1La région ou pays des Mille Etangs se trouve au Sud du Massif vosgien, plus particulièrement sur le versant haut-saônois, au sud du versant lorrain (fig. 1, 2). Elle appartient en quasi-totalité au département de la Haute Saône (région Bourgogne – Franche-Comté). Seule l’extrémité nord, qui domine la vallée de la Moselle supérieure appartient à la région Grand Est.
2La plus grande partie des étangs se localisent dans des cuvettes de surcreusement glaciaire. En effet, dans les Vosges, la région des Mille Etangs est le « secteur où les traces d’érosion et les dépôts glaciaires sont les plus nombreux, variés, et souvent spectaculaires » (Flageollet, 2002). Comme sur les versants lorrain et alsacien, on y trouve les limites des trois glaciations mises en évidence dans le Massif vosgien depuis le milieu du XIXe siècle (Flageollet, 2002, fig. 3).
Fig. 1 : Cadres morphologique du Massif vosgien et morphotectonique des Vosges du sud.
Fig. 2 : Carte orohydrographique du pays des Mille Étangs et de ses bordures.
Fig. 3 : Carte des limites extrêmes des 3 glaciations sur les versants lorrains et hauts-saônois des Vosges (A) et spectres polliniques de la tourbière de la Grande Pile (d’après Sret, 1965, 1980 ; Séret et al., 1990).
3Le site le plus emblématique du pays des Mille Etangs est la tourbière de la Grande Pile qui constitue depuis les années 1970 (Woillard, 1978, 1979 ; Woillard et Mook, 1982 ; Séret et al., 1990, 1992 ; Rousseau et al., 2006) une référence internationale dans la mesure où les spectres polliniques révèlent une alternance fine des périodes tempérées et froides qui se sont succédées depuis 127 000 ans (fig. 3). Ces dernières ont pu être corrélées avec les stades isotopiques marins caractérisés par les rapports O18/O16 des coquilles de foraminifères marins (Shackleton et Opdyke, 1973 ; Shackleton, 1987 ; Kukla et al., 2002). Ainsi, la tourbière de la Grande Pile a attiré des chercheurs internationaux, appartenant à des laboratoires de renommée mondiale, comme le CEREGE à Aix en Provence, ou le Lamont-Doherty Earth Observatory of Columbia University à New-York, etc. Les différents travaux reprennent la terminologie locale des périodes froides et tempérées de la dernière glaciation européenne (Würm-Weichsel, Woillard, 1978) qui sont une référence dans le monde scientifique international et qui portent les noms de toponymes de la région des Mille Etangs : Lure, Saint-Germain, Mélisey, etc. (fig. 3, 4).
Fig. 4 : Carte géologique du pays des Mille Etangs (d’après divers auteurs).
4Pourtant, la renommée internationale de la Grande Pile a eu peu de répercussions à l’échelle régionale, et les vestiges glaciaires du pays des Mille Etangs ont peu été mis en valeur jusqu’à présent. En outre, il n’existait pas de valorisation de l’ensemble du territoire, qui compte également d’autres sites localisés notamment dans le socle varisque, en particulier dans les formations volcano-sédimentaires. Le socle des Vosges du sud contient également des ressources autrefois exploitées qui constituent des éléments fort du patrimoine. Citons par exemple, les mines métalliques de Château-Lambert et les houillères de Ronchamp situées à proximité du pays des Mille Etangs. La volonté du Conseil départemental de Haute Saône de développer un projet de territoire pour le Pays des Mille Etangs nécessite de réaliser une synthèse des connaissances sur le cadre géomorphologique qui pourra servir de support à une mise en valeur des sites et paysages, mais aussi à les préserver.
5Cette contribution a pour objectif de : 1) mieux définir et localiser le pays des Mille Etangs en précisant ses limites et son cadre morpho-structural, 2) d’effectuer la synthèse des connaissances sur l’évolution géologique des Vosges du sud depuis le Paléozoïque, 3) d’effectuer la synthèse des travaux sur les vestiges glaciaires sensu lato en les replaçant dans le cadre des glaciations du Massif vosgien et en les comparant en particulier à ceux des Vosges lorraines, 4) de localiser les éléments du patrimoine naturel susceptibles d’être mis en valeur.
6Plus d’un demi-siècle après les travaux de G. Séret sur le glaciaire vosgien sensu stricto, plus de 40 ans après la parution de la carte géologique de France au 1/50000e (feuille de Giromagny) et au terme de plusieurs décennies de recherche sur la tourbière de la Grande Pile, il est nécessaire de présenter une cartographie synthétique des formes et des formations glaciaires, fluvio-glaciaires, glacio-lacustres et fluviatiles, en montrant l’apport des différents auteurs (Séret, 1965, 1980, Séret et al., 1990, 1992, Flageollet, 1988, 2002 ; Théobald et al., 1970, 1973 ; Théobald et Thiébaut, 1976 ; fig. 5). Cette synthèse est d’autant plus indispensable, que les Sciences de la Terre ont connu dans les années 1980 une 2e révolution – après celle de la tectonique des plaques dans les années 1960 et 1970 – qui a bouleversé la stratigraphie traditionnelle du Quaternaire. En effet, la recherche sur cette période est passée d’une conception quadriglacialiste (qui s’appuyait sur les quatre glaciations mises en évidences au début du XXe siècle sur le piedmont bavarois des Alpes, Penck et Brückner, 1909) à une conception multiglacialiste qui nécessite une révision complète des stratigraphies régionales (Shackleton, 1987 ; Lisiecki & Raymo,2005).
Fig. 5 : Carte des vestiges glaciaires, des limites de glaciations et des sites naturels remarquables du pays des Mille Étangs.
7En outre, concernant les formations superficielles sensu lato du pays des Mille Etangs il existe des divergences en terme de notations, de cartographie et d’interprétation entre les différents auteurs. Signalons tout d’abord, que nous avons distingué scrupuleusement les formes et les formations, en réservant par exemple, le terme de moraines aux formes et celui de tills aux formations glaciaires sensu stricto (Lebret et al., 1993).
8Concernant la cartographie des moraines de la glaciation moyenne, nous avons repris l’essentiel des contours, plus précis, de la carte géologique de France. En revanche, pour les formations nous nous sommes appuyés essentiellement sur les travaux des années 1960 de Séret, dans la mesure où celui-ci a bénéficié de nombreuses coupes qui existaient dans les anciennes sablières aujourd’hui disparues. C’est notamment le cas des formations glacio-lacustres rarement évoquées par les autres auteurs. Les limites externes précises des glaciers successifs qui ont recouverts le pays des Mille Étangs ont présenté davantage de problème dans la mesure où l’harmonisation dans le cadre de la carte géologique de France au 1/50 000e n’a pu être réalisée totalement. C’est le cas pour les formations glaciaires, fluvio-glaciaires et fluviatiles dont les limites se raccordent imparfaitement sur les feuille de Giromagny et de Luxeuil-les-Bains. Nous avons dû aussi ajuster les limites de la glaciation moyenne par rapport à la localisation des vestiges glaciaires rapportés à cette glaciation et à celle de la Grande Pile.
9Il est nécessaire tout d’abord de distinguer le pays et le plateau des Mille Étangs. Le pays des Mille Etangs se situe entre la limite de bassin versant Moselle – Saône au nord-est, et la dépression alluviale localisée entre Luxeuil-les-Bains et Lure, au sud-ouest. Les altitudes sont comprises entre 800-760 m au nord et environ 300 m au sud. La dépression qui s’étend de Luxeuil-les-Bains au nord-ouest à Lure, au sud-est, correspond partiellement aux marnes du Muschelkalk recouvertes par les alluvions de fonds de vallée et les basses et moyennes terrasses des bassins de la Lanterne et de l’Ognon. La dépression du Muschelkalk se localise, plus précisément à des altitudes variant de 260 m vers Luxeuil-les-Bains à 350 m à la limite des deux bassins-versants de l’Ognon et de la Lanterne. Cette dépression est limitée plus au sud par la côte de l’Infra-Lias (appelée côte de la Seille ou de St-Nicolas-de-Port, en Lorraine, Harmand et al., 2019), côte localement bien marquée avec un commandement d’environ 150 m.
10Le plateau des Mille Etangs où se trouve la plus grande densité d’étangs se situe, quant à lui, du nord vers le sud sur les formations granitiques et volcano-sédimentaires du socle varisque des Vosges du sud et sur la couverture gréso-conglomératique du Buntsandstein (Théobald, 1976 ; von Eller, 1976, fig. 5). Les limites entre le plateau des Mille Etangs et la dépression alluviale de Luxeuil-Lure se situent à environ 330-350 m. C’est sur le plateau des Mille Etangs et dans les vallées qui le traversent que se trouvent les vestiges glaciaires les plus nombreux et les plus spectaculaires. C’est pourquoi, nous lui consacrerons l’essentiel de notre étude. D’ouest en est, le plateau des Mille Etangs se localise approximativement entre le Breuchin, tributaire de la Lanterne et de la Saône supérieure et l’Ognon, vallées glaciaires encaissées de 100 m à plus de 200 m en contrebas du plateau des Mille Etangs (fig. 1, 2, 4, 5).
11Une coupe topographique tracée du nord-est au sud-ouest et passant à l’ouest de l’Ognon montre la régularité de la pente topographique qui s’abaisse vers le sud-ouest avec une inclinaison d’environ 4% (fig. 6). Cette pente régulière – dans les secteurs qui ne comportent pas de compartiments relevés ou abaissés par faille – coïncide avec la surface d’érosion infra-triasique qui s’ennoie sous la couverture de Buntsandstein au sud d’une ligne Breuchotte – Mélisey. Cependant, la surface pré-triasique a été entaillée par le Breuchin, la Lanterne, l’Ognon et leurs affluents qui s’encaissent dans le socle sur plusieurs dizaines de mètres.
Fig. 6 : Coupes résumant l’évolution géologique du pays des Mille Étangs depuis le Paléozoïque.
12La surface infra-triasique est souvent dominée entre Faucogney et Mélisey par des pseudo-buttes-témoins de grès triasique qui portent localement le nom de « sigles » (le Grand Sigle au nord-ouest de Mélisey ; fig. 5). En fonction de la nature des formations géologiques, on peut distinguer deux types de buttes-témoins : les premières le plus nombreuses sont constituées par la superposition du Grès vosgien, du Conglomérat principal et des Grès intermédiaires. Dans le deuxième type de buttes-témoins, il existe au sommet des buttes-témoins des Grès à Volzia.
13Le socle varisque est constitué au sud par des séries volcano-sédimentaires d’âge viséen (Mississipien, Carbonifère), et recoupées au nord-est d’une ligne Esmoulières – Servance par des granites intrusifs (Skrzypek, 2011 ; fig. 5). Ces derniers sont représentés par le complexe des granites des Ballons à amphibole et biotite (Fluck et al., 1987). Les blocs erratiques de granite sur le plateau des Mille Étangs sont autant d’éléments marqueurs et témoignent d’un mouvement des glaciers du nord vers le sud.
14En fait, l’origine des glaces qui ont recouvert les Vosges saônoises s’explique aisément par le dispositif morphostructural décrit ci-dessus. Ce dernier est tout d’abord marqué par la dissymétrie de la vallée de la Moselle, le versant étant plus élevé en rive droite qu’en rive gauche, les altitudes atteignant plus de 900 m à moins de 4 km au NE du cours d’eau et rarement plus de 800 m au SO de celui-ci. Il existe ensuite, dans le prolongement amont des vallées de l’Ognon et du Breuchin, deux cols, respectivement le col des Croix (683 m) à l’est et le col du Mont de Fourches (620 m) à l’ouest, cols situés « seulement » à environ 200 m au-dessus du fond de vallée actuel de la Moselle (fig. 3). Ces deux cols ont permis de canaliser les langues diffluentes de glacier de la Moselle vers le sud-ouest lorsque le glacier de la Moselle avait une épaisseur suffisante pour déborder vers le bassin de la Saône. En outre, l’existence de blocs erratiques sur le sommet de l’interfluve Moselle – Saône, plus précisément au Bambois, butte de Grès vosgien culminant à 819 m à l’extrémité nord-ouest du plateau des Mille Étangs (Seret, 1965 ; fig. 5) implique : 1) qu’ils n’ont pu être déposés que par un glacier issu de la vallée de la Moselle, 2) que toute la ligne de crête située à une altitude plus basse a été recouverte par les glaces, 3) que le glacier avait plus de 400 m d’épaisseur, dénivellation qui sépare le Bambois du fond de la vallée en aval de Rupt-sur-Moselle.
15Les séries volcano-sédimentaires sont d’âge famennien (Dévonien) sur la feuille de Lure (n° 443, Contini, 2000) et viséen inférieur (série de Plancher-Bas), dans le pays des Mille Etangs, sur la feuille de Giromagny (n° 411, Théobald et Thiébaut, 1974). Les roches détritiques sont associées à un cortège volcanique de type spilite-kératophyre, roches volcaniques effusives contenant des feldspaths sous la forme d’albite, des minéraux ferromagnésiens hydratés et de la calcite qui se déclinent en roches vertes, les spilites, et en roches rouges, les kératophyres. Les spilites sont souvent associées à des coulées volcaniques à pillows-lavas et constituent le faciès le plus répandu des blocs erratiques du plateau des Mille Etangs (Théobald et Thiébaut, 1974). Les kératophyres sont des roches légèrement métamorphisées, acides, de composition analogue à celle des trachytes.
16Récemment la thèse d’Étienne Skrypeck (2011) a permis de préciser le contexte géotectonique et la mise en place des roches du socle des Vosges du sud. En effet, le pays des Mille Etangs se trouve au cœur du dispositif en éventail de la chaîne de collision varisque d’Europe (Debelmas et Mascle, 1991). Les Vosges du sud se situent à l’emplacement d’un bassin d’arrière-arc lié à une subduction vers le nord de l’océan Paléo-Téthys, ce dernier se trouvant au sud des Vosges et au nord du Gondwana avant la phase de collision polyphasée, culminant au Carbonifère inférieur (Skrypeck, 2011, fig. 6). Ces séries volcano-sédimentaires autochtones sont déformées essentiellement par des plis d’axe NO-SE, tandis que le complexe magmatique des Ballons se met en place vers 345-340 M années. Ce substratum des Vosges du sud est chevauché plus au nord par les nappes de charriage viséennes, alors que la mise en place des magmas est de plus en plus récent vers le nord, l’âge des granites étant de 335-330M années dans les Vosges du nord (Skrypeck, 2011).
17L’érosion de la chaîne varisque dans les Vosges du sud s’accompagna de l’accumulation dans des bassins localisés au Carbonifère et des bassins plus vastes au Permien de sédiments épais de plusieurs centaines de mètres d’épaisseur. Le forage 411/5/5 de Saint-Germain, situé au SE du pays des Mille Etangs (fig. 4) a traversé 118 m de grès et d’argiles permiennes et 117 m de grès et schistes contenant des veinules de houille (site Infoterre). Le bassin permien qui existe au sud et sud-est du pays des Mille Étangs s’étendait à l’origine du nord de la Suisse jusqu’à proximité de Dijon vers l’ouest, au sud, et jusqu’au Val d’Ajol, au nord (Le Roux et al., 2016). Le bassin stéphanien (Pennsylvanien, Carbonifère) de Ronchamp exploité jusqu’en 1958 fut l’un des plus profonds de France (puits Arthur-de-Buyer foré en 1900 : 1 010 mètres), les vestiges de l’exploitation constituant actuellement un patrimoine situé sur les limites sud-est du pays des Mille Etangs.
18Dès le début du Permien, les reliefs de la chaîne varisque sont très atténués, tandis qu’à la fin de la période, se réalise la pédiplaine anté-triasique sous des climats tropicaux secs. Contrairement à la Lorraine, les épaisseurs du Buntsandstein moyen et supérieur sont faibles, le Grès vosgien pouvant même être lacunaire, en raison des conditions paléogéographiques au début du Trias. En effet, la sédimentation fluviatile du Buntsandstein (Olénékien) s’est effectuée sur le relief de l’éperon bourguignon (Durand, 2010).
19Postérieurement, l’histoire géologique du pays des Mille Etangs est comparable à celle de l’Est du Bassin parisien, en Lorraine et est marqué par les transgressions marines de la mer du Muschelkalk au Trias moyen, puis l’installation d’un régime marin du Trias supérieur jusqu’à la fin du Jurassique (Durand, 2010 ; Le Roux et Harmand, 2016), enfin le retour probable de la mer au Crétacé supérieur (Le Roux, 2000).
20Le soulèvement régional du Massif vosgien – Forêt Noire qui entraîne l’érosion de la couverture sédimentaire d’âge mésozoïque débute à la fin du Jurassique et s’accentue au milieu du Tertiaire lorsque l’affaissement du Fossé du Rhin supérieur s’accompagne du soulèvement des massifs bordiers : Vosges et Forêt noire (Le Roux et Harmand, 2011). Le relief actuel est dû au soulèvement du Massif consécutivement au bombement lithosphérique au front de l’arc alpin à partir du Miocène moyen (Dèzes et al., 2004).
21Morphologiquement, le plateau des Mille Etangs s’inscrit dans un compartiment abaissé entre le horst de Luxeuil-les-Bains à l’ouest (377 m au sud, et plus de 800 m au nord, sur la ligne de crête dominant la Moselle) et le horst de Servance (1216 m) [ou de la Planche-des-Belles-Filles à l’est (1148 m)] (fig. 2, 4, 5). La direction des vallées incisant le plateau reflète les deux directions de failles régionales : NE-SO et NO-SE qu’il est possible de mettre en évidence jusque dans la Vôge (Durand et al., 1971 ; Le Roux et Harmand, 2009, 2011, fig. 1).
22La direction NE-SO correspondent à la direction de l’Ognon et du Breuchin à Faucogney et à Luxeuil. La principale faille est celle de l’Ognon (rejet de 300 m), qui se poursuit vers le sud-ouest, le long de la rive gauche de l’Ognon jusqu’au massif de la Serre sur 150 km et vers le nord, vers Sainte-Marie-aux-Mines (Flageollet, 2008). L’escarpement de ligne de faille, au regard orienté vers le nord-ouest, constitue la limite orientale du pays des Mille Etangs (photo 1) La direction NO-SE est celle des nombreux sillons qui existent sur le plateau des Mille Etangs, par exemple entre Faucogney et le hameau de la Mer ou au Nord-Ouest de Ternuay. Ces sillons qui en fait forment un réseau orthogonal de direction NO-SE et NE-SO seraient le résultat conjoint d’un défonçage périglaciaire (Boyé, 1952, in Séret, 1965) et d’une érosion glaciaire. La cryoclastie étant en effet plus active dans les secteurs de roches fracturée par failles et par diaclases, l’exportation ultérieure des sables et éléments grossiers à la base du glacier en est facilitée (Séret, 1965).
23Les sites naturels du substratum proposés pour l’Inventaire Régional du Patrimoine Géologique du département de la Haute Saône (Bichet et al., 2014) se situent surtout dans la partie nord-est du département. Ils concernent essentiellement des sites situés sur le horst de la Planche des Belles Filles. Toutefois, trois d’entre eux concernent le pays des Mille Etangs, et sont situés en rive gauche de l’Ognon, sur les verrous localisés sur le territoire de la commune de Ternuay, pour deux d’entre eux, et à Saint-Barthélémy. Le premier site correspondant à des « orgues de trachyte », le deuxième à une ancienne carrière de « porphyre vert » qui a fourni dans la seconde moitié du XIXe siècle et dans la première moitié du XXe siècle, notamment des colonnes destinées à la basilique de Fourvière à Lyon (Boisson et Cudey, 1973 ; Tritenne, 2003). Le troisième site présente des laves en coussins d’âge dinantien, la forme des pillows-lavas impliquant une mise en place en milieu aquatique (Griveaux,1964). Ce dernier pourrait par conséquent correspondre au bassin arrière-arc situé vers 360 M a au nord de la subduction Gondwana – Vosges du sud (Skrzypek, 2011). Ces sites remarquables permettent en outre de comprendre la nature des roches vertes et des roches rouges qui constituent un nombre élevé de blocs erratiques sur le plateau des Mille Étangs.
24Les traces glaciaires sont omniprésentes dans le pays des Mille Etangs et se déclinent sous la forme de modelés : ombilics dans les vallées et sur le plateau, verrous, roches moutonnées et stries, moraines, blocs erratiques, drumlins, etc., et de formations glaciaires, fluvio-glaciaires, glacio-lacustres et fluviatiles, ces dernières formations constituant des complexes morainiques formés dans les vallées lors de la plus grande extension glaciaire (fig. 4 & 5). Leur appartenance à 3 glaciations est justifiée par l’existence de 3 ensembles de moraines externes, intermédiaires et internes, qu’il est possible d’observer notamment à Lure, Écromagny et Servance (Séret, 1965). Les deux premiers ensembles correspondent à des glaciers de piedmont issus de la vallée de la Moselle supérieure, qui ont recouvert le plateau des Mille Etangs et se sont avancés dans les vallées de l’Ognon et du Breuchin, respectivement jusqu’à Lure et Mélisey dans le première et Froideconche et Raddon-et-Chapendu dans le seconde (Fig. 4, 6). Les vestiges glaciaires les plus internes n’existent que dans les vallées et montrent que les derniers glaciers se sont avancés jusqu’en aval de Corravillers dans la vallée du Breuchin et de Servance dans celle de l’Ognon (Séret, 1965).
25Ce dernier auteur avait rattaché ces trois glaciations (appelées en 1980 glaciations d’âge ancien, moyen et récent ; Séret, 1980) aux trois dernières glaciations alpines mises en évidence au début du XXe siècle sur le piémont des Alpes de Bavière : Würm, Riss et Mindel (Penck et Brückner, 1909). Flageollet (1988) distingue également 3 glaciations qu’il nomme glaciation ancienne, avant-dernière et dernière glaciation aux 3 glaciations alpines traditionnelles. Toutefois, les enseignements des forages océaniques et du rapport O18/O16 obtenus sur les coquilles de foraminifères (Shackleton, 1987), d’une part, et les données palynologiques de la tourbière de la Grande Pile (Woillard, 1978,1979 ; Woillard & Mook, 1982), d’autre part, et les datations 14C, enfin, ont conduit à un rajeunissement des glaciations vosgiennes (Séret et al., 1990).
26La tourbière de la Grande Pile se localise à la limite des bassins versants de l’Ognon et de la Lanterne, à une altitude de 325-328 m, soit à une quinzaine de mètres au-dessus de l’Ognon à Saint-Germain. Elle se trouve plus précisément dans une cuvette de surcreusement glaciaire de 35 m de profondeur (sous la surface de la tourbière, Séret, 1991), sur un bas plateau inscrit dans le Muschelkalk basal (Grès coquillier, Anisien, Durand, 2010). Sa situation entre les moraines externes et intermédiaires, en fait un marqueur chronologique essentiel (fig. 4, 5). En effet, la tourbière, nécessairement postérieure aux premières, n’a pas été atteinte par les glaciers contemporains des secondes. L’analyse pollinique permet de mettre en évidence, d’après la proportion des pollens d’arbres et d’herbacées de la toundra arctique, les deux glaciations situées respectivement avant 130 ka (130 000 ans) et entre environ 70 ka et 12 ka intercalées avec la période interglaciaire de l’Éémien (fig. 3). En réalité, les spectres polliniques permettent de montrer surtout les nombreuses fluctuations climatiques de la dernière glaciation du Würm.
27Au-dessus de formations superficielles non traversées par des forages mécaniques et interprétées par sondages électriques comme étant des tills de fond, on trouve une alternance de gyttja et de tourbe sur plus de 18 m de profondeur (Séret, 1991), ce qui suppose, d’après ce dernier auteur, l’existence d’un lac comblé progressivement par des sédiments anorganiques fins, et par de la matière organique se déposant dans un milieu anoxique. Ce modèle de remplissage est classique et a été observé ailleurs dans les Vosges, sur les deux versants saônois et lorrain, comme dans le cirque du Frère Joseph à Ventron (Séret, 1991).
28La base de la tourbière de la Grande Pile correspond à un paysage de graminées et à la fin d’une période froide appelée glaciation de Linexert (Séret, 1980) laquelle peut être corrélée avec le stade isotopique marin 6, antérieur à environ 130 ka (équivalent de la glaciation du Riss alpin pro parte). Au-dessus, une unité de tourbière riche en pollens d’arbres (jusqu’à 90%, Woillard, 1978) correspond à l’interglaciaire de Lure. Cette période tempérée qui dure environ 20 000 ans bien corrélée avec les données de forages océaniques (Kukla et al., 2002) coïncide avec l’Éémien (daté d’environ 129 ka à 116 k a ou 130.9 ± 1 ka à 117.5 ± 0.5 ka, (Salonen et al., 2018). De nouveaux résultats obtenus au début des années 2000 à partir des données de la Grande Pile ont montré que l’optimum climatique de l’Éémien se place entre 125 et 124 ka (Rousseau et al., 2006). La fin de l’interglaciaire est marqué par une détérioration climatique qui précède une période froide appelée Mélisey 1 pendant laquelle les pollens d’arbres ne représentent plus que 30 à 40% du total. Cette période froide se situe à la base de la dernière glaciation (Würm alpin).
29L’enregistrement pollinique de la Grande Pile a révélé pour la première fois en Europe occidentale les nombreuses et rapides fluctuations climatiques de la dernière glaciation. Ainsi, la base du Würm, caractérisé par une « période préglaciaire » ou Würmien précoce (Montjuvent et Nicoud, 1988), d’environ 35 k à 40 ka est marqué par une alternance de périodes tempérées forestières (Saint-Germain I et II, respectivement 5c et 5a) et de périodes froides plus courtes (Mélisey I et II, respectivement 5d et 5b). Le faible pourcentage de pollens d’arbres (30 %) a incité Woillard (1978), puis Séret et al. (1990) à y voir une avancée des glaciers, surtout pendant la phase de Mélisey II (5b) au froid plus rigoureux.
30À l’opposé, la période froide qui se situe entre 70 ka et 12 ka connut de brusque réchauffements marqués par une réavancée de la forêt, mais dans une ambiance climatique froide. La période la plus froide de la dernière glaciation qui correspond aux stades isotopiques marins 4, 3 et 2, avait été appelée glaciation de Lanterne, respectivement Lanterne I, II et III (Woillard, 1978). Séret et al. (1990) distinguent deux glaciations : la glaciation d’Écromagny dont les interstades ont été respectivement nommés Ognon I, II et II, Goulotte, Pile, Charbon et Grand Bois, et la glaciation de Servance plus récente. Il est à noter que la partie supérieure de la Grande Pile est moins détaillée car le Tardiglaciaire y est mal représenté.
31Dans les années 1990, une étude paléoentomologique réalisée à partir d’une carotte de la tourbe de la Grande Pile a permis de corréler les résultats fournis par les deux approches floristiques et faunistiques (Ponel, 1995) et a confirmé les alternances paléoclimatiques mises en évidence par Woillard (1978). Toutefois, l’abondance de coléoptères d'eau courante dans la partie inférieure du remplissage de la tourbière soulève des questions quant à l'origine lacustre des sédiments à la base de la Grande Pile (Ponel, 1995).
32Les données de la Grande Pile et les datations 14C (non calibrées) et la localisation des moraines intermédiaires et internes ont incité Séret et al. (1990) à rattacher la glaciation d’Écromagny aux périodes les plus humides et au froid modéré du stade 3 et probablement du stade 5b et la glaciation de Servance au stade 2 qui correspond à une période la plus froide, mais peu humide (Séret et al., 1990). Ce modèle est conforme à celui de Montjuvent et Nicoud (1988) qui ont montré que dans les autres massifs français englacés, les deux stades froids et secs 4 et 2 correspondaient à des glaciers peu développés.
33Le modelé glaciaire du plateau des Mille Etangs et des vallées glaciaires présente des différences significatives. Dans premier cas, les vestiges glaciaires sont plus nombreux et plus diversifiés. Dans le second, les complexes glaciaires terminaux associent formes et formations glaciaires à celles dues aux eaux de fonte. Le modelé des plateaux est contemporain des deux glaciations de Linexert et d’Écromagny, tandis que celui des vallées date des 3 glaciations vosgiennes mises en évidence.
Fig. 7 : Carte du complexe glaciaire terminal de l’Ognon à Servance (d’après Flageollet, 2002, modifié)
34Le complexe glaciaire terminal de l’Ognon à Servance construit à la fin de la glaciation éponyme (ou glaciation récente, Séret, 1980 ; Séret et al., 1990) coïncide avec un secteur de verrous associés à des roches moutonnées. Ces verrous du Saut de l’Ognon et du Champ Journet, sont modelés dans des roches volcaniques rouges, comme les kératophyres (fig. 6 ; Flagollet, 1988, 2002). Ils séparent les 3 ombilics de Servance, des Ronds de Planches et de Ternuay dans lesquels l’Ognon se trouve respectivement vers 400 m, 380 et 360 m. En fait, ce complexe terminal juxtapose 2 secteurs : 1) dans la vallée de l’Ognon on trouve, entre les roches moutonnées, des terrasses étagées : terrasse de kame des Rond de Planches, moyenne et basse terrasses séparées par quelques mètres de dénivelée ; 2) dans les vallées affluentes de la Vannoise en rive droite et de la Doue de l’Eau, on trouve dans chaque vallée une moraine terminale liée à une langue glaciaire diffluente. Ces moraines ont par conséquent une convexité tournée vers l’amont et dominent des terrasses glacio-lacustres, indiquant la présence de lacs proglaciaires en raison de l’interruption du drainage vers la vallée de l’Ognon. Dans la vallée du Breuchin, il n’existe pas de complexe terminal comparable, mais seulement un secteur de verrous en aval de Corravillers (Séret, 1965).
35Les complexes terminaux de la glaciation moyenne sont bien représentés dans les deux vallées de l’Ognon et du Breuchin. Ils se trouvent entre Mélisey et Montesseaux dans la première et entre Sainte-Marie-en-Chanois et Raddon-et-Chapendu dans la seconde. Le point commun entre les deux sites est l’existence de deux séries d’arcs témoignant de deux pulsations froides successives, chaque série d’arcs étant formée par plusieurs moraines (fig. 4, 5). Mieux conservés dans la vallée de l’Ognon, les arcs morainiques de Montesseaux, les plus externes, larges de 4 km, sont formés de 5 à 6 cordons d’après von Eller (1976). Quatre d’entre aux existent sur la bordure ouest de l’arc morainique en rive droite de l’Ognon, au lieu-dit la Goulotte (Bichet et al., 2014). Orientés nord-sud, ces derniers sont constitués d’arcs parallèles les uns aux autres et distants de quelques dizaines de mètres à centaines de mètres. Les arcs les plus internes de Mélisey-Saint-Barthélémy renferment 3 vallums principaux et sont distants de 2,5 km des précédents (Séret, 1965).
36Deux séries d’arcs morainiques existent également dans la vallée diffluente du Raddon, vallée ouest-est, tributaire de l’Ognon, et perchée à l’est, à 140 m au-dessus du Rahin (fig. 8 ; Flageollet, 2002). Les deux séries de moraines à convexité tournée vers l’est, sont des vallums déposés par une langue diffluente du glacier de l’Ognon : les 3 arcs les plus à l’est, situés au lieu-dit les Potets correspondent au stade 1, la moraine du Magny-de-Fresse qui domine de 40 m la vallée du Raddon, et de 120 m la vallée de l’Ognon, souligne l’épaisseur du glacier qui avait au moins une valeur égale (von Eller, 1976). Le barrage morainique que constitue la moraine du Magny-de-Fresse et explique l’abandon du drainage par le Raddon à l’ouest de la moraine et l’encaissement du Raddon dans le socle au sud de l’interfluve du Chatelet (477 m) ; l’incision n’ayant pu s’effectuer que par un processus de creusement sous-glaciaire. Enfin, la vallée du Raddon possède au lieu-dit les Potets, une seconde série d’arc morainiques à convexité tournée vers le sud-est. Ces derniers sont la marque de glaciers locaux issus des trois cirques dont le fond se situait vers 600 m d’altitude.
Fig. 8 : Les vestiges glaciaires de la vallée du Raddon (d’après Flageollet, 2002)
37Le deuxième point commun entre les complexes morainiques terminaux est la présence de formations glacio-lacustres s’adossant aux moraines des vallées du Breuchin et de l’Ognon, ainsi que dans les vallées diffluentes de l’Ognon (Doue de l’Eau, Vannoise et Raddon, fig. 8 ; Séret, 1965 ; von Eller, 1976). En témoignent les lits frontaux à pendage compris le plus souvent entre 20 et 25°, qui ont pu être mesurés par Séret (1965) lorsque les sablières étaient encore en exploitation (figure 5). La terrasse glacio-lacustre la plus caractéristique se situe à Sainte-Marie-en-Chânois. Elle montre l’existence de lacs pro-glaciaires développés entre le glacier en récession et la moraine de la glaciation moyenne la plus externe, aujourd’hui érodée, située en aval de Raddon-et-Chapendu (figure 4 ; Séret, 1965). Selon l’auteur, le lac proglaciaire était nourri en sédiments détritiques par des courants juxta-glaciaires venant du Nord-Est. La déformation des front-set beds observées sur plusieurs fronts de taille, dans les vallées du Breuchin (lieu-dit la Bassole à l’est de Ste-Marie-en-Chanois) et de l’Ognon (à l’est du village de Montesseaux) indique une réavancée glaciaire des glaciers des deux vallées aux dépends du lac proglaciaire (Séret, 1965).
38Le troisième point commun concerne la transition entre le domaine glaciaire à l’amont et le domaine fluviatile en aval. Celle-ci s’effectue sous la forme d’un cône pro-glaciaire. Le plus vaste est celui de l’Ognon qui s’étale en éventail au sud des moraines de Montesseaux, de 340 m au nord (entre 15 et 30 m en contrebas des sommets des cordons morainiques) à 320 m au sud où il se raccorde avec la basse terrasse. C’est sur cette plaine alluviale d’environ 9 à 10 km2 que se trouve l’aérodrome de Lure-Malbouhans.
39Plusieurs auteurs ont souligné la puissance des formations superficielles sous la surface du cône proglaciaire qui ont été traversées sur 21 m à Saint-Germain-lès-Lure (Infoterre, n° 411-5-11). Au-dessus d’un till de fond contenant des blocs de dimensions métriques altérés rattachés à la glaciation ancienne, repose des alluvions fluvio-glaciaires les matériaux d’épaisseur pluri-métrique (Théobald et Thiébaut, 1974). Ces derniers observés à Saint-Germain au lieu-dit les champs Meillet, sont typiques des environnements à courants puissants. En effet, les éléments grossiers, émoussés, atteignent jusqu’à 80 cm de longueur (Séret, 1965). L’unité de tourbe traversée par le forage le plus profond (21 m), située entre 12,5 et 13,5 m daterait de la fin de l’Éémien (Woillard, in Théobald, 1976). Plusieurs auteurs (Séret, 1965 ; Théobald et Thiébaut, 1974) ont cartographié en fait deux terrasses étagées en aval du cône qui, au Sud-Est de Saint-Germain, se trouvent, en rive gauche de l’Ognon, respectivement à 10-12 m et +5-7 m au-dessus de l’Ognon (305 m), les alluvions étant notées Fy1 et Fy2. Vers l’aval, on ne trouve plus qu’une basse terrasse.
40Le complexe glaciaire terminal de la glaciation ancienne est moins bien exprimé. Quelques blocs de plusieurs tonnes ont été signalés dans la vallée du Breuchin à 3 km en aval de Raddon-et-Chapendu, en avant de la limite d’extension maximale de la glaciation moyenne (Séret, 1965). De même, les moraines anciennes de l’Ognon sont plus rares, bien qu’on trouve deux cordons morainiques successifs entre Lure et la Grande Pile et quelques restes de moraines au Nord de la vallée de la Lanterne (Tête des Hêts, 359 m et Mont Tatie, 338 m auxquels il faut rajouter Haut du Mont (336 m), dont les matériaux sont marqués par leur hétérométrie, leur faible émoussé et leur altération. La complexité de cette région est due au fait que des formations glaciaires anciennes sont fossilisées par des dépôts pro-glaciaires de la glaciation moyenne (Séret, 1965).
41Dans le domaine fluviatile, la distinction entre les terrasses des glaciations moyenne et récente est plus aisée, dans la mesure où les altitudes relatives y sont plus élevées et les matériaux nettement plus altérés que dans les alluvions plus récentes (Séret, 1965 ; Théobald, 1968 ; Théobald et Thiébaut, 1974). Au SE de Lure comme au sud de Luxeuil, la terrasse des alluvions Fx domine les fonds de vallée de l’Ognon et de la Lanterne d’environ 20 m.
42Le plateau des Mille Étangs présente une topographie irrégulière constituée de cuvettes de surcreusement (occupées souvent par des étangs ou des tourbières) et des accidents en relief, soit modelés dans les grès du Trias (sigles), soit correspondant à des cordons morainiques. Il mérite donc le terme de fjell, désignant un plateau autrefois recouvert par une calotte glaciaire, si bien que le surnom de « Petite Finlande » donné aux pays des Mille Étangs n’est pas usurpé.
43En réalité, il existe deux types de cordons morainiques. On peut en effet distinguer les moraines orientées nord-ouest – sud-est, parallèles au front glaciaire, et les cordons orientés nord-est – sud-ouest, qui sont en fait des drumlidoïdes, comparables au champ de drumlins d’Esmoulières (fig. 4, 5). Ces derniers ne sont pas, au moins, pour certains d’entre eux de véritables drumlins, puisqu’ils se développent en partie dans des altérites du socle (Flageollet, 2002).
44Quant aux moraines au sens strict, celles-ci se développent essentiellement entre Sainte-Marie-en-Chanois au nord et Mélisey au sud. Elles correspondent comme pour les arcs frontaux des vallées du Breuchin et de l’Ognon à des moraines de retrait. Il semblerait que leur nombre soit plus élevé que dans les vallées et une cartographie précise qui ne pourra être réalisée que par Lidar, en raison de la densité du couvert forestier.
45Les moraines sont associées par de nombreux blocs erratiques qui attestent du mouvement des glaces du nord vers le sud et leur cartographie est loin d’être exhaustive. Si les blocs erratiques existent dans les vallées, comme à Servance (fig 7), ils sont plus nombreux sur les plateaux où il est possible d’en différencier 4 types d’après les faciès rocheux : roches volcaniques vertes et rouges, granite et grès triasique, les premiers étant prédominants (Théobald et Thiébaut, 1974). De même les blocs gréseux y sont relativement nombreux. L’importance de ces deux faciès s’explique par l’étendue et la proximité des affleurements. Il est à noter par ailleurs que les éléments clastiques se situant dans les formations glaciaires trouvent leur origine dans des affleurements proches du dépôt. Ainsi, un comptage lithologique réalisé dans les formations des cordons morainiques de la Goulotte, situés à proximité du plateau des Mille Étangs, a montré que 97% des cailloux était constitué de grès du Buntsandstein, tandis que dans l’axe de la vallée de l’Ognon, à Montesseaux, cette proportion descendait à un tiers, les faciès granitiques y étant davantage représentés (fig. 5 ; Séret, 1965).
46Enfin, des formes mineures, comme les stries glaciaires renseignent sur l’écoulement nord-est – sud-ouest des glaces. Toutefois, celui-ci pouvait prendre des directions différentes si l’on s’appuie sur la direction N27 du « drumlin » le plus à l’ouest d’Esmoulières.
47L’Inventaire Régional du Patrimoine Géologique du département de la Haute Saône propose une dizaine de sites glaciaires pour le pays des Mille Étangs (Bichet et al., 2014). Nous proposons, quant à nous, d’accroître le nombre de sites et de distinguer les géosites qui renferment plusieurs sites et les sites isolés (fig. 4). Cependant, le site le plus emblématique, à classer à part, est la tourbière de la Grande Pile (3) qui constitue une référence internationale. Une valorisation par une série de panneaux et une protection du site nous semblent prioritaire. Concernant les géosites retenus, 5 correspondent à des complexes glaciaires terminaux, dont 4 appartiennent à la glaciations moyenne, 5 correspondent à des sites plus ponctuels, 3 d’entre eux concernant des blocs erratiques remarquables.
48Il existe de nombreuses similitudes entre les vestiges glaciairessdu versant lorrain et du versant haut-saônois des Vosges dont la comparaison dépasse le cadre de cette contribution. Sur le premier, existent également des moraines de retrait, des lits frontaux trahissant la présence de lacs proglaciaires, des structures glacitectoniques mettant en évidence une réavancée glaciaire ainsi que des complexes morainiques terminaux, comme celui de Noirgueux à l’extrémité du glacier de la Moselle (Séret, 1965 ; Séret et al., 1990 ; Flageollet, 1988, 2002, 2007 ; Flageollet et Hameurt, 1971 ; Ochietti, 2007). Toutefois, c’est le pays des Mille Etangs qui fournit, grâce à la Grande Pile, un cadre chronologique global pour les glaciations vosgiennes : la glaciation ancienne coïncidant avec le stade isotopique 6, la glaciation moyenne avec le stade 3 et peut-être les stades 5d et 5b, la glaciation récente avec le stade 2 (Séret et al., 1990). Sur le versant lorrain, les dépôts glaciaires non altérés, observés dans les vallées et sur les interfluves (Ménillet, 1978), tend à montrer qu’ils appartiennent seulement au Würm (André, 1991), ce qui signifierait que le Massif vosgien a été recouvert part une calotte glaciaire de 450 à 600 m d’épaisseur pendant la glaciation moyenne. Le débordement des glaces sur le plateau des Mille étangs se serait effectué à cette période, non pas à partir du seul glacier de la Moselle, mais de la calotte qui aurait recouvert les Vosges jusqu’au nord de Gérardmer (Ménillet, 1978). L’existence d’une calotte glaciaire sur les versants ouest et sud des Vosges tend à être conforté par l’altitude basse des cirques glaciaires dont l’altitude du plancher correspond approximativement à l’altitude des neiges permanentes. Or cette altitude est d’environ de 700 m sur le horst de Servance (fig. 8) et dans le bassin supérieur de la Meurthe (Ménillet, 1978).
49Sur le versant lorrain, comme sur le versant haut-saônnois, les dépôts glaciaires de la glaciation moyenne se raccorderaient avec la terrasse de +10 m, comme dans la vallée de la Meurthe (Le Roux et Harmand, 2020, à paraître), tandis que la glaciation ancienne correspondrait à la terrasse de +20 m, comme à Golbey, au Nord d’Épinal (Cordier et al., 2014). En effet, dans cette localité, les alluvions de la terrasse de +20 m ont été datées par ESR et OSL du stade 6 dans leur partie inférieure et moyenne. L’âge OSL de la partie supérieure du dépôt, datée du stade 5, tendrait à confirmer l’existence de glaciers dans le Massif vosgien pendant les sous-stades 5d et b (Séret et al., 1990).
50Le dispositif alluvial constitué de plus de 10 terrasses étagées en aval d’Épinal, dans la vallée de la Moselle, notamment le cône terrasse situé à +70 m, tendent à montrer qu’antérieurement au stade 6, des glaciations étendues ont pu affecter le Massif vosgien, et par conséquent le pays des Mille Étang. Les terrasses de l’Ognon, situées à plus de 20 m (dont la cartographie réalisée par l’auteur de cet article est en cours) pourraient leur correspondre.
51Toutefois, une meilleure connaissance des glaciations vosgiennes ne pourra être réalisée que grâce à des datations nouvelles, par cosmonucléides, à partir des blocs erratiques et roches moutonnées, ou par OSL ou IRSL à partir des dépôts sables des terrasses alluviales des vallées issues des versants lorrains et haut-saônois du Massif vosgien.
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