fonctionnement de plaine alluviale sans apport latéral dominant, avec une baisse d’énergie associée à une baisse des précipitations qui pourrait évoquer un début de contexte périglaciaire. 5) Les unités sus-jacentes sont interprétées comme des nappes déposées en période froide. La première unité (K4A), de couleur grise, reprend apparemment les alluvions de l’amont, le matériel non schisteux étant plus abondant, tandis que les unités K5A et K6A, très semblables, représentent la stabilisation du système sédimentaire par rapport au climat. On peut imaginer un réseau peu différencié, principalement mais non exclusivement en tresses (Vandenberghe, 1993, 2001 ; Vandenberghe et Woo, 2002), chargé de débris de versants, à haut débit en fin de printemps et à écoulement continu en été. Les unités sableuses K4B, K5B et K6B, intercalées entre les principales nappes grossières, marqueraient des épisodes alluviaux avec débit plus régulier et modéré. Les pavages peu marqués à la base de ces lits sableux montrent une légère tendance à l’affouillement en début de sédimentation sableuse. Ces unités indiquent un régime avec faible apport latéral ; leur continuité pourrait indiquer qu’elles correspondent à des phases de redoux climatique au régime moins contrasté. A noter que des lentilles sableuses sont présentes à l’intérieur des nappes grossières. Elles sont attribuées à de simples variations autocycliques du système alluvial sans signification paléoclimatique particulière. Les unités supérieures 7A et 7B, moins grossières, correspondraient à une transition vers un régime de moindre énergie.

Synthèse et discussion

Des faciès aux phases climatiques

18Les observations de terrain et les analyses sédimentologiques permettent d’identifier les caractéristiques générales des unités déposées lors des différentes phases du cycle climatique (tab. 1). Les unités K4 à K7 de Kanzem et l’unité Ch3 de Chenevières présentent les caractéristiques de nappes alluviales mises en place lors des phases pléniglaciaires : tendance au remblaiement de fonds de vallée, chenalisation en général peu profonde et apports détritiques d’origine majoritairement proximale issus des affleurements du Permo-Trias pour la Meurthe, dont le haut bassin cristallin est englacé, et ceux du socle dévonien pour la Sarre. Les unités grossières Ch4 de Chenevières, ou celles de Saint-Clément, présentent les caractéristiques d’unités de type tardiglaciaire : contact d’érosion basal, position stratigraphique au-dessus d’unités pléniglaciaires ou du substratum, sédiments issus du haut bassin. Ces unités, associées aux phases pléniglaciaires et tardiglaciaires, avaient déjà été reconnues (Cordier et al., 2006a), contrairement à la partie inférieure du remblaiement. Les unités basales K1 et K2 de Kanzem et Ch1 de Chenevières sont représentatives d’unités de fin de phase érosive mises en place sous climat continental, à la transition interglaciaire-glaciaire. Les alluvions de type interglaciaire (parfois interstadiaires), caractérisées par une granulométrie fine, ont été observées uniquement en position sommitale (aucun témoignage de dépôt interglaciaire basal n’a été reconnu, contrairement à ce qui a été observé dans d’autres vallées du NW de l’Europe ; Lewin et Gibbard, 2010). Les mieux définies sont celles de la nappe supérieure holocène de la plaine Me0 (Kowalski et al., 1990 ; Carcaud, 1992 ; Gebhardt, comm. pers.). Les nappes interglaciaires des terrasses antérieures sont souvent remaniées, ce qui rend leur datation absolue délicate.

Tab. 1 – Les principaux types de climat associés à un cycle climatique complet, reconstitués à partir des couvertures végétales déduites notamment des profils polliniques de la tourbière de Grande Pile (Woillard, 1978)
Tab. 1 – The main climatic types of the Pleistocene climate cycles have been reconstructed for the study area on the basis of the pollen diagrams of the Grande Pile peat bog (Woillard, 1978)

Climat

Végétation

Eaux disponibles et drainage

Origines des sédiments

Processus de l’environnement

fluvial

Dépôts

Tempéré

(océanique à semi-continental).

Forêt mixte à décidue.

Débit habituellement régulier.

Crues d’orages ou de périodes de précipitations prolongées ou rarement de fonte des neiges.

Reprise des alluvions.

Apport limité de débris des versants.

Transit axial des sediments.

Peu ou pas d’incision.

Sédiments fluviatiles stratifiés (galets à argiles).

Lithologie locale et de l’amont.

Transition de tempéré à froid (hivers plus froids, étés plus frais) : climat semi-continental à étés frais.

Forêt de conifères.

Neige en hiver,

crues de fonte nivale, embâcles de glace saisonnière

(Crues d’orages ou de périodes de précipitations prolongées).

Apport limité de débris des versants.

Reprise des alluvions.

Débris d’érosion lors des crues et embâcles.

Hauts débits,

faible charge,

incision.

Transit axial des sediments.

Pavage basal d’éléments grossiers.

Sédiments fluviatiles stratifiés,

Lithologie de l’amont

et locale.

Périglaciaire(froid et sec, pergélisol), probablement phases nivales (froid et humide).

Toundra, faible couverture végétale.

Faibles précipitations annuelles.

Eaux de début d’été de la fonte des neiges et de la couche active dégelée.

Débris abondants des versants,

longues phases froides.

Forte charge sédimentaire.

Flux saisonniers et étiages d’hiver.

Accrétion.

Erosion latérale.

Nappes grossièrement stratifiées, coulées boueuses.

Lithologie surtout locale.

Tardiglaciaire ou

transition stadiaire/interstadiaire, de froid à continental et tempéré :

fonte glaciaire et/ou du pergélisol.

Reboisement lent.

Hautes eaux provenant de : 1) fonte du glacier et/ou 2) fonte du pergélisol et 3) phases pluvieuses et nivales.

Phases courtes avec : 1) apport élevé de débris distaux du glacier en fusion ; 2) apport élevé de débris locaux de l’ancien pergélisol ; 3) apports associés aux crues.

Flux élevés,

forte charge sédimentaire,

incision et transit rapide et extensif

Sédiments fluviatiles stratifiés.

Lithologie de la partie supérieure du bassin (eau de fonte glaciaire) et locale (fonte du pergélisol).

Ils délimitent les contraintes de disponibilité des eaux continentales. Chaque type de climat du tableau représente un ensemble de conditions dominantes de température, de précipitations et de saisonnalité qui peuvent fortement varier. Le contexte périglaciaire englobe ainsi des conditions de froid extrême, mais aussi une forte variabilité de l’enneigement et des conditions estivales qui se répercutent sur la dynamique fluviale.
They influence the available continental water. Each climate represents dominant conditions which can significantly vary in terms of temperature, precipitation and seasonality. The periglacial context, for example, typically includes cold conditions, but also variable snow precipitation and summer conditions that influence the fluvial response.

Successions lithostratigraphiques et cycles climatiques

19La succession des types de faciès décrits ci-dessus permet de caractériser les couvertures alluviales et d’apporter ainsi des éléments de climatostratigraphie. Il est d’emblée possible d’opposer les sédimentations « simples » (terrasse Me1 à Saint-Clément) aux séquences plus complexes reconnues à Kanzem et à Chenevières. Dans ces derniers cas, les unités mises en place lors des phases pléniglaciaires, faciles à caractériser par leur origine proximale, servent de repère lithostratigraphique. Les unités fluviatiles postérieures, fortement ou faiblement encaissées, peuvent être directement attribuées à une phase tardiglaciaire ou interglaciaire.

20L’interprétation des unités sous-jacentes est plus délicate, dans la mesure où les unités préglaciaires ont des caractéristiques sédimentologiques semblables aux unités tardiglaciaires : érosion basale et matériel grossier d’origine mixte, distale et proximale. Il est donc nécessaire de trouver des indices supplémentaires pour interpréter les unités inférieures. À Kanzem, le pavage (K1) évoque plutôt une phase de refroidissement climatique qu’une phase tardiglaciaire. De même, l’unité K3, sécante et composée de matériel sablo-graveleux sans matrice fine, n’a pas les caractéristiques d’une unité interglaciaire. Les unités K1, K2 et K3 peuvent donc être interprétées comme représentant une transition de début de période froide.

21A Chenevières, sous les sables Ch3b-c clairement associés à une phase pléniglaciaire, la séquence inclut l’unité Ch1, encaissante et très grossière, l’unité Ch2, sablo-limoneuse blanchie, et la base de l’unité Ch3a, encaissante et assez grossière. Or, l’unité Ch2 inclut des éléments grossiers à dominante proximale tandis que les minéraux lourds incluent 50 % d’amphiboles provenant du socle vosgien (Cordier et al., 2002). L’unité Ch2 peut ainsi être rapportée soit à une fin de phase préglaciaire, soit (sur la base de sa continuité, de la finesse du matériel et de la richesse en amphiboles) à une phase tardiglaciaire. Dans le premier cas, l’unité basale Ch1, avec blocs, serait comparable à celle de Kanzem, avec une mise en place en phase de transition tempéré-froid. Dans le second, l’unité Ch1 serait une unité tardiglaciaire à très fort débit et succédant à une phase de forte érosion. Les lits grossiers sécants de l’unité Ch3a représenteraient alors une phase de transition de début de période froide peu marquée. Cette deuxième hypothèse semble peu probable dans la mesure où elle impliquerait l’existence de deux unités tardiglaciaires (unités Ch1-Ch2 et unité Ch4) dans la couverture sédimentaire d’une seule terrasse (Me4). Les données disponibles ne permettent toutefois pas de l’exclure. Cet exemple montre les incertitudes sur l’identification des faciès en milieu continental (Occhietti, 1990 ; Vandenberghe, 2011) et les limites de l’analyse lithostratigraphique lorsque des éléments de datation fiables font défaut.

Témoins et modalités de l’érosion fluviale

22La présente étude apporte de nouveaux éléments à la connaissance des phases d’érosion fluviale, à la fois en termes de témoins et de processus. Trois types de témoins ont été reconnus : 1) Des lacunes intraformationnelles, propres aux unités fluviatiles en traction. Ces lacunes, marquées par l’empilement de lits distincts et des figures de chenalisation, visibles dans presque toutes les unités, correspondent à des événements de courte durée : crues, étiages, embâcles occasionnels ; 2) Des contacts d’érosion entre des unités distinctes intercalées à l’intérieur de la couverture alluviale de terrasse, qui marquent un changement durable des conditions hydroclimatiques. On peut notamment citer les contacts d’érosion à la base des unités Ch3 et Ch4 de Chenevières et de l’unité K3 de Kanzem ; 3) Des discordances, associées à un encaissement majeur, comme par exemple à la base des successions de Chenevières et de Kanzem, ou à un simple épisode fortement érosif comme à Saint-Clément. Faute d’unités corrélatives reconnues, l’identification des processus à l’origine des incisions est basée par défaut sur les caractéristiques de l’unité basale recouvrant le contact d’érosion. Dans le contexte de relèvement tectonique lent de l’est du Bassin de Paris, les processus d’érosion sont attribués à des épisodes prolongés de haut débit avec faible ou forte charge (tab. 1). Dans le cas des phases tardiglaciaires, ces derniers résultent de plusieurs facteurs : fonte du pergélisol, éventuellement accompagnée de phénomènes thermokarstiques latéraux, fonte printanière en régime nival, fonte du glacier dans le haut bassin (cas de la Meurthe) et retour de précipitations abondantes interstadiaires ou interglaciaires. Lors des phases de transition de début de période froide, comme à Kanzem et Chenevières, les processus glaciels ont renforcé l’intensité de l’érosion ; les hauts débits correspondent à un régime nival sous climat tempéré continental (Villeneuve, 1959), avec la présence d’embâcles printaniers. Les processus glaciels, liés à la présence récurrente annuelle d’importantes glaces saisonnières, incluent l’existence d’un pied de glace sur les rives des rivières. Chaque hiver, le matériel meuble des rives, voire des chenaux, est pris dans la glace puis, au moment de la débâcle de printemps, est entraîné vers l’aval à la base des glaces flottantes. Le dégel étant irrégulier, des embâcles de blocs de glace font monter le niveau du cours d’eau et maintiennent ainsi une érosion active des berges qui ne peuvent être colonisées que par une végétation annuelle. Ces processus répétés sont à l’origine d’une forte érosion sur les berges et au fond des cours d’eau.

23Compte tenu des similitudes entre les sites étudiés, il semble possible de généraliser les modalités d’érosion fluviale à la périphérie des massifs anciens Vosges – Massif Schisteux Rhénan. À l’instar de nombreuses vallées européennes (Vandenberghe, 1993, 1995 ; Mol et al., 2000 ; Vandenberghe, 2008), l’incision des terrasses Me4, Me3 et Me2 du bassin de Mondon a lieu pendant les transitions climatiques de refroidissement qui précèdent les pléniglaciaires, avec des dénivellations variant entre 10 et 20 m (Cordier, 2004 ; fig. 3). Comme développé par J. Vandenberghe (1995, 2008), au cours des stades pléniglaciaires, l’érosion latérale est dominante, ce qui explique l’extension des nappes associées. Faute de débits continus suffisants, le matériel provenant de la couche active des versants est étalé dans les vallées et évacué vers l’aval surtout en été. Dans ces conditions, la vallée a tendance à être remblayée et à s’élargir par affouillement latéral, tandis que les processus périglaciaires remanient les couvertures alluviales antérieures et uniformisent les versants. L’action de ces processus de versant est très bien illustrée à Chenevières où les unités sommitales Ch4 et Ch5 sont souvent tronquées jusqu’à l’unité Ch3. Enfin, pendant des épisodes postérieurs à des pléniglaciaires (ou stadiaires), l’incision à l’origine des deux dernières terrasses du Weichsélien (Me1 et nappe grossière Me0) intervient avec des dénivellations respectives de 10 m entre Me2 et Me1 et de 10 à 12 m entre Me1 et Me0. L’incision est associée à un rétrécissement marqué des lits majeurs (Cordier, 2004). Comme observé dans d’autres vallées (Vandenberghe, 2008 ; Lewin et Gibbard, 2010), les incisions impliquent un déplacement latéral des chenaux et/ou un rétrécissement des lits majeurs. Il faut noter également que l’extension spatiale des incisions n’est pas la même entre la périphérie des Vosges et les sections de vallées plus en aval. Dans le bassin de Mondon, la vallée de la Meurthe se caractérise en effet par un rétrécissement progressif, très marqué après la mise en place de la terrasse M4, tandis qu’en aval et dans la haute vallée de la Moselle, les incisions s’accompagnent d’une érosion latérale importante (Cordier, 2004).

De la lithostratigraphie à la chronostratigraphie

24L’intégration des données chronologiques disponibles (tab. 2) permet de compléter la reconstitution de la mise en place des terrasses alluviales les plus récentes de la Meurthe péri-vosgienne. Les datations par OSL (tab. 2) réalisées dans la vallée de la Meurthe permettent ainsi d’attribuer la mise en place des terrasses Me3 et Me2 aux stades isotopiques 6-5 et 4 (Cordier et al., 2009), tandis que la basse terrasse M1 de la Moselle au Luxembourg a été attribuée au MIS 3 (Cordier et al., 2010). Ce dernier âge est comparable avec celui obtenu pour la basse terrasse de la Sarre Sa1 (Cordier et al., 2012). Dans la mesure où la couverture alluviale de la terrasse Me2 est composée de sables mis en place lors d’une phase pléniglaciaire dans lesquels est emboîtée une nappe grossière attribuée à une phase de type tardiglaciaire ou plutôt tardistadiaire (Cordier, 2004), le hiatus Me3-Me2 qui précède représente vraisemblablement une période complexe d’érosion et de sédimentation allant de l’Eémien au début du Pléniglaciaire inférieur du Weichsélien. Dans cette partie périphérique aux Vosges, la phase majeure d’incision se situe probablement à la transition de début de période froide précédant le MIS 4 (transition MIS 5a/4). L’incision Me2/Me1 résulte quant à elle exclusivement d’une phase de type tardistadiaire. Elle est associée à la fonte rapide, probablement partielle, du glacier de la haute Meurthe au cours d’une phase de redoux du stade isotopique MIS 3. Elle peut correspondre à l’un des épisodes de type interstadiaire du pléni-Weichsélien reconnus en Hollande et Belgique à partir du contenu pollinique (interstades de Moershoofd, Hengelo ou Denekamp ; Vogel et Van Der Hammen, 1967 ; Vanhoorne, 1987 ; Richter et al., 2000) ou à l’un des redoux identifiés sur les profils pollinique de la tourbière de Grande Pile (Woillard, 1978). Les datations des basses terrasses de la Sarre Sa1 (Cordier et al., 2012) et de la Moselle M1 ( Cordier et al., 2010) suggèrent une mise en place entre 45 et 30 ka et donnent un ordre de grandeur pour l’âge de la terrasses Me1 dont la corrélation reste toutefois à confirmer.

Tab. 2 – Synthèse des données chronostratigraphiques disponibles pour les terrasses alluviales de la Meurthe et de la Sarre
Tab. 2 – Synthesis of the chronostratigraphic dataset for the Meurthe and Sarre fluvial terraces

Vallée/terrasse

0

1

2

3

4

Meurthe

MIS 1 *

MIS 4 **

56 ± 5

71 ± 5

MIS 6(-5) **

132 ± 14

129 ± 13

Sarre

MIS 1

MIS 3 ***

(49 ± 3)

MIS 5 (4 ?) ***

132 ± 5

126 ± 12

MIS 6 à 9 ***

145 ± 9

150 ± 9

329 ± 35

301 ± 29

>MIS 9 ***

340 ± 70

427 ± 90

En gras : datations OSL ; en gras-italique : 14C ; en italique : ESR (âges en ka).
* Carcaud (1992) ; ** Cordier et al. (2005) ; *** Cordier et al. (2012)

Signification du complexe de terrasses du Weichsélien de la Meurthe péri-vosgienne

25Les observations précédentes soulignent que la courte phase tardiglaciaire fini-saalienne n’a apparemment pas engendré dans la vallée de la Meurthe d’incision majeure (telle qu’enregistrée dans la Sarre supérieure ; Cordier et al., 2012) et ce, contrairement au Tardiglaciaire fini-weichsélien pourtant caractérisé par un volume glaciaire moindre et une déglaciation plus progressive. Partant de ce constat, la morphologie des terrasses et plaine alluviale du Weichsélien-Holocène de la Meurthe dans le bassin de Mondon (fig. 2) peut être considérée comme transitoire, à l’instar des observations faites dans d’autres systèmes fluviaux (Vandenberghe, 2008). En effet, à court terme, compte tenu de la faible étendue de la terrasse Me1, il est clair que la surface de l’ensemble Me1-Me0 formera une seule terrasse apparente. A long terme, au cours du prochain étage froid, si toutes les conditions de soulèvement, de drainage et d’englacement sont similaires à celles de la mise en place de la terrasse Me3, l’actuelle vallée pourrait être soumise à un déblaiement de début de période froide de toutes les unités au cœur de la vallée (soit celles de l’ensemble Me0-Me1) et à une incision dans le substratum. Seule la terrasse Me2 post-éémienne subsisterait (à condition que l’épisode glaciaire ne soit pas extrême) et représenterait ainsi, en apparence, tout le Weichsélien. L’épisode pléniglaciaire suivant favoriserait une sédimentation locale et un fort remaniement des versants en contrebas de cette terrasse résiduelle.

26Les terrasses Me4, Me3 et Me2 semblent ainsi ne représenter que les lambeaux latéraux des anciennes plaines alluviales associées à ces terrasses, ce qui rejoint le constat de J. Vandenberghe (2008). Les unités qui remblayaient éventuellement le centre de ces plaines alluviales sont absentes et l’ampleur des incisions n’est donc pas connue. Le faible emboîtement tardiglaciaire apparent dans les couvertures alluviales de ces terrasses n’est donc pas forcément représentatif de l’incision synchrone dans l’ancien axe de la vallée.

27En pratique, les sédiments que l’on date dans les couvertures alluviales anciennes ne représentent donc qu’une partie restreinte du cycle climatique complet (Macaire, 1990). Par extension, les témoins de certains interstades du Saalien, bien représentés dans d’autres contextes fluviatiles (Lécolle, 1984), sont également probablement effacés et, dans ce cas, seul un éventuel étagement latéral de la base des terrasses serait l’indice d’une origine polyphasée de la terrasse. Ces raisonnements s’appliquent également aux secteurs plus en aval de la vallée de la Meurthe et des autres vallées, dans des contextes lithostratigraphiques différents.

Comparaison avec les autres vallées européennes

28Les résultats obtenus pour les vallées de la Meurthe et de la Sarre peuvent être rapprochés de ceux portant sur d’autres systèmes fluviaux européens (Vandenberghe, 1993, 1995, 1998 ; Mol et al., 2000 ; Lautridou et Cliquet, 2006 ; Lewin et Gibbard, 2010 ; Vandenberghe, 2011). À une échelle régionale, la reconstitution proposée pour la Meurthe est cohérente avec les données récemment obtenues pour la Sarre supérieure (Cordier et al., 2012) et la Marne supérieure (Cojan et al., 2007). Il convient néanmoins de souligner que dans ces dernières, les datations OSL et ESR suggèrent que l’incision précédant la mise en place de la première terrasse weichsélienne se place à la fin du Saalien (transition MIS 6/5e), en contexte tardiglaciaire. De nombreuses vallées européennes se caractérisent également par l’occurrence des phases érosives lors des transitions climatiques et la présence d’un pavage basal (Cordier et al., 2006a). De même, l’évolution durant le MIS 5 (succession de phases d’accumulation et d’érosion) et le MIS 3 (tendance à l’aggradation) peut être comparée à celle observée dans de nombreuses vallées (i.e., Lauer et al., 2010). En revanche, les observations permettent de conclure à l’absence de délai significatif entre l’incision et la mise en place des alluvions basales, contrairement à ce qui a été reconnu en Angleterre (Bridgland et al., 2010 ; Lewin et Gibbard, 2010). Les dépôts weichséliens de type « pléniglaciaire » sont par ailleurs quasiment exclusivement rapportés au MIS 2 en Angleterre, tandis que les vestiges du MIS 4 sont plus rares (Lewin et Gibbard, 2010 ; White et al., 2010). Dans le secteur étudié, la situation est inverse puisque le MIS 4 a pu être mis en évidence dans la vallée de la Meurthe sur des bases chronologiques, établies avec des datations OSL, et sédimentologiques, basées sur l’identification de figures de cryoturbation dans les alluvions de la terrasse Me2 (Cordier et al., 2006a). En revanche, aucun dépôt alluvial dans le bassin de la Moselle ne peut être attribué de manière certaine au MIS 2, y compris les alluvions de la terrasse M1 de la Moselle luxembourgeoise, initialement attribués au MIS 2 mais dont la mise en place serait plutôt à replacer dans la fin du MIS 3 (Cordier et al., 2012). À l’instar du décalage observé entre la Meurthe et la Sarre concernant l’incision entre les terrasses 3 et 2, cette différence doit être expliquée par des conditions différentes en termes d’englacement. La faiblesse des apports sédimentaires strictement locaux dans la vallée de la Meurthe, contrairement aux vallées anglaises, et le contexte morphostructural (soulèvement Plio-Quaternaire plus marqué en périphérie des Vosges qu’aux Pays-Bas ou en Angleterre) peuvent aussi être invoqués. Enfin, les types de faciès et de successions lithostratigraphiques de la région étudiée se distinguent complètement de ceux des vallées à apport lœssique, telle que celle de la Scarpe (Deschodt et al., 2012), et de la vallée moyenne de la Seine (Lécolle, 1984), où la terrasse principale apparente correspond en fait à plusieurs cycles d’érosion-sédimentation déposés latéralement. Au final, ce constat met en évidence la variabilité de la réponse fluviale aux fluctuations climatiques et le rôle des effets de seuil (Schumm, 1979), qui peuvent en partie expliquer l’absence de corrélation indiscutable avec les unités situées en aval, dans la vallée de la Moselle et surtout dans celles de la Meuse et du Rhin (Busschers et al., 2005).

Conclusion

29Les données nouvelles issues des successions alluviales exceptionnellement complètes de Chenevières, Saint-Clément et Kanzem, replacées dans le contexte régional déjà connu, contribuent à faire avancer les connaissances sur les modalités de mise en place des terrasses fluviales dans le bassin de la Moselle et plus généralement dans l’est du Bassin parisien et ses bordures. Plusieurs idées générales peuvent en être tirées. 1) La couverture alluviale des terrasses est composée de l’empilement de plusieurs types de nappes alluviales déposées dans des contextes climatiques bien distincts. 2) Les unités mises en place lors des phases pléniglaciaires sont facilement identifiables et peuvent servir de repère dans l’analyse lithostratigraphique des successions de faciès qui composent les couvertures alluviales des terrasses. La mise en place de ces unités traduit un remblaiement des vallées associé à une érosion latérale et à des processus de versant très actifs. 3) L’identification de ces unités a notamment permis la mise en évidence, à la base des formations, d’unités mises en place en phase « préglaciaire », non reconnues jusqu’à présent dans le bassin de la Moselle. 4) Au cours des phases d’incision de début de période froide, incisions Me5/Me4 ou Sa5/Sa4, les processus glaciels, dus à la présence de glaces saisonnières, renforcent la capacité d’érosion du réseau hydrographique. Lorsqu’ils sont dominants, ils indiquent un climat tempéré continental à fort contraste saisonnier et précipitations abondantes. 5) Chaque terrasse alluviale correspond donc à un ensemble de processus d’érosion et de sédimentation spécifiques, liés aux différences d’intensité et de durée des phases climatiques. Attribuer une terrasse à la seule phase pléniglaciaire associée est donc une simplification qui peut prêter à confusion si l’on veut aborder l’étude des processus et l’influence climatique. 6) L’incision majeure tardistadiaire et tardiglaciaire constatée dans le fond de vallée de la Meurthe (terrasse Me1 et plaine alluviale Me0) et l’absence de dépôts pléniglaciaires associés obligent à reconsidérer l’interprétation des modalités de mise en place des terrasses plus anciennes. La faible incision tardiglaciaire observée en coupe dans les couvertures alluviales des terrasses Me4, Me3 et Me2 n’est probablement pas représentative de l’incision ayant affecté l’axe des paléovallées correspondantes. Les terrasses Me4, Me3 et Me2 observées ne représenteraient par conséquent que des lambeaux latéraux des couvertures alluviales antérieures, la partie axiale des paléovallées associées n’ayant pas été préservée en raison notamment de la réduction progressive de la largeur de la plaine alluviale entre Me4 et Me0. 7) La durée et les modalités des phases d’incision sont très variables. Une phase d’incision longue entre deux terrasses peut représenter plusieurs épisodes d’érosion et de sédimentation complexes dont tous les témoins ont disparu. 8) L’analyse sédimentologique fine à l’échelle des lithofaciès élémentaires reste à faire dans les nappes alluviales grossières. Cette analyse pourrait éventuellement permettre de distinguer les sous-ensembles attribuables à des fluctuations climatiques par rapport aux simples variations autocycliques.

30L’ensemble des résultats obtenus montre que la réponse fluviale varie, tant en termes de chronologie que de faciès sédimentaires, d’une vallée/section de vallée à une autre. Cette variabilité s’explique par le contexte structural, la position dans le bassin-versant et la présence ou non de glaciers lors des périodes froides passées. Au final, l’étude lithostratigraphique permet de mieux caractériser les processus d’alluvionnement, dans une démarche intégrant les changements hydrodynamiques et climatiques. Dès lors que des coupes le permettent, cette démarche peut être avantageusement appliquée non seulement dans le reste du bassin-versant mais aussi dans l’ensemble des systèmes fluviaux voisins, dans la mesure où elle permet de pallier l’absence ou l’insuffisance de datations ou de marqueurs environnementaux.

Les auteurs remercient les étudiants de Master du département de géographie de l’université Nancy 2 pour leur participation au travail de terrain et aux analyses en laboratoire (granulométrie, morphométrie, lithologie). Ils remercient également André Weisrock qui a partagé sa longue expérience des vallées lorraines, ainsi que Jef Vandenberghe et deux lecteurs anonymes dont les remarques constructives ont favorisé l’amélioration du manuscrit initial.

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Annexe

Abridged English version

Three complete sequences of fluvial terraces of the rivers Meurthe, downstream from the Vosges Massif, and Sarre, in the southern Hunsrück (fig. 1) were investigated using a lithostratigraphic approach. Whilst both rivers belong to the Moselle catchment, the upper Meurthe catchment in the Vosges massif was covered by ice during Pleistocene cold periods, in contrast with that of the Sarre catchment. Our research aims to provide a better understanding of the fluvial accumulation and erosion processes (especially incision), and the relations between fluvial dynamics, climate cycles, and environmental changes by comparing adjacent glaciated and non-glaciated fluvial systems.

The Meurthe fluvial deposits have been investigated downstream from the Vosges Massif, in the Mondon basin (fig. 2). The sediments from the Me4 terrace (Bois du Feys formation; Cordier et al., 2006a) were exposed in a large excavation near Chenevières. This enabled unprecedented recognition of the basal erosive contact and the lower unit (Ch1) of this terrace. Unit Ch1 is composed of gravel in a silty matrix and exposes several sandstone boulders, up to 46 cm in length, preserved just above the bedrock. The coarse sediment originates from the crystalline rocks of the upper catchment and from Permo-Triassic strata exposed between Saint-Dié and Baccarat (fig. 1). This unit was apparently deposited at the warm-to-cold transition (preglacial) following the terrace Me5 incision (fig. 3 and fig. 4). The second unit Ch2 corresponds with unit A of S. Cordier (2004) and includes silty sands. Mineralogical analyses show a high proportion of hornblende originating from the crystalline basement. The base of the overlying unit Ch3 is composed of gravelly beds, slightly entrenched into unit Ch2. The rest of Ch3 corresponds with reddish coarse sands originating from the Permo-Triassic strata. This shows that units Ch2 and Ch3 were probably deposited under periglacial conditions (pleniglacial phase). In contrast, unit Ch4 (unit C of Cordier, 2004) includes more gravels from the upper catchment, and shows an erosive base. Its formation is attributed to the melting of the ice in the upper catchment during a deglacial period. Finally, the upper unit Ch5 corresponds to fine deposits and is related to the following interglacial.

The Saint-Clément section (fig. 5) is located a few kilometres downstream. It exposes the terrace Me1 sediments from the bedrock to the top. The section shows two coarse beds originating both from the basement and the Permo-Triassic strata, separated by planar-bedded sands and gravels. Another bed of sands and gravels caps the sequence which is interpreted as a fluvioglacial unit formed during a deglacial episode. The deposition of this sequence occurred after a major phase of incision (10 m) into the Me2 sediments and the bedrock.

The Kanzem section (fig. 6) made it possible to study the sediments from terrace Sa4 in the lower Sarre valley. Above the Devonian schists, a basal lag of quartzite and schist boulders, with boulders up to 1.2 m in length, has been identified (unit K1). This coarse lag is capped by coarse openwork gravels (unit K2). An erosive contact separates this unit from unit K3, which corresponds with openwork cross-bedded sands and gravels. The overlying sequence shows a succession of coarse layers (gravels) forming units K4A, K5A, K6A and K7A, separated by sandy lenses (K4B) or continuous sandy beds (K5B, K6B, K7B). The lower coarse lag is attributed to an ice-rafting process in a context of seasonal frost and spring ice jams under a continental climate. It is likely that such processes strengthened the erosive capacity of the river during the previous Sa5-Sa4 incision. In contrast, units K2 and K3 are typical of rivers with moderate energy, and can be related to the onset of cold conditions. Finally, the upper units K4 to K7 are attributed to a periglacial context (pleniglacial phase).

A comparison between the studied sections enables the recognition of four lithofacies associated with different periods of Pleistocene climate cycles (tab. 1). Sediments deposited during pleniglacial periods are well recognised in the studied sections. They are typically linked to valley infill under periglacial conditions and are characterised by their proximal or local origin (Permo-Triassic stratas for the Meurthe, Devonian basement for the Sarre). However, the comparison between the units Ch3 (Chenevières) and K4 to K7 (Kanzem) underlines the variability of periglacial context, as shown by J. Vandenberghe (1993, 2001, 2002, 2008).

In contrast, the sediments related to interglacial periods are fine-grained and are only preserved at the top of the sequences. They have commonly been reworked by erosion from the older terraces.

The distinction between warm-to-cold transition events (preglacial phase) and cold-to-warm events (lateglacial phase) is not obvious, since their corresponding sediments are both characterised by the presence of coarse sediments, partly coming from the upper catchment. However, the presence of sediments associated with ice rafting (units Ch1 and K2) is likely to correspond to a continental climate (preglacial phase) with winter ice and spring ice jams. The recognition of various lithofacies in the terrace sediments makes it possible to provide a climatostratigraphical reconstruction. For complex successions, as at Chenevières and Kanzem, the deposits attributed to pleniglacial periods are used as stratigraphical markers. The upper and lower units can be allocated to the lateglacial and preglacial periods, respectively, on the basis of their facies and location.

The study of terraces Me4 and Me1 in the Mondon basin makes it possible to provide a general reconstruction of fluvial erosion processes in the Eastern Paris Basin. Major incisions of 10 to 20 m depth (fig. 3), prior to the accumulation of the sediments of terraces Me4 to Me2, are ascribed to warm-to-cold transitions, as in many European fluvial systems. In particular, an important hiatus can be recognised in relation to the Me3-Me2 incision. Chronological reconstructions (tab. 2) make it possible to situate this hiatus within the entire MIS 5 (Eemian and Lower Weichselian), before the accumulation of Me2 sediments during the Weichselian Early Pleniglacial and the beginning of the Middle Pleniglacial. In contrast, the incision of the Me2 and Me1 terraces took place at the end of deglacial periods, in response to a rapid melting of the upper Meurthe glacier during one of the interstadial phases of the Weichselian Middle Pleniglacial and the Lateglacial, respectively. The occurrence of these incisions and the lack of Weichselian Upper Pleniglacial deposits show that the Me1 terrace and the present floodplain Me0 may be interpreted as transitional landforms. This result is consistent with the long-term progressive narrowing that has characterised the Meurthe valley in the Mondon basin since the formation of Me4. Finally, the comparison with other European fluvial systems, in particular in the framework of Fluvial Archives Group (FLAG) research, shows that despite many similarities (e.g., timing of incision), the fluvial response to climate change is neither similar not synchronous. This is due not only to the role of morphogenetic thresholds, but also to the morphostructural framework, to the location of the study area in the catchment, and to the presence or absence of glaciers during the Pleistocene cold periods.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Présentation générale du secteur d’étude avec localisation des sites décritsFig. 1 – General map of the study area with location of the main studied sections
Légende A : Socle des Vosges et du Massif Schisteux Rhénan. d : principalement Dévonien ; h : Carbonifère ; p : Permien. B : Trias. t1 : Buntsandstein ; t2 : Muschelkalk ; t3 : Keuper. C : Terrains post-triasiques. J : Jurassique et Crétacé ; q : Cénozoïque du Fossé rhénan. D : Faille de Metz. E : Coupes stratigraphiques étudiées. Ch : Chenevières ; K : Kanzem ; SC : Saint-Clément.A: Vosges and Rhenish Massif. d: Devonian (mainly); h: Carboniferous; p: Permian. B: Trias. t1: Buntsandstein; t2: Muschelkalk; t3: Keuper. C: post-Triassic formations. J: Jurassic and Cretaceous; q: Cenozoic (Upper Rhine Graben). D: Metz fault. E: studied sections. Ch: Chenevières; K: Kanzem; SC: Saint-Clément.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10046/img-1.png
Fichier image/png, 161k
Titre Fig. 2 – Carte des terrasses de la Meurthe dans le bassin de MondonFig. 2 – Map of the fluvial terraces of the Meurthe River in the Mondon basin
Légende D’après Cordier, 2004.After Cordier, 2004.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10046/img-2.png
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Titre Fig. 3 – Schéma synthétique de l’étagement des terrasses de la Meurthe dans le bassin de Mondon Fig. 3 – Synthetic sketch of the stepped terraces of the Meurthe River in the Mondon basin
Légende La largeur des terrasses est schématique, leur extension étant variable le long de la vallée. Contexte présumé de mise en place des sédiments : a : préglaciaire ; b : pléniglaciaire ; c : tardiglaciaire/tardistadiaire ; d : interglaciaire ou interstadiaire. The representation of the terrace staircase is schematic, since the extent of the terraces varies along the valley. Assumed context for sediment deposition: a: preglacial; b: pleniglacial; c: lateglacial/latestadial; d: interglacial or interstadial.
Crédits D’après Cordier, 2004, modifié. After Cordier, 2004, modified.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10046/img-3.png
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Titre Fig. 4 – La couverture alluviale de la terrasse Me4 de la Meurthe à ChenevièresFig. 4 – Alluvial cover of the Meurthe terrace Me4 at Chenevières
Légende A : Vue générale de l’excavation. B : Coupe synthétique de la couverture alluviale de la terrasse. C : Détail de l’unité Ch1 (unité grossière peu stratifiée). D : Détail des unités supérieures de la terrasse Ch4 (unité sablo-graveleuse à galets) et Ch5 (unité sommitale sablo-limoneuse). E : Détail de l’unité sableuse Ch3. Voir texte pour la description détaillée des unités.A: General view of the section. B: Synthetic section of the alluvial cover. C: Detailed view of Unit Ch1 (roughly stratified coarse unit). D: Detailed view of the upper units of the terrace Ch4 (gravelly beds) and Ch5 (sandy to silty uppermost beds). E: Detailed view of the sandy unit Ch3. See text for detailed description of the units.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10046/img-4.png
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Titre Fig. 5 – Coupe stratigraphique partielle de la couverture alluviale de la terrasse Me1de la Meurthe à Saint-ClémentFig. 5 – Detailed view of the Saint Clément section exposing sediments from terrace Me1
Légende Vue des deux nappes grossières (1 et 3) séparées par une unité sableuse (2) ; a : éboulis ; b: remblai sommital.The two coarse units (1 and 3) are separated by sands (2). a: reworked material; b: embankment.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10046/img-5.png
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Titre Fig. 6 – Lithostratigraphie de la couverture alluviale de la terrasse Sa4 de la Sarre à KanzemFig. 6 – Lithostratigraphy of the sediments of the Sarre terrace Sa4 at Kanzem
Légende A : Représentation synthétique des unités de la couverture alluviale. Unité K1 : pavage basal de blocs ; unité K2 : graviers stratifiés jointifs ; unité K3 : sables stratifiés avec lentilles de graviers ; unités K4A, K5A, K6A et K7A : dépôts grossièrement stratifiés de cailloux anguleux avec matrice sableuse variable et lentilles sableuses ; unités K4B, K5B et K6B : lits continus ou discontinus de sables stratifiés. B : Vue des unités inférieures de la terrasse S4. Noter l’importance du pavage basal de blocs de schistes siliceux ou de quartzite (unité K1) dont la mise en place est attribuée à des processus glaciels. C : Vue d’ensemble d’une coupe stratigraphique dans la couverture alluviale de la terrasse.A: Synthetic section of the alluvial cover of the terrace. Unit K1: basal pavement of blocks; unit K2: stratified gravel in open work; unit K3: stratified sands with gravel lenses; units K4A, K5A, K6A and K7A: coarsely stratified angular pebble and cobble with irregular sandy matrix and sandy lenses; units K4B, K5B and K6B: continuous or discontinuous sandy stratified beds. B: View of the lower units of the Sa4 terrace. Note the dense basal pavement of blocks whose deposition is related to seasonal ice rafting. C: General view of a section of the alluvial cover of the terrace.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10046/img-6.png
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Pour citer cet article

Référence papier

Serge Occhietti, Stéphane Cordier, Dominique Harmand et Emmanuelle Kulinicz, « Lithostratigraphie des terrasses de la Meurthe et de la Sarre en périphérie des Vosges et de l’Hunsrück (France, Allemagne) : réponse des cours d’eau aux fluctuations climatiques pléistocènes », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 18 - n° 4 | 2012, 441-458.

Référence électronique

Serge Occhietti, Stéphane Cordier, Dominique Harmand et Emmanuelle Kulinicz, « Lithostratigraphie des terrasses de la Meurthe et de la Sarre en périphérie des Vosges et de l’Hunsrück (France, Allemagne) : réponse des cours d’eau aux fluctuations climatiques pléistocènes », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 18 - n° 4 | 2012, mis en ligne le 02 février 2015, consulté le 26 juin 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/10046 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.10046

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Auteurs

Serge Occhietti

CERPA – Université de Lorraine – 23, boulevard Albert 1er – BP 3397 – 54015 Nancy Cedex – France. Université du Québec à Montréal – C.P. 8888 – Succ. Centre-Ville – Montréal – QC H3C 3P8 – Canada (serge.occhietti@gmail.com).

Stéphane Cordier

Département de géographie – UMR 8591 CNRS-Université Paris 1-Université Paris-Est Créteil – 61, avenue du Général de Gaulle, 94010 Créteil Cedex, France.

Articles du même auteur

Dominique Harmand

CERPA – Université de Lorraine – 23, boulevard Albert 1er – BP 3397 – 54015 Nancy Cedex – France.

Emmanuelle Kulinicz

CERPA – Université de Lorraine – 23, boulevard Albert 1er – BP 3397 – 54015 Nancy Cedex – France.

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Droits d’auteur

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