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Morpho-structures vosgiennes

Morpho-structures in the Vosges massif
Jean-Claude Flageollet
p. 75-86

Résumés

Indépendamment de son aspect temporel, la surrection des Vosges, bordure sud-ouest du rift rhénan, s’est effectuée selon une tectonique cassante qui, sur les bordures internes du massif, a multiplié les failles et les blocs parallélépipédiques disposés en marches d’escalier ascendant des bordures vers les crêtes. La persistance de la couverture triasique, puis sa réduction à l’état de morceaux de plateaux et de buttes, et enfin sa disparition complète, introduisent une division du massif vosgien en trois types de régions morpho-structurales : le pourtour, non atteint par les glaces quaternaires, dans lequel l’enveloppe morcelée du Buntsandstein, incisée par des vallées étroites, présente un paysage de plateaux étagés, principalement sur le versant lorrain ; une frange de plateaux et de buttes inscrits dans des grès entre lesquels est exhumée la surface infra-triasique, dégradée, masquée par des formations glaciaires anciennes et défoncée par des vallées glaciaires ; les Hautes Vosges proprement dites, où le relief en creux, d’origine glaciaire, occupe l’espace, et où les interfluves, malgré l’absence de témoins de la couverture triasique, y compris les sommets des crêtes vosgiennes, dérivent plus probablement de la surface infra-triasique que de tout autre hypothétique surface éogène ou néogène.

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Errata

Article reçu le 2 février 2008, accepté le 26 mai 2008

Notes de la rédaction

Remerciements de l’auteur
L’auteur remercie J.-C. Thouret, J. Raffy, H. Vogt, et un lecteur anonyme pour leurs remarques qui ont contribué à l’amélioration de ce texte, ainsi que Y. Battiau-Queney et Arnaud Héquette pour celle des textes anglais.

Texte intégral

Introduction

1Une distinction est établie de longue date entre les trois entités qui constituent les Vosges, à partir de caractéristiques qui relèvent à la fois de la géographie humaine et des traits du relief (fig. 1).

Fig. 1 – Carte de localisation.
Fig. 1 Location map.

Fig. 1 – Carte de localisation. Fig. 1 – Location map.

2Au nord du Donon, ce sont les Basses Vosges, dites aussi Vosges du Nord, ou encore Vosges gréseuses ; au sud, ce sont les Hautes Vosges, et, à l’ouest de celles-ci, la Vôge, nom donné à cette petite région dans les rapports d’intendance, au xviiie siècle. L’interprétation du relief des Hautes Vosges, particulièrement celle des sommets qui jalonnent les "crêtes" vosgiennes, s’est heurtée autrefois à une imprécision des levés topographiques qui ne permettaient pas "des profils soignés" (Capot-Rey, 1938). Les progrès accomplis sur ce point, depuis lors, par les cartes topographiques et le Modèle Numérique de Terrain de l’Institut Géographique National ont fait disparaître cette difficulté. Le second et principal handicap résidait dans la connaissance incomplète des failles qui accidentent le massif et sa couverture. En 1963, J. Tricart appelait de ses voeux des études géologiques qui permettraient de montrer que "la région est cassée en compartiments qui se sont dénivelés les uns par rapport aux autres". Les travaux de cartographie géologique réalisés entre 1970 et 1980 ont répondu à cette attente, de manière inégale toutefois selon les secteurs et selon les auteurs. Néanmoins, l’analyse qui peut en être faite permet d’insister sur l’importance de la tectonique cassante, hercynienne et surtout éogène et néogène, et de ses conséquences sur la formation des reliefs et le façonnement des modelés.

Les limites et les deux extrémités vosgiennes

3À l’est, un talus plus ou moins raide et élevé constitue la limite entre la montagne et les collines sous-vosgiennes, ou, parfois directement, la plaine d’Alsace (fig. 2).

Fig. 2 – Failles majeures à expression morphologique dans les Vosges et localisation des coupes.
Fig. 2 – Major faults having geomorphological effects in the Vosges and location of geological sections.

Fig. 2 – Failles majeures à expression morphologique dans les Vosges et localisation des coupes. Fig. 2 – Major faults having geomorphological effects in the Vosges and location of geological sections.

1 : couverture de grès du Buntsandstein ;  2 : bassins permiens ; 3 : faille ; 4 : faille probable ; 5 : faille rhénane ; 6 : localisation et numéro des coupes ; 7 : faille de Lure à Sainte-Marie-aux-Mines.
1: cover of Buntsandstein sandstone; 2: Permian basin; 3: fault: 4: probable fault; 5: Rhenish Fault; 6: location and number of section; 7: fault from Lure to Sainte-Marie-aux-Mines.

4Il suit la faille vosgienne, plan de faille normale unique, ou, plus souvent, série de failles en relais, de regard est, et dont les rejets cumulés dépassent plusieurs centaines de mètres : 500 à 700 m à la hauteur du Champ du Feu, 500 à 600 m vers Molsheim, 700 à 800 m vers Saint-Nabor (Théobald et al., 1975). Au nord de la Lauch, la direction est presque méridienne (N10) ; elle s’infléchit vers le sud-ouest au sud de la Lauch (N45). La faille rhénane sépare les collines sous-vosgiennes de la plaine d’Alsace.

5Le talus qui correspond à la faille vosgienne est un escarpement de faille. Son tracé linéaire, sa raideur, sa hauteur constante d’une centaine de mètres, peu inférieure au rejet (140 m en face de Hoffstatt), en font un remarquable escarpement de faille dans les grès vosgiens en bordure des plateaux au sud de Colmar (Théobald et al., 1977), entre Fecht et Lauch (fig. 3a).

Fig. 3 – Escarpements de faille bordiers des Vosges alsaciennes.
Fig. 3 – Fault scarps bordering the Alsaetiane Vosges.

Fig. 3 – Escarpements de faille bordiers des Vosges alsaciennes. Fig. 3 – Fault scarps bordering the Alsaetiane Vosges.

a : limite de la montagne vosgienne et des collines sous-vosgiennes au sud de Thann ; b : escarpement de faille du Mont de Vannes ; c : limite de la montagne vosgienne et du bassin de Ronchamp. 
a: limit of Vosges Mountain and sous-vosgiennes hills, south of Thann; b: fault scarp of Mont de Vannes. c: limit of  Vosges Mountain and Ronchamp Basin.

6Ailleurs, c’est un escarpement parfois composite, parfois très proche de l’état originel, localement souvent dégradé, dérivé, c’est-à-dire dégagé par érosion différentielle, pour l’essentiel de son extension et de sa hauteur (Vogt, 1992). Il est absent au débouché des vallées, où les sédiments pléistocènes ne sont pas affectés par la faille, qu’ils dissimulent. Au sud de la Thur, le talus prend de la vigueur, alors que la bande des collines sous-vosgiennes rétrécit. Le talus, qui se poursuit vers le sud-ouest, ne correspond plus à la faille vosgienne, mais à une suite de failles ouest-est en décrochement, qui mettent en contact les roches du socle et les argiles et grès du bassin permien de Ronchamp (fig. 3c).

7Quoique moins nette que du côté alsacien, la limite entre le plateau lorrain et la montagne se marque également dans le relief par la présence d’un talus, lui aussi rectiligne, le long d’une faille et d’une flexure, que l’on pourrait appeler flexure-faille lorraine, qui s’allonge du sud-ouest au nord-est, d’Épinal à Cirey-sur-Vezouze (fig. 4a).

Fig. 4 – Limite du plateau lorrain et de la montagne vosgienne.
Fig. 4 – Limit of the Lorraine Plateau with the Vosges Mountain.

Fig. 4 – Limite du plateau lorrain et de la montagne vosgienne. Fig. 4 – Limit of the Lorraine Plateau with the Vosges Mountain.

a : à proximité d’Épinal ; b : à proximité de Cirey-sur-Vezouze.
a: near Epinal; b: near Cirey-sur-Vezouze.

8Sa direction N5 à N10 au nord de la Mortagne la rapproche de la faille vosgienne. Au sud de la Mortagne, elle s’infléchit vers l’ouest (N70), ce qui l’éloigne de la faille vosgienne, d’où la forme si particulière de la montagne. La faille met en contact les grès du Buntsandstein inférieur et moyen et les grès et argiles du Buntsandstein supérieur. Son rejet augmente progressivement et légèrement du nord, près de la Sarre, où il est d’environ 30 m, au sud, à proximité de la Moselle, où il atteint 50 m environ. Vers l’ouest, la faille fait place à une flexure. Cette faille est antérieure aux alluvions fluvio-glaciaires anciennes (âge Mindel probable : Flageollet, 2002) de la Moselle, de la Meurthe et de la Vezouze. Le talus est composite, mais il est principalement un escarpement de ligne de faille par érosion des grès argileux et des argiles rouges (fig. 4b). Tout à fait au sud-ouest, le talus qui constitue l’extrémité de la Vôge est un remarquable escarpement de faille très raide, entre 100 et 150 m de hauteur et de rejet ; c’est le rebord du grès vosgien à l’ouest de Plombières, qui s’avance en coin et domine la dépression de Montmotier (Durand et al., 1971).

9Au nord, au-delà du Schneeberg, la montagne disparaît, et l’on atteint ce qu’il est convenu d’appeler les Basses Vosges : le socle disparaît ; seule reste la couverture de grès, coupée en deux par l’escarpement de faille raide, élevé (plus de 200 m) et rectiligne, qui regarde vers l’est et domine les bas plateaux et les collines du champ de fractures de Saverne. Au sud, les Vosges se terminent en coin, au Mont de Vannes (fig. 3b) qui domine, à l’ouest, la vallée de l’Ognon par un escarpement lié à la longue faille qui, de Lure à Sainte-Marie-aux-Mines (Ménillet et al., 1978b), partage le massif en deux entités, celle de l’ouest moins relevée, celle de l’est plus soulevée (Théobald et al., 1974). De Mélisey au col des Croix, cette faille se présente en touche de piano, avec un rejet qui diminue du sud vers le nord.

Plateaux et buttes du pourtour

10Une fois les limites franchies, avant d’atteindre les Hautes Vosges stricto sensu, les contreforts vosgiens se partagent en trois sous-ensembles ayant en commun la présence du grès vosgien : l’enveloppe continue des plateaux gréseux (Perriaux, 1961), puis les buttes de grès, tabulaires ou coniques, dispersées sur le socle et celles très saillantes, très dégagées des grès et argiles permiens dans les quatre bassins de Villé, de Saint-Dié, le plus vaste, du Val d’Ajol et de Ronchamp (fig. 5).

Fig. 5 – Unités morpho-structurales des Vosges.
Fig. 5 – Morpho-structural units of the Vosges.

Fig. 5 – Unités morpho-structurales des Vosges. Fig. 5 – Morpho-structural units of the Vosges.

1 : grès du Buntsandstein ; 2 : argiles et grès du Permien ; 3 : talus associé à la faille-flexure lorraine ; 4 : talus associé à la faille vosgienne ; 5 : faille rhénane ; 6 : plateaux bordiers ; 7 : buttes sur le socle ; 8 : les Hautes Vosges stricto sensu.
1: Buntsandstein sandstones; 2: Permian clays and sandstones; 3: slope linked with the Lorraine flexure-fault; 4: slope linked with the Vosgean fault; 5: Rhenish fault; 6: border plateaus; 7: buttes of basement rocks; 8: “Hautes Vosges” proper.

11L’enveloppe de plateaux tabulaires, qui s’élèvent vers le centre du massif, est constituée essentiellement par le grès vosgien et le conglomérat principal, la surface structurale de l’un ou de l’autre étant parfois encombrée des restes de grès des couches intermédiaires. Ces plateaux se prolongent à l’ouest dans la Vôge et, au nord, deviennent les seuls reliefs des Vosges du nord. À l’est, cette enveloppe, plus étroite, disparaît au sud de la Lauch.

12Le rebord interne de ces plateaux gréseux est un talus très festonné. À l’ouest, les vallées qui morcellent cette couverture sont étroites et profondes, guidées par les failles qui l’affectent, leur tracé étant accordé à celui de la faille- flexure de Lorraine. Le morcellement n’est pas seulement provoqué par l’incision des rivières, mais il résulte également d’un découpage tectonique en blocs, limités par des failles de faibles rejets, plus ou moins basculés, ce qui aboutit à une suite de marches d’escaliers entrecoupées de modestes grabens. Les talus, peu élevés mais raides façonnés dans les grès, sont alors des escarpements de faille, comme, par exemple, ceux qui encadrent le fossé d’Arches (fig. 6).

Fig. 6 – Compartimentage morpho-structural au sud-est d’Épinal.
Fig. 6 – Morpho-structural partitioning, south-east of Epinal.

Fig. 6 – Compartimentage morpho-structural au sud-est d’Épinal. Fig. 6 – Morpho-structural partitioning, south-east of Epinal.

1 : faille à regard est ; 2 : faille probable à regard est ; 3 : calcaires du Muschelkalk supérieur ; 4 : marnes du Muschelkalk moyen ; 5 : Buntsandstein supérieur, couches intermédiaires et grès à Voltzia ; 6 : Buntsandstein moyen, grès vosgien et conglomérat principal ; 7 : socle cristallin ; 8 : nappes fluvio-glaciaires .
1. : plateau et cuesta ; 2. : plaine de Longchamp (dépression orthoclinale) ; 3. : horst d’Épinal ; 4. : graben d’Arches-Hadol ; 5. : gradin des Grandes Haies ; 6. : gradin d’Eloyes ; 7. : gradin du Haut du Tôt ; 8. : graben de Vagney ; 9. : gradin de Noiregoutte ; 10. : gradin de Vologne ; 11. : gradin d’Artimont ; 12. : horst des crêtes.
1: fault facing east; 2: supposed fault facing east; 3: Upper Muschelkalk limestones; 4: Middle Muschelkalk marls; 5: Upper Buntsandstein, intermediate layers and Volzia Sandstones; 6: Middle Buntsandstein, Vosgean Sandstone and Main Conglomerate; 7: basement rock; 8: fluvio-glacial deposits. 1.: plateau and cuesta; 2.: Longchamp Plain, monoclinal lowland; 3.: Epinal horst; 4.: Arches-Hadol graben; 5.: Grandes Haies step; 6.: Eloyes step; 7.: Haut du Tôt step; 8.: Vagney graben; 9.: Noiregoutte graben; 10.: Vologne step; 11.: Artimon step; 12.: horst of the Vosgean crest.

13R. Capot Rey (1938) estimait que le tracé du réseau hydrographique « représente un compromis entre les directions imposées par le soulèvement du massif et celles qui résultent d’un commencement d’adaptation à la structure ». Pourtant, à y regarder de près, le contrôle structural est plus étroit qu’il n’y paraît. Par exemple, au nord-ouest, la rivière Plaine descend du col du Donon (fig. 7a) en direction de l’ouest-sud-ouest, selon une pente générale pourtant nettement plus faible que la pente SE/NO topographique et structurale.

Fig. 7 – Rôle de la structure dans le tracé de la vallée de la Plaine.
Fig.7 – Morpho-structural features of the Plaine Valley.

Fig. 7 – Rôle de la structure dans le tracé de la vallée de la Plaine.Fig.7 – Morpho-structural features of the Plaine Valley.

14Sa direction oblique est celle d’une ou plusieurs failles normales en relais. L’élargissement de la vallée dans le bassin de Celles-sur-Plaine (fig. 7b et 7c), puis son rétrécissement à l’approche de Raon-l’Étape dépendent de la remontée puis de l’abaissement des grès argileux de base dits couches de Senones (Ménillet et al., 1978a). Tectonique et lithologie commandent le tracé et les changements de calibre de la vallée, qui ne doivent rien à un quelconque englacement. Autre exemple encore plus significatif, celui de la Vologne, qui change de direction à 90° à Laval, juste avant sa sortie du massif (fig. 6). Le seul dépôt quaternaire qui existe au nord, à quelque distance dans le prolongement du cours de la Vologne, est celui de Saint-Gorgon (Kulinicz, 2007) mal daté dans le Pléistocène. Il est cependant hautement improbable qu’il puisse s’agir d’une formation fluvio-glaciaire associée à une proto-Vologne. Le coude de Laval n’est pas la conséquence d’une capture, mais il est en relation avec l’affaissement tectonique du fossé d’Arches.

15Néanmoins, il existe des tracés de rivières apparemment antérieurs et indépendants des jeux tectoniques. C’est le cas de la Meurthe à la sortie des Vosges, et de son franchissement du horst de Raon-l’Étape, ou encore celui de la Moselle. Cette dernière traverse le horst d’Épinal en quittant le fossé d’Arches, lequel existait déjà avant les glaciations connues dans le secteur. Les grès argileux relativement tendres du Muschelkalk qui auraient pu combler le fossé et rendre possible la surimposition sont complètement absents des moindres recoins de ce dernier. En outre, les méandres dessinés par la rivière dans sa traversée du horst pourraient être la réponse de cette dernière au soulèvement (Burbank et Anderson, 2001). L’antécédence de la Moselle est ici tout à fait probable, et le jeu en horst et graben est antérieur aux formations fluvio-glaciaires d’âge Riss présumé qui ont envahi le fossé (Vincent et al., 1985).

16Du côté alsacien, le talus associé à la faille rhénane est ourlé de dépôts conglomératiques oligocènes, dont J. Tricart et J. Vonfelt (1955), par l’examen de l’aplatissement des galets, puis Ph. Duringer (1988) ont montré qu’il s’agit de fanglomérats au débouché de vallées étroites incisées dans le massif en voie de surrection. L’accumulation préférentielle des conglomérats au droit de rivières vosgiennes comme la Lauch ou la Fecht montre que le tracé des rivières actuelles était esquissé dès l’Éocène supérieur. La faille vosgienne qui affecte ces conglomérats (Blanalt, 1970) a joué ou rejoué postérieurement à leur dépôt, indiquant la poursuite de la surrection du massif après l’Oligocène.

17Cette surrection, arrêtée ou ralentie au Miocène, a repris de la vigueur au Pliocène, période d’érosion et d’accumulations fluvio-lacustres dans le fossé rhénan, et, plus tardivement encore, puisque du côté alsacien, certains profils de vallées montrent des traces d’érosion fluviatile post-glaciaire (von Eller 1984). Cet exemple mis à part, des manifestations de néotectonique ont été enregistrées dans la plaine d’Alsace (Vogt, 1992 ; Baize et al., 2002), qui vont dans le sens d’une surrection récente de la montagne, bien qu’elles n’aient jusqu’ici pas été décelées dans les Vosges. Le massif est situé en zone sismique, sans que pour autant sa géomorphologie soit celle d’une zone tectoniquement active (Delcaillau, 2004 ; Dufaure, 2007).

18Vers l’intérieur, sur les gradins plus élevés, les affleurements de la couverture de grès sont limités à des buttes autour desquelles s’étend un piédestal qui correspond à la surface infra-triasique bien conservée en maints endroits sur les gneiss granitiques et granites du socle (fig. 8b). Celle-ci a bien résisté au rabotage des glaces de plateaux de surcroît peu épaisses.

Fig. 8 – Tectonique cassante et surface infra-triasique.
Fig 8 – Fault tectonics and Infra-Triassic surface.

Fig. 8 – Tectonique cassante et surface infra-triasique. Fig 8 – Fault tectonics and Infra-Triassic surface.

a : sur le versant ouest des Vosges ; exhumation et inclinaison de la surface infra-triasique au sud-est de Bruyères ; b : au sud-ouest de Gérardmer, blocs basculés dénivelant la surface infra-triasique ; c : versants ouest et est des Vosges dans le secteur du Gazon de Faîte.  
a: west side of the Vosges. Infra-Triassic surface at SE of Bruyères, exhumed and tilted; b: idem at SW of Gérardmer; c: west and east sides in the vicinity of Gazon de Faîte.

19Cette surface est assez largement couverte de dépôts morainiques anciens (Dewolf, 1969). Les escarpements de faille ne sont visibles qu’en de rares endroits, sur les interfluves les plus larges, tant le creusement des vallées a été accusé le long des plans de faille à la charnière des blocs issus du découpage tectonique (fig. 8a), et parce que ces escarpements ont été très émoussés sous l’action glaciaire. Les dénivelées entre les gradins sont faibles parce que les rejets tectoniques le sont. C’est pourquoi on a longtemps accepté la vision d’une montée progressive d’une surface d’aplanissement vers le faîte des Vosges, selon un plan virtuel tangent aux points hauts, ce qui n’est pourtant qu’une apparence trompeuse.

20Dans les quatre bassins permiens, Saint-Dié, Villé, Val d’Ajol et Ronchamp, la surface infra-triasique n’a pas subsisté dans les grès argileux tendres. La grande sensibilité des grès à la désagrégation mécanique, sous l’effet des cycles gel-dégel durant la période quaternaire, explique leur disparition, ainsi que la grande hauteur atteinte par les buttes et plateaux de grès vosgiens, comme la montagne d’Ormont à Saint-Dié (Ménillet et al., 1975)

Les Hautes Vosges stricto sensu

21Au-delà des dernières buttes gréseuses, à l’approche des sommets, l’existence de gradins tectoniques devient plus difficile à prouver. Les cartes géologiques indiquent au mieux les seuls grands accidents reconnus, comme la faille qui s’allonge de Lure à Sainte-Marie-aux-Mines (fig. 2.) ; sur d’autres, les failles sont étrangement absentes, par exemple dans les schistes et grauwackes viséens de la série du Markstein, alors qu’elles sont si nombreuses dans la série d’Oderen. L’ancienneté des levés et la spécialisation des auteurs introduisent donc des différences notables d’une carte à l’autre en ce qui concerne les indications relatives à la tectonique cassante. Il n’est donc pas surprenant que les géomorphologues aient perçu la progression de l’altitude des interfluves comme le témoignage de l’existence d’une ou plusieurs surfaces d’aplanissement. Les Hautes Chaumes ont d’abord été interprétées comme des restes de la surface pré-triasique (Baulig, 1922) ou pré-permienne (Capot-Rey, 1938). Sur le versant lorrain, les interprétations ont fait place à une surface "de démarrage...néogène" (André, 1976, 1991) ; sur le versant alsacien, H. Vogt (1992) a décelé un étagement des formes, interprété comme la trace de trois surfaces d’aplanissement emboîtées. Le record dans ce domaine revient à C. Klein (1995) pour qui, dans les Vosges, chaque point haut d’interfluve est la preuve de l’existence de trois surfaces d’aplanissement, éotertiaire, mésotertiaire et miocène emboîtées, sans parler des quatre (ou davantage) replats cycliques des vallées. Récemment, J. Le Roux (2000) a conclu à l’installation du réseau hydrographique, dans l’est du bassin parisien, sur une surface de régression marine infra-crétacée, surface qui aurait affecté les Vosges où elle se retrouverait déformée par la surrection néogène.

22Les travaux antérieurs sont fondés sur l’absence d’indications tectoniques sur certaines cartes géologiques, comme celle de Munster par exemple (Ménillet et al., 1976), absence qui résultait pour une part de l’intérêt particulier accordé par les géologues à la pétrographie et du manque de repères structuraux significatifs. Cependant, pourquoi le réseau de failles, attesté par le morcellement de la couverture du Buntsandstein, très serré au pourtour de la montagne vosgienne, deviendrait-il très espacé, voire absent, dans le socle, au centre du massif ? Ce ne peut pas être le cas si l’on en juge par la densité des failles qui affectent toutes les roches du socle dans sa partie méridionale. Dans la région du Ballon d’Alsace (Ménillet et al., 1986), par exemple, les failles sont orientées parallèlement à la faille vosgienne, leur densité  est impressionnante, et la moitié d’entre elles ont guidé le tracé des ruisseaux (fig. 9).

Fig. 9 – Failles et relief à l’est du Ballon d’Alsace.
Fig. 9 Faults and relief in Ballon d’Alsace area.

Fig. 9 – Failles et relief à l’est du Ballon d’Alsace. Fig. 9 – Faults and relief in Ballon d’Alsace area.

L.A. : lac d’Alfeld ; L.S. : lac de Sewen ; L.N. : lac de Neuweiher ; L.P. : lac des Perches.
L.A.: Alfeld Lake; L.S.: Sewen Lake; L.N.: Neuweiher Lake; L.P.: Perches Lake.

23De plus, l’alignement sur de longues distances de vallées et de vallons, dirigés parfois dans des directions opposées, laisse supposer la présence d’une faille dont seuls quelques segments sont levés avec certitude. C’est le cas, par exemple des deux failles bordières de l’étroit fossé du Val d’Ajol (Vincent et al., 1979), qui se prolongent très certainement, l’une au nord de Vagney dans la vallée de Sapois, drainée par le Menaurupt, et l’autre dans la vallée de Rochesson, drainée par le Bouchot (fig. 10).

Fig. 10 – La surface infra-triasique sur le versant ouest dans la partie centrale des Vosges.
Fig. 10 – The Infra-Triassic surface, west side, central part of the Vosges.

Fig. 10 – La surface infra-triasique sur le versant ouest dans la partie centrale des Vosges. Fig. 10 – The Infra-Triassic surface, west side, central part of the Vosges.

1 : arkoses et argiles du Permien ; 2 : grès vosgien, Buntsandstein moyen ; 3 : conglomérat principal du Buntsandstein moyen et couches intermédiaires du Muschelkalk moyen ; 4 : conglomérat principal du Buntsandstein moyen ; 5 : surface pré-triasique exhumée ; 6 : idem, dégradée ; 7 : relief dérivé de la surface pré-triasique ; 8 : lac ; 9 : faille, le regard est du côté de l’ombre ; 10 : idem, faille masquée ou supposée ; 11 : fracture ou faille ; 12 : altitude en mètres.
1: Permian arkoses and clay; 2: Vosgean Sandstone, Middle Buntsandstein; 3: Main Conglomerate, Middle Buntsandstein and intermediate layers, Middle Muschelkalk; 4: Main Conglomerate, Middle Buntsandstein; 5: revealed pre-Triassic surface; 6: degraded pre-Triassic surface; 7: relief inherited from the pre-Triassic surface; 8: lake; 9: fault, the shadow indicates the downthrown side; 10: idem, supposed fault; 11: fracture or fault; 12: elevation, in metres.

24La disparition de la couverture sédimentaire a mis à l’affleurement toutes les failles du socle. Certaines n’ont pas de rôle géomorphologique avéré ; beaucoup ont joué un rôle passif, guidant la localisation des vallées et des vallons et leur morphologie glaciaire (Flageollet, 2002, 2004) ; d’autres enfin, les failles majeures, orientées parallèlement aux failles bordières, ont rejoué et délimité des blocs dénivelés, certains disposés en fossés, la plupart en marches d’escalier. La figure 10 illustre l’existence de gradins topographiques qui se succèdent de la bordure vers les sommets. On en dénombre une dizaine depuis le Bois des Grandes Haies jusqu’à la crête sommitale. Leur disposition en marches d’escalier est seulement interrompue une fois, en rive nord du Bouchot. Chacun de ces gradins est limité par des failles, la plupart reconnues, quelques-unes très probables. De sorte que l’existence de gradins tectoniques, correspondant à ces gradins topographiques, apparaît presque certaine jusqu’aux sommets (fig. 8c). La pente principale, dirigée E-SE–O-NO, interfère avec une pente NE-SO, très secondaire, mais suivie par le réseau hydrographique, étroitement localisé sur les failles. Les « crêtes » aplanies des sept premiers gradins représentent incontestablement la surface infra-triasique, d’abord topographiquement bien conservée, puis légèrement dégradée (Flageollet, 2006) et établie indifféremment sur toutes les roches du socle. Une érosion différentielle n’est perceptible que dans les vallées, notamment avec le façonnement de verrous et d’ombilics glaciaires (Flageollet, 2002).

25Cependant, les témoins de grès triasiques font défaut sur les trois gradins les plus élevés, à l’est de La Bresse. Et la forme en dôme ou coupole de plusieurs des « ballons des Vosges » (Ballon d’Alsace, Kastelberg, Ballon de Servance, etc.) a suscité des interrogations quant à leur genèse ; « ...cela revient-il à dire que toutes les hautes formes lourdes du massif du Hohneck sont constituées par la surface post-hercynienne, à peine retouchée ?... le massif du Hohneck était-il réduit, au Permien, à l’état de glacis ou formait-il encore des inselbergs ? » (Tricart, 1963). Oui, à coup sûr, selon C. Klein (1995), pour qui les sommets sont des inselbergs ayant échappé à l’aplanissement de la surface éotertiaire, puis portés en altitude par le soulèvement ultérieur. C. Klein a transposé dans les Vosges les interprétations antérieures qu’il avait effectuées en Limousin, où elles ont été réfutées parce que ce type de formes n’y est pas spécifique d’une surface donnée, en l’occurrence la surface éotertiaire (Flageollet, 1979). Par ailleurs, il lui a fallu récuser les conclusions tirées de l’étude des conglomérats oligocènes du piémont alsacien des Vosges et recourir à un aplanissement peu compatible avec le faciès de ces fanglomérats bordiers. Il n’est donc pas tenable, dans les Vosges, de conserver cette vision cyclique et les interprétations auxquelles elle a conduit (Tricart, 1991).

26L’assimilation à des inselbergs résiduels étant écartée, et compte tenu de la forte probabilité de l’existence de gradins tectoniques jusqu’aux sommets des Vosges (fig. 11), ces derniers peuvent donc dériver eux aussi de la surface infra-triasique (fig. 10 et fig. 12).

Fig. 11 – Vue 3D du versant ouest du centre des Hautes Vosges et découpage tectonique.
Fig. 11 – 3D view of the western side of the central Vosges and tectonic partitioning.

Fig. 11 – Vue 3D du versant ouest du centre des Hautes Vosges et découpage tectonique.Fig. 11 – 3D view of the western side of the central Vosges and tectonic partitioning.

Fig. 12 – Interprétation morpho-structurale du massif du Hohneck.
Fig. 12 – Morpho-structural interpretation of the Hohneck massif.

Fig. 12 – Interprétation morpho-structurale du massif du Hohneck. Fig. 12 – Morpho-structural interpretation of the Hohneck massif.

1 : faille, regard est ; 2 : faille probable, regard est ; 3 : faille probable ; 4 : sommet dérivé de la surface infra-triasique ; 5 : idem, fortement retouché par les glaciations anciennes ; 6 : limite supérieure de mur de cirque ; 7 : mur de cirque ou versant d’auge glaciaire ; 8 : rochers ; 9 : fond de vallon glaciaire récent ; 10 : fond de vallée glaciaire ; 11 : lac ; 12 : ruisseau.
1: fault facing east; 2: probable fault facing east; 3: probable fault; 4: summit derived from the Infra-Triassic surface; 5: idem, strongly modified during the old glaciations; 6: upper limit of the cirque headwall; 7: cirque headwall or glacial valley slide; 8: rock; 9: floor of recent glacial small valley; 10: floor of glacial valley; 11: lake; 12: stream.

27Les sommets de la crête vosgienne se suivent du nord au sud à des altitudes très voisines, et toutes les roches du socle y affleurent, indifféremment, là aussi sans manifestation d’érosion différentielle, par exemple entre le granite des crêtes du Hohneck et les schistes du Grand Ballon. On sait d’autre part que cette surface fut parfaite, décrite comme une « paléopente régionale uniformément inclinée vers le nord-est dans tout le sud-ouest des Vosges » (Durand, 1978) et qu’elle a existé dans tout le massif (Le Roux, 2000) préalablement à sa fossilisation par les grès du Buntsandstein, qui ont constitué une couverture continue. Au sud, le conglomérat principal repose directement sur le socle sans que cela puisse être un indice de surrection d’un seuil vosgien dès le Trias (Durand, 1978), à l’emplacement des Hautes Vosges actuelles. Enfin, surtout du côté alsacien, les lignes d’interfluve subissent fréquemment une brusque surrection au passage des cols de flanc (fig. 13), signe de la présence d’un ancien escarpement de faille (Birot, 1958).

Fig. 13 – Interprétation morpho-structurale des sommets au voisinage du Hohneck.
Fig. 13 – Relationships between the faulting structures, the Infra-Triassic surface and summit elevations in the Hohneck area

Fig. 13 – Interprétation morpho-structurale des sommets au voisinage du Hohneck.Fig. 13 – Relationships between the faulting structures, the Infra-Triassic surface and summit elevations in the Hohneck area

28L’interprétation la plus vraisemblable est donc que la surface infra-triasique a été portée en altitude par le jeu des blocs durant les phases de soulèvement éogène, néogène, voire quaternaire, à l’emplacement du horst, puis exhumée. D’une part, elle n’a pas eu à y subir une très forte érosion de la part de glaces de calotte dont les directions étaient divergentes. D’autre part, la présence d’arènes discontinues sur les pentes de certains sommets a été autrefois présentée comme le résultat d’une altération tertiaire, conjointement à un façonnement néogène, ce qui est peu probable. L’arénisation n’est pas l’apanage du Tertiaire, car elle a existé également durant les interglaciaires quaternaires (Flageollet, 1977). Certains faciès, porphyroïdes, comme le granite dit des crêtes, y sont davantage prédisposés que d’autres. Et l’on rencontre des arènes un peu partout, distribuées de manière apparemment aléatoire sur les replats, les versants et les fonds de vallées qui ont été englacés. Le modelé actuel des sommets suggère qu’il résulte de la dégradation, récente ou prolongée tardivement, du horst vosgien. Le tor de la Roche des Fées sur le bord ouest du Gazon du Faing et les nombreux blocs et boules résiduels étalés sur la pente en contrebas indiquent une forte action périglaciaire dans le secteur, un remodelage accentuant la convexité de la « Chaume du Gazon » sur son versant occidental, au cours de la dernière glaciation. L’expression à succès « ballons des Vosges » masque une réalité plus changeante. La convexité de la pente est peu marquée dans le secteur du Gazon du Faîte et du Gazon de Faing. L’action glaciaire n’a été très efficace qu’à l’est, où se tiennent les cirques du lac Blanc et du lac Noir, et à peine présente à l’ouest, où apparaissent seulement des ébauches de cirques au-dessus de la vallée du Valtin. Le modelé des sommets change au centre de la crête, où, comme le Rainkopf, ils sont rongés par des cirques du côté ouest comme du côté est. Il change également vers le sud, où certains segments de la crête présentent l’aspect d’une surface plane, par exemple entre le Breitfirst et le Trehkopf.

Conclusion

29Les limites entre les Vosges d’une part, l’Alsace et la Lorraine d’autre part, de même que les bordures où persiste la couverture du Buntsandstein, ont un relief essentiellement structural ; escarpements de failles, vallées de lignes de failles, surfaces structurales ou substructurales des grès en sont les composants pratiquement exclusifs. Les deux versants, alsacien et lorrain, sont une succession ascendante de blocs tectoniques jusqu’au horst sommital. Sur le versant lorrain, les rejets sont en général faibles à modérés, ce qui ne facilite pas la vision du compartimentage qui en résulte, mais qui est réel. Avec l’altitude, la couverture est réduite à l’état de buttes, qui émergent au-dessus de la surface infra-triasique largement exhumée, mais aussi défoncée par les grandes vallées glaciaires. Reste la question des sommets, leur altitude relative et leur forme. Un faisceau serré de présomptions les fait apparaître comme des reliefs dérivés de la surface infra-triasique, et non pas comme des reliefs résiduels.

30Quoi qu’il en soit, la montagne vosgienne, bordure soulevée du rift rhénan, comme la forêt Noire voisine (Debelmas et Mascle, 1997), représentent seulement un petit morceau de l’ancienne chaîne hercynienne, arasé, fossilisé, soulevé, ce qui en fait des montagnes aussi jeunes que les Alpes. Il est donc difficile de conserver à la montagne vosgienne l’étiquette de vieille montagne qui lui est encore trop souvent accolée. La ranger dans la catégorie des massifs anciens est certes satisfaisant pour les pétrographes, à la rigueur les géologues, mais ne l’est pas pour un géomorphologue. Les Vosges sont tectoniquement une bordure du graben rhénan, fracturée et soulevée par paliers successifs, mais l’exhumation de la surface infra-triasique, son défoncement par des vallées façonnées par des glaciers, lui confèrent ce caractère particulier, et en apparence contradictoire, d’un relief jeune dont les sommets ont des formes lourdes et usées.

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Annexe

Abridged English version

In the Vosges Mountain (fig. 1), the analysis of geological mapping carried out between 1970 and 1980 makes it possible to assess the importance of Hercynian and, especially, Eogene and Neogene fault tectonics and its consequences for relief and landscape development. Eastward (fig. 2) a slope of variable steepness and height represents the limit with the Lower-Vosgean hills, and locally with the Alsace Plain. The slope follows the east-facing Vosgean Fault, which is the outer border fault of the Rhine Graben. The total throw exceeds several hundred meters. The slope is a fault scarp (fig. 3a), sometimes composite and sometimes very similar to the original state, although locally degraded (Vogt, 1992). On the NW front, from Epinal to Cirey-sur-Vezouze, there is also a straight SW-NE slope along a fault and flexure, which puts into contact the Lower and Middle Buntsandstein sandstones and the Upper Buntsandstein sandstones and clays. The slope is lower than on the Alsatian side and corresponds to a degraded fault slope or locally a fault line scarp (fig. 4b), which is absent from the valley outlets. To the south, the Vosges ends with the Mont de Vannes (fig. 3c) that dominates the Ognon valley with a scarp related to the long fault which, from Lure to Sainte-Marie-aux-Mines, forms a limit between a lower western block and an uplifted eastern one (fig. 3b).

Inside these limits, the mountain begins, especially in the west, with the non-glaciated Vosgean Sandstone plateau that are divided into horsts and grabens and cut by narrow valleys guided by a dense network of faults. On the higher steps of the inner side, the sandstone cover is reduced to the state of hillocks surrounded by lower strips of frequently well preserved Infra-Triassic surface developed on granitic gneis and granite of the basement complex (fig. 5). Conversely, the Saint-Dié, Villé, Val d’Ajol and Ronchamp basins are linked with the argillaceous soft Permian sandstone. Up to the crests, tectonic steps become more difficult to distinguish. Notable differences exist from one map to another when fault tectonics is concerned. It is therefore not surprising that geomorphologists have interpretated the higher part of the Vosges Massif as the evidence of one or more planation surfaces. A dense network of faults, as occurring in the Buntsandstein cover at the edge of the Vosgean Mountain, also exists in the middle of the massif, affecting the entire bedrock in the south (fig. 9). The removal of the overlying sedimentary rocks resulted in the exposure of all the faults affecting the bedrock. Only a few of these faults play a geomorphological role whilst most of them play a passive role, guiding valleys and dales and their glacial morphology (Flageollet, 2002). Finally, the major faults, parallel to the border faults, have been reactivated and delimited uneven blocks, organized in graben, or more often in stairs. The existence of tectonic steps up to the crests is probable.

The dome-shape genesis of several “balloons of the Vosges” (Balloon of Alsace, Kastelberg, Balloon of Servance, etc.) has long been questioned. According to C. Klein (1995), the summits are inselbergs, which stand above an Eotertiary surface, which was subsequently uplifted. This author transposed into the Vosges some previous interpretations developed for the Limousin region in central France. Such hypothesis was refuted because this type of landform is not attached to a given surface, here the supposed Eotertiary surface (Flageollet, 1979). In addition, it was contradicted by the conclusions of the study of Oligocene conglomerates of the Alsatian Piedmont of the Vosges: according to the study, granitic pebbles of the Oligocene conglomerates were probably transported by powerful rivers cutting into the Mesozoic cover and basement, at the foot of steep slopes (Duringer, 1988). So C. Klein’s interpretation is not compatible with the bordering facies of these ‘fanglomerates’. Therefore, data and observations do not support an interpretation of cyclic landform development in the Vosges (Tricart, 1963).

The shape of some summits suggests that they could result from recent or late sustained degradation of the Vosgean horst and stem from the Infra-Triassic surface (fig. 10 and fig. 11). Because the surface was initially almost perfect (Durand, 1978), it likely extended throughout the whole massif (Le Roux, 2000). It was then overlain by a continuous cover of Buntsandstein Sandstone. After being uplifted and faulted in Eogene, Neogene and even Quaternary times, the exhumed Infra-Triassic surface only underwent moderate erosion from small divergent ice caps. The presence of discontinuous sandy regoliths on the slope of some Vosges summits is not very useful for paleogeomorphological reconstruction because granular rock weathering did not only occur during the Tertiary period, but also during Quaternary Interglacial episodes (Flageollet, 1978). Some porphyritic facies like the ‘Granite des Crêtes’ are more favourable than others to regolith weathering. Moreover, sandy regoliths are rather ubiquitous, occurring on the slopes as well as on the valley floors that have not been glaciated. These observations suggest that the Vosges Mountain, that is the uplifted border of the Rhine rift, is a ‘young’ mountain, similar to the Alps and does not deserve the terminology of old ‘worn’ mountain, which is still too often associated to it.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Carte de localisation. Fig. 1 Location map.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6133/img-1.png
Fichier image/png, 34k
Titre Fig. 2 – Failles majeures à expression morphologique dans les Vosges et localisation des coupes. Fig. 2 – Major faults having geomorphological effects in the Vosges and location of geological sections.
Légende 1 : couverture de grès du Buntsandstein ;  2 : bassins permiens ; 3 : faille ; 4 : faille probable ; 5 : faille rhénane ; 6 : localisation et numéro des coupes ; 7 : faille de Lure à Sainte-Marie-aux-Mines. 1: cover of Buntsandstein sandstone; 2: Permian basin; 3: fault: 4: probable fault; 5: Rhenish Fault; 6: location and number of section; 7: fault from Lure to Sainte-Marie-aux-Mines.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6133/img-2.png
Fichier image/png, 38k
Titre Fig. 3 – Escarpements de faille bordiers des Vosges alsaciennes. Fig. 3 – Fault scarps bordering the Alsaetiane Vosges.
Légende a : limite de la montagne vosgienne et des collines sous-vosgiennes au sud de Thann ; b : escarpement de faille du Mont de Vannes ; c : limite de la montagne vosgienne et du bassin de Ronchamp.  a: limit of Vosges Mountain and sous-vosgiennes hills, south of Thann; b: fault scarp of Mont de Vannes. c: limit of  Vosges Mountain and Ronchamp Basin.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6133/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 28k
Titre Fig. 4 – Limite du plateau lorrain et de la montagne vosgienne. Fig. 4 – Limit of the Lorraine Plateau with the Vosges Mountain.
Légende a : à proximité d’Épinal ; b : à proximité de Cirey-sur-Vezouze.a: near Epinal; b: near Cirey-sur-Vezouze.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6133/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 28k
Titre Fig. 5 – Unités morpho-structurales des Vosges. Fig. 5 – Morpho-structural units of the Vosges.
Légende 1 : grès du Buntsandstein ; 2 : argiles et grès du Permien ; 3 : talus associé à la faille-flexure lorraine ; 4 : talus associé à la faille vosgienne ; 5 : faille rhénane ; 6 : plateaux bordiers ; 7 : buttes sur le socle ; 8 : les Hautes Vosges stricto sensu. 1: Buntsandstein sandstones; 2: Permian clays and sandstones; 3: slope linked with the Lorraine flexure-fault; 4: slope linked with the Vosgean fault; 5: Rhenish fault; 6: border plateaus; 7: buttes of basement rocks; 8: “Hautes Vosges” proper.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6133/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 96k
Titre Fig. 6 – Compartimentage morpho-structural au sud-est d’Épinal. Fig. 6 – Morpho-structural partitioning, south-east of Epinal.
Légende 1 : faille à regard est ; 2 : faille probable à regard est ; 3 : calcaires du Muschelkalk supérieur ; 4 : marnes du Muschelkalk moyen ; 5 : Buntsandstein supérieur, couches intermédiaires et grès à Voltzia ; 6 : Buntsandstein moyen, grès vosgien et conglomérat principal ; 7 : socle cristallin ; 8 : nappes fluvio-glaciaires .1. : plateau et cuesta ; 2. : plaine de Longchamp (dépression orthoclinale) ; 3. : horst d’Épinal ; 4. : graben d’Arches-Hadol ; 5. : gradin des Grandes Haies ; 6. : gradin d’Eloyes ; 7. : gradin du Haut du Tôt ; 8. : graben de Vagney ; 9. : gradin de Noiregoutte ; 10. : gradin de Vologne ; 11. : gradin d’Artimont ; 12. : horst des crêtes.1: fault facing east; 2: supposed fault facing east; 3: Upper Muschelkalk limestones; 4: Middle Muschelkalk marls; 5: Upper Buntsandstein, intermediate layers and Volzia Sandstones; 6: Middle Buntsandstein, Vosgean Sandstone and Main Conglomerate; 7: basement rock; 8: fluvio-glacial deposits. 1.: plateau and cuesta; 2.: Longchamp Plain, monoclinal lowland; 3.: Epinal horst; 4.: Arches-Hadol graben; 5.: Grandes Haies step; 6.: Eloyes step; 7.: Haut du Tôt step; 8.: Vagney graben; 9.: Noiregoutte graben; 10.: Vologne step; 11.: Artimon step; 12.: horst of the Vosgean crest.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6133/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 88k
Titre Fig. 7 – Rôle de la structure dans le tracé de la vallée de la Plaine.Fig.7 – Morpho-structural features of the Plaine Valley.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6133/img-7.png
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Titre Fig. 8 – Tectonique cassante et surface infra-triasique. Fig 8 – Fault tectonics and Infra-Triassic surface.
Légende a : sur le versant ouest des Vosges ; exhumation et inclinaison de la surface infra-triasique au sud-est de Bruyères ; b : au sud-ouest de Gérardmer, blocs basculés dénivelant la surface infra-triasique ; c : versants ouest et est des Vosges dans le secteur du Gazon de Faîte.  a: west side of the Vosges. Infra-Triassic surface at SE of Bruyères, exhumed and tilted; b: idem at SW of Gérardmer; c: west and east sides in the vicinity of Gazon de Faîte.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6133/img-8.png
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Titre Fig. 9 – Failles et relief à l’est du Ballon d’Alsace. Fig. 9 Faults and relief in Ballon d’Alsace area.
Légende L.A. : lac d’Alfeld ; L.S. : lac de Sewen ; L.N. : lac de Neuweiher ; L.P. : lac des Perches. L.A.: Alfeld Lake; L.S.: Sewen Lake; L.N.: Neuweiher Lake; L.P.: Perches Lake.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6133/img-9.png
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Titre Fig. 10 – La surface infra-triasique sur le versant ouest dans la partie centrale des Vosges. Fig. 10 – The Infra-Triassic surface, west side, central part of the Vosges.
Légende 1 : arkoses et argiles du Permien ; 2 : grès vosgien, Buntsandstein moyen ; 3 : conglomérat principal du Buntsandstein moyen et couches intermédiaires du Muschelkalk moyen ; 4 : conglomérat principal du Buntsandstein moyen ; 5 : surface pré-triasique exhumée ; 6 : idem, dégradée ; 7 : relief dérivé de la surface pré-triasique ; 8 : lac ; 9 : faille, le regard est du côté de l’ombre ; 10 : idem, faille masquée ou supposée ; 11 : fracture ou faille ; 12 : altitude en mètres. 1: Permian arkoses and clay; 2: Vosgean Sandstone, Middle Buntsandstein; 3: Main Conglomerate, Middle Buntsandstein and intermediate layers, Middle Muschelkalk; 4: Main Conglomerate, Middle Buntsandstein; 5: revealed pre-Triassic surface; 6: degraded pre-Triassic surface; 7: relief inherited from the pre-Triassic surface; 8: lake; 9: fault, the shadow indicates the downthrown side; 10: idem, supposed fault; 11: fracture or fault; 12: elevation, in metres.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6133/img-10.png
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Titre Fig. 11 – Vue 3D du versant ouest du centre des Hautes Vosges et découpage tectonique.Fig. 11 – 3D view of the western side of the central Vosges and tectonic partitioning.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6133/img-11.jpg
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Titre Fig. 12 – Interprétation morpho-structurale du massif du Hohneck. Fig. 12 – Morpho-structural interpretation of the Hohneck massif.
Légende 1 : faille, regard est ; 2 : faille probable, regard est ; 3 : faille probable ; 4 : sommet dérivé de la surface infra-triasique ; 5 : idem, fortement retouché par les glaciations anciennes ; 6 : limite supérieure de mur de cirque ; 7 : mur de cirque ou versant d’auge glaciaire ; 8 : rochers ; 9 : fond de vallon glaciaire récent ; 10 : fond de vallée glaciaire ; 11 : lac ; 12 : ruisseau.1: fault facing east; 2: probable fault facing east; 3: probable fault; 4: summit derived from the Infra-Triassic surface; 5: idem, strongly modified during the old glaciations; 6: upper limit of the cirque headwall; 7: cirque headwall or glacial valley slide; 8: rock; 9: floor of recent glacial small valley; 10: floor of glacial valley; 11: lake; 12: stream.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6133/img-12.png
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Titre Fig. 13 – Interprétation morpho-structurale des sommets au voisinage du Hohneck.Fig. 13 – Relationships between the faulting structures, the Infra-Triassic surface and summit elevations in the Hohneck area
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/6133/img-13.jpg
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Pour citer cet article

Référence papier

Jean-Claude Flageollet, « Morpho-structures vosgiennes », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 14 - n° 2 | 2008, 75-86.

Référence électronique

Jean-Claude Flageollet, « Morpho-structures vosgiennes », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 14 - n° 2 | 2008, mis en ligne le 01 juillet 2010, consulté le 30 avril 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/6133 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.6133

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