CRITIQUE DE LA NOTION DE SURFACE D’'ÉROSION

Toutefois une discussion préalable s'impose, sous peine de voir suspecter toute construction.

La notion de surface d’érosion semble claire et bien définie. Le caractère essentiel d’une surface d’érosion est d’avoir été aplanie par les rivières en collaboration avec les autres agents d’érosion subaérienne, par opposition à une surface structurale qui se confond avec Ja surface primitive d’une couche ou d’une coulée. Il en résulte qu’une surface structurale se reconnaîtra immédiatement à ce qu’elle présente une pente conforme à celle des couches; une surface d’érosion, à ce qu’elle tranche les couches ou les coulées suivant un plan oblique à celui de la stratification. La terminaison des couches en biseau est la marque spécifique d’une surface d’érosion.

Cependant, les géographes ne sont pas toujours d’accord sur l’identification des surfaces d’érosion. Certains tiennent pour structurales des formes que d’autres attribuent à l'érosion; on a même proposé le terme de relief substructural, compromis entre deux catégories de formes qui semblaient essentiellement différentes. Ce seul fait montre que cette notion a besoin d’être critiquée et précisée.

Si la distinction entre surface structurale et surface d’érosion est immédiate quand ie terrain est horizontal, elle devient plus délicate quand il est incliné. On reconnaîtra sans contestation comme structurales les pentes qui sont conformes au pendage des couches, ce qui s’observe aisément dans les calcaires; mais cette conformité n'est déjà plus aussi facilement observable au milieu des marnes ou des argiles, où la surface est mamelonnée, sans pente bien définie et toujours voisine de l’horizontalité quand la roche tendre n’est pas serrée entre des pivots résistants. Le point délicat sera l'interprétation de la topographie là où l’on passe de la couche dure à la couche tendre. Dans le cas où la couche tendre repose sur la couche dure, elle se termine toujours en biseau; c’est la Schnittfläche des auteurs allemands : faut-il en conclure à l’existence sur ce point d’une surface d’érosion? Certainement non. Ces surfaces discordantes peuvent prendre naissance à n ‘importe quelle altitude sous l’action du ruissellement qui épluche la couche dure d’autant plus vite que l'altitude est plus élevée. Mais comme ces surfaces ne sont pas en relation avec

un thalweg fluvial, elles n’ont pas d’âge précis. Elles peuvent être antérieures au creusement des vallées ou actuelles : nous n’en savons rien et cela n'offre d’ailleurs aucun intérêt puisqu'elles ne constituent pas des repères dans l’évolution du relief.

Une surface d’érosion n’offre d'intérêt morphologique que lorsqu’elle peut être rapportée à un niveau de vallée, c’est-à-dire à un cycle déterminé. Toutes les surfaces que nous allons chercher à retrouver sont des surfaces cycliques.

Ainsi l'analyse des surfaces d’érosion postule l'existence de cycles d’érosion, et cela quelle que soit la façon dont on se représente le phénomène tectonique qui a déclenché les derniers cycles. Pour la théorie eustatique, il y a arrêt brutal dans le développement des formes d’un âge déterminé; par conséquent les surfaces d’érosion peuvent être exactement localisées dans le temps et dans l’espace. Si l’on n’admet pas la rigidité des masses continentales, on peut encore se représenter l’évolution morphologique de deux façons bien différentes : pour les uns (Davis), les gauchissements de l’écorce terrestre seront suivis de périodes de stabilité pendant lesquelles entre en scène l’érosion rasante; pour d’autres (W. PEexcx), le soulèvement est continu et l’évolution du relief se fait en fonction d’un niveau de base perpétuellement instable. Il faut alors supposer des variations de vitesse dans le soulèvement, et même des variations de sens contraire : sans cela on s’exposerait à ne pouvoir reconnaître qu’une seule surface. Du moment qu’on distingue plusieurs surfaces, on admet d’une façon ou d’une autre la discontinuité.

Ce point admis, dans quelle mesure peut-on conserver comme signes distinctifs d’une surface d’érosion le biseau tranchant les couches d'âge différent?

À en croire certains auteurs, ce critère serait insuffisant. Une surface d’érosion authentique se reconnaîtrait à l’un des deux caractères suivants :

19 Les couches nivelées sont non seulement d'âge, mais de dureté différente;

20 La surface présente une pente inverse de celle des couches. Si la pente est de même sens que le pendage, il y a présomption de relief structural.

On ne contestera pas le premier critère : il résulte de la notion même de cycle. On remarquera seulement que la pénéplaine ne peut pas demeurer fraiche et continue au cours des cycles suivants, à moins d’être protégée par sa dureté, sa perméabilité ou son éloignement des grandes vallées. D’une pénéplaine établie sur une structure plissée sortira un relief appalachien; d’une région à couches incli-

nées, l'érosion différentielle fera une succession de côtes; mais on ne peut pas espérer trouver à la fois une surface indifférente à la dureté des roches et une côte : ceci a détruit cela.

Quant au second critère, il paraît quelque peu excessif.

Imaginons une vallée monoclinale qui ait conservé sur ses deux versants des traces d’aplanissement. Ce n’est pas le cas de la Sarre profondément enfoncée dans la roche tendre; mais ce cas doit exister. Refusera-t-on d’attribuer à l’érosion fluviale, d’un côté, ce qu’on n'hésite pas à lui reconnaître de l’autre? Des deux côtés d’une vallée, des surfaces homologues peuvent n’avoir ni le même profil, ni le même degré d’aplanissement et n’en être pas moins contemporaines, jumelles. Là encore le cas qu’on nous présente comme la règle est une exception, parce que l'érosion fluviale travaille plus facilement dans le sens des couches, par glissement des méandres sur la roche dure. D’autre part, l’aplanissement se conserve bien mieux sur une surface développée dans le sens des couches parce qu’elle présente, sur une même étendue, moins de couches différentes qu’une surface développée dans le sens inverse; de sorte que, toutes choses égales d’ailleurs, la différenciation ultérieure sera moins poussée dans le premier cas que dans le second. Il n’est donc pas étonnant qu’on trouve beaucoup plus de surfaces du premier genre que du second. Mais ce n’est pas une raison pour frapper celles-ci de suspicion.

Il existe un signe, qui, à lui seul, permet de reconnaître l’aplanissement, au moins en roche dure : c’est une différence entre la pente du sol et la pente de la couche dure.

On objecte que des discordances, voire des biseaux, peuvent apparaître dans une carapace dure au cours de son dépouillement et que le relief n’en demeure pas moins d’ « allure structurale » (BLACHE). D'accord; mais si le relief « d’allure structurale » porte en différents points des entailles qui sont à des altitudes concordantes (identiques s’il n’y a pas eu déformation, croissantes ou décroissantes dans le cas contraire), on demande comment ce groupement peut s’expliquer sans une évolution cyclique? Que la roche dure constitue, au bord des synclinaux, un niveau de base pour « l’écorçage » des couches tendres et l'accumulation de leurs matériaux et que cette évolution soit indépendante des vallées (pas complètement d’ailleurs), nul n’en disconviendra; mais si la roche dure elle-même est entamée au sommet ou au flanc des anticlinaux, et à des niveaux qui se correspondent de sommet à sommet, il faut bien que ce soit en fonction d’un niveau de base général.

Prenons l’exemple de la combe du Warndt qui s'ouvre entre Forbach et Berus. Aucun doute qu’elle aït été creusée par les affluents

de la Sarre greffés directement sur la vallée principale à l'endroit où celle-ci croise le pli. Il n’existe pas, en effet, sur les flancs de l’anticlinal de ruisseaux conséquents assez développés pour avoir pu faire sauter la clé de voûte. D’autre part le biseau qui tronque la côte est peu net. Il n’y a d’aplanissement qu'entre Laudrefang et Boucheporn, c’est-à-dire sur une longueur de 7 kilomètres seulement, avec une largeur de moins de 4 kilomètre. On se trouve donc dans les conditions les plus favorables à une interprétation purement structurale.

Pourtant observons les altitudes : la côte de Muschelkalk culmine au-dessus de la combe à 390 mètres (Forbach), 400 (Laudrefang), 412 (Boucheporn), 385 (Tromborn), c’est-à-dire à la même altitude qu’à l'extrémité du synclinal de Sarreguemines : 401 (Sud-Est de Saint-[ngbert), 382 (Einôd), 395 (Rosenkopf), 401 (Martinshôühe). Or les niveaux de base locaux sont, pour la combe à 490-180 mètres (niveau de la Sarre), pour le synclinal à 240-230 mètres (niveau de la Blies). Par conséquent le déblaiement de la combe, l’enlèvement du grès peut bien s’opérer en fonction du niveau actuel de la Sarre; il n’en reste pas moins que le dégagement de la côte calcaire s’est fait au-dessous d’un niveau supérieur, indépendant des vallées actuelles.

En résumé, on négligera les pseudo-niveaux d’érosion qui marquent la terminaison en biseau d’une couche tendre superposée à une couche dure, et même ceux qui, entamant franchement la roche dure, ne peuvent se relier à aucun ensemble de même genre. Ces formes sont en effet par leur origine autant que par leur altitude quelconque en marge du cycle. (

Les seules surfaces d’érosion qui seront étudiées ici sont celles qui se sont développées à proximité d’un niveau de base général : mer ou vallée principale. Chacune d’elles est limitée en amont et en aval par une rupture de pente correspondant aux entailles du cycle qui Va inauguré et du cycle qui y mit fin.

Elles sont ou bien des surfaces réelles, continues, conservées sur de grandes étendues, ou bien des surfaces reconstruites de niveau en niveau par-dessus les affleurements de roche dure, en éliminant autant que possible tous les éléments structuraux, fossiles ou actuels.

2 LEs SURFACES FOSSILES

La surface fossile qui nous est apparue du haut du rocher de la Cloef est la surface pré-triasique. Nous savons déjà qu'il existe une autre surface fossile sur le rebord méridional du Hochwald; l’une

et l’autre n’affleurent que dans une zone étroite, qui forme autour du plateau une auréole de quelques kilomètres de large; elles s’enfoncent ensuite sous les couches permo-triasiques. Mais leur allure en profondeur est connue grâce aux coupures profondes des vallées et aux travaux de mines. Elles constituent les appareils enregistreurs les plus délicats des déformations qu’a subies la région depuis le Primaire.

a) Les surfaces permiennes. — On sait que dans le bassin permocarbonifère de la Sarre la discordance étendue la plus ancienne se place au Permien moyen, avant le dépôt des grès de Wadern. Mais, sur le bord septentrional, on peut distinguer une surface prépermienne et une surface préwadernienne. La première apparaît entre Wadrill et Nonnweïler, se dégageant de la couverture de couches de Kusel (Permien inférieur) et nivelant le Dévonien (grès et phyllades) (coupes 12 et 13). La seconde constitue le versant Sud du Hochwald, entre Scheiden et Wadri!ll (coupe 11) où il apparaît se dégageant des couches de Wadern. Sur l’autre bord du synclinal permien, les couches de Kusel reposent en concordance sur le Carbonifère : il n’y a plus que la surface préwadernienne.

De la faille bordière du Hochwald à la Sarre, cette surface s’enfonce doucement vers le Sud : 300-340 mètres à Limbach; 260-280 à Clarental; la pente est donc notabiement moins forte que celle dont elle a été affectée sur les bords du massif ancien. Cependant comme les terrains fossilisants sont ou bien des coulées, ou bien des grès de même dureté que le Permien inférieur, elle n’a jamais été dégagée sur quelque étendue. Elle ne joue aucun rôle dans la topographie de la dépression sarroise.

Tous les signes pétrographiques et paléontologiques s’accordent pour montrer dans cette pénéplaine une surface d’érosion continentale (1). Dans le Permien inférieur les facies sont extrêmement variables. Les grès, les argiles et les schistes argileux dominent, avec des conglomérats abondants à presque tous les niveaux. Le Permien supérieur est également formé de grès et de conglomérats où se rencontrent des débris de roches éruptives; au sommet seulement apparaissent les dolomies qui annoncent la transgression du Zechstein.

Le Permien inférieur contient une flore et une faune assez riches : fougères (Walchia, Pecopteris, Neuropteris, etc.), des Amphibiens (Archegosaurus, Branchiosaurus, Actinodon), des Crustacés d’eau

(1) Je dois beaucoup à M. H. Bauzic pour l'interprétation des dépôts permotriasiques.

douce (Estheria), un Mollusque d’eau douce (Anthracosia) et des Poissons, notamment Acanthodes qui caractérise l’horizon le plus remarquable, celui des couches de Lebach à minerai de fer.

Sans doute l’existence de bancs calcaires pourrait faire supposer que cette période d’émersion a été coupée d'épisodes marins. Mais ces bancs calcaires sont en général peu épais — une dizaine de centimètres — et fréquemment interrompus. Le seul qui par sa puissance et sa constance ait, dans le Palatinat, la valeur d’un horizon stratigraphique passe en Sarre, à l'Ouest de Dirmingen, à un banc de conglomérats. Les fossiles deviennent très rares au Permien moyen où on ne trouve plus guère que des bois silicifiés et font complètement défaut au Permien supérieur.

Ainsi la surface permienne a pris naissance au cours d’un très long cycle d’érosion pendant lequel des torrents apportaient des matériaux, roulés ou non, dans des bassins intérieurs séparés par des seuils peu élevés (1). La rubéfaction des alluvions, l’absence de fossiles dans la partie supérieure de l’étage, le caractère torrentiel de la sédimentation attestent que l’aplanissement s’est fait sous un climat désertique. Le nivellement des reliefs apparus au Permien moyen allait de pair avec le remplissage du synclinal Prims— Nahe qui, en s’approfondissant lentement à mesure qu’il se comblait, prit le caractère d’un fossé géosynclinal sans avoir été occupé à aucun moment par la mer (2).

b) La surface prétriasique. — On la voit sur la rive droite de la Sarre, à la hauteur de Serrig, monter régulièrement vers l'Est jusqu’au Kalfertshaus (coupe 3) qui porte un chapeau de grès; ou encore dans la boucle de la Sarre, à Montclair; plus au Sud elle disparaît sous le Trias.

Mais il existe d’assez nombreuses fenêtres : ce sont les vallées de la Sarre et de ses affluents qui montrent, en coupe, le Grès vosgien reposant en discordance sur le Carbonifère. La plus intéressante est la coupe que donne, à Werbeln (f. Ludweiler), un petit vallon affluent de la Bist (fig. 8). On y voit la surface prétriasique niveler la seule faille de notre région qui soit de façon certaine postérieure au Permien moyen et antérieure au Trias. Au Sud de la faille de Felsberg, la surface fossile disparaît définitivement du jour, mais elle ne cesse pas d’être repérable grâce aux travaux de mine.

(1) Trois sondages exécutés dans les environs de Gross-Rosseln ont rencontré la base du Permien constituée par des schistes de dureté uniforme; le premier à — 105 mètres; le second (exécuté à 620 m. du premier) à — 112; le troisième {à 600 m. du second) à — 97 mètres.

(2) Cf. A. Born [33].

Son allure est donc très bien connue. Elle s’abaisse d’abord vers l'Est et le Sud, assez irrégulièrement. Elle est à 340 mètres à Riegelsberg, 220 m. à Vülklingen (cimetière), 210 à Werbeln, 270 à Clarental. Au delà de ce point elle plonge doucement vers le Sud-Ouest (?) : elle a été rencontrée à + 75 m. au sondage I de Gross-Rosseln, à + 27 m. au sondage 39 de Saint-Avold; mais elle est encore affectée d’ondulations transversales à grands rayons de courbure.

Une part de ces différences de niveau sont dues à des plis et à des failles post-triasiques; mais, lorsque la pente locale de la surface fos-

me —

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Fic. 8.

sile est notablement plus forte que la pente générale attestée par linclinaison des bancs de grès, les différences de niveau sont dues, non à un mouvement tectonique, mais à une érosion, à un commencement de dissection de la surface. A l'appui de cette explication, on citera l'allure de la surface prétriasique dans le Küllertal et sur ses bords; elle est à 280 mètres à l'Ouest de Püttlingen, à 340 mètres à l'Est de Riegelsberg (Schooksberg). La région argileuse du Küllertal (couches d’Ottweiler) se trouvait donc, dès avant le Trias, déprimée par rapport à la zone où affleure le conglomérat de Holz. Le Grès vosgien a donc recouvert, non pas une surface parfaitement plane, comme cela s’est produit dans les Vosges où le substratum était homogène sur de grandes étendues, mais une pénéplaine, parfois une ébauche de relief différencié.

Ainsi se trouve posé, comme pour la surface préwadernienne, le problème de la nature de la surface fossile prétriasique. Cette question est liée à celle de l’origine marine ou continentale du Grès bigarré. En faveur d’une origine continentale, on peut apporter d’abord des arguments d’ordre géologique : 4° les fossiles font complètement défaut dans l’étage inférieur; dans l’étage supérieur on ne trouve que

(1) Atlas du Bassin Houiller [XXVI], coupes verticales, planche 9.

des fougères (Voltzia); 20 on observe fréquemment des cas de stratification torrentielle (par exemple au Spicherer Berg près de Forbach); 3° à défaut de ripplemarks que je n’ai pas observés en Sarre, on peut citer un fait du même genre indiquant une sédimentation sous une faible profondeur et sous un climat aride. L'Institut de Géologie de Strasbourg possède une grande plaque de grès vosgien provenant des environs de Mettlach, à la surface de laquelle on voit de minces couches argileuses, fendillées et repliées par dessiccation, puis enveloppées de sable par le vent. Des faits analogues s’observent aujourd’hui dans les sebkhas.

Cependant les preuves géologiques ne suffisent pas, car ces observations pourraient se rapporter à des points situés sur le littoral. D’autres faits sembleraient montrer que les grès se sont déposés au fond de cuvettes marines : 10 grande épaisseur de l’étage (plus de 300 m. dans le Warndt); 2° existence d’un conglomérat de base observable surtout en bordure du Hunsrück; 30 existence de lentilles de dolomies dans les couches intermédiaires; l’ancienne route de Forbach à Sarreguemines en offre une coupe classique; 4° identité du facies depuis les Vosges jusqu’au Massif Schisteux Rhénan.

Aucun de ces arguments n’est décisif. La grande épaisseur de l’étage prouve la continuation de l’affaissement pendant une longue durée, non l’existence, à un moment donné, d’une fosse marine. Le conglomérat de base peut être fluviatile. TH£oBazp qui l’a observé près de Sierck (?) note qu’il ne renferme aucun élément de quartzite dévonien roulé, mais des cailloux anguleux cimentés par un mélange de cristaux de quartz, de mica altéré et d’oxyde de-fer. Cette description très exacte fait penser à une brèche durcie sous un climat aride, à une croûte hammadienne. La dolomie, surtout en amas lenticulaires, peut être de formation secondaire. On serait plus sensible au dernier argument. Le Grès vosgien présente un facies beaucoup plus constant que le Grès rouge. Pourtant il n’est pas tout à fait le même dans la Sarre que dans le Palatinat où on a pu distinguer différents sous-étages. D’autre part le vent exerce sous nos yeux, dans les déserts, une action de triage qui peut faire comprendre l'identité de facies sur une grande étendue. D’ailleurs la chaîne hercynienne étant démolie depuis le Permien, les rivières ne pouvaient plus transporter que des graviers et des sables dont une partie provenait du remaniement du Grès rouge.

Les faits morphologiques confirment la probabilité d’une origine continentale en apportant sur la nature de la surface prétriasique

(1) C. R. Soc. Géolog. France, 15 décembre 1930.

des indications non équivoques. Tout d’abord celle-ci nous apparaît aux confins du Hunsrück comme une surface raboteuse, coupée de bosses et de creux. Quand on suit le chemin de crête de Montclair à Mettlach, ou quand on monte de Keuchingen à la Cloef, on passe à plusieurs reprises sur le Grès vosgien conservé dans des poches. THéoBaLp note, pour le pays de Sierck, que le grès à Voltzia reposant directement sur des « écueils » de quartzite est d’un facies identique à celui qu’on observe à plus d’un kilomètre. « Dans l’un et l’autre cas le dépôt s’est opéré en milieu calme. » Les irrégularités de la surface prétriasique ne seraient pas si nombreuses si une mer avait exercé une abrasion notable.

Plus significative encore est la position du Grès bigarré au-dessus du Carbonifère. La surface de base moule des inégalités de relief qui correspondent aux différences de dureté : elle est plus haute au-dessus du conglomérat de Holz, plus basse au-dessus des grès tendres du Kôüllertal. On peut en conclure que, quelle que soit la nature du Grès vosgien, la surface quille porte — et c’est la seule chose qui importe ici — est une surface d’érosion continentale.

c) Possibilité d’un enfouissement ultérieur. — La transgression triasique est la dernière qui ait laissé dans notre région une couverture en place.

Certes, il est invraisemblable que l’émersion ait été continue depuis cette période; car si le Grès vosgien n’avait été lui-même protégé, on n'en trouverait sans doute plus de traces. Nous verrons d’ailleurs qu’il existe des restes de Muschelkalk à l'Est de la côte actuelle.

Dans la notice de la Carte géologique de la Lorraine occidentale (1887), SCHUMACHER et van WERVEKE avaient signalé des rognons de quartzite d’un aspect tout à fait caractéristique (patine brune, poli particulier, grains de quartz le plus souvent microscopiques) qui se rencontrent mélangés au lehm des plateaux au Sud de Sarreguemines et à l'Est de Sierck. Ils les attribuaient au Jurassique supérieur d’après des restes d’étoile de mer trouvés dans un échantillon (1. La même indication est reproduite dans la notice de la feuille de Sarreguemines au 1/25.000€ (?), mais on y distingue des quartzites jurassiques et des quartzites tertiaires (Braunkohlenquartzit). Enfin van WERvEKE, dans la notice de la feuille Sarrebrück au 1/200.000 (5), ne mentionne plus que des silex (Feuerstein) : « Des rognons de silex,

(1) SCHUMACHER, STEINMANN et van WERVEKE, Æ. sur geologischen Ubersichts- Karte des westlichen Deutschlothringens, p. 74.

(2) E. z. B. Saargemünd, p. 56.

qui doivent provenir des calcaires jurassiques des côtes lorraines, se rencontrent dispersés jusque dans le voisinage de Sarreguemines et Hambach où ils sont des résidus de décomposition. » Mais la carte elle-même n'indique à cet endroit que des alluvions pliocènes.

Il semble que ces auteurs aient confondu les silex jurassiques et les quartzites tertiaires. Des premiers nous ne dirons rien, parce que nous n’en avons jamais rencontré. L'extension du Jurassique vers PEst est extrêmement vraisemblable; mais on ne peut pas la considérer comme démontrée par un seul fossile mal déterminé. D'ailleurs l’intéressant serait d'établir que le J urassique s’avançait encore vers la Sarre à une certaine époque, à un certain niveau des vallées : or nous ne pouvons tirer aucune indication de la situation actuelle des silex qui nous sont donnés comme reposant sur les marnes keupériennes.

Du Braunkohlenquartzit il sera question à plusieurs reprises dans la suite. Il en existe en effet des gisements à l'Est de Sierck et dans le Territoire même de la Sarre, à Limbach et à Dôrsdorf (2). Mais nulle part les quartzites ne sont incontestablement en place. Les gros blocs de la même roche que l’on rencontre en Lorraine, autour de Longuyon, et surtout en Luxembourg, n’existent plus sur la rive droite de la Moselle. Par conséquent la prudence s'impose aussi bien pour les résidus tertiaires que pour les résidus jurassiques. Si vraisemblable que soit l'existence dans notre région de la formation d’où dérivent les grès-quartzites, on ne peut pas préciser jusqu'où elle s’est étendue. Peu importe d’ailleurs, car la surface triasique, fossilisée ou non, n’a pas échappé à une érosion plus récente.