LES SURFACES TERTIAIRES

a) La surface du Hochwald. — A l’endroit où la surface fossile atteint le plateau du Hochwald, elle est recoupée par une surface qui s’en distingue nettement par deux caractères : 1° la surface fossile, nous l’avons vu, n’était pas partout un plan : du moins n’avait-elle plus de monadnocks; les quartzites y étaient nivelés

(1) Maïs il n’y en a pas de trace à l’endroit indiqué par la notice de la feuille de Sarreguemines (Langenwiesener Wald). Nous n’y avons trouvé, G. GARDET et moi, que des nodules de calcédoine inclus dans le Keuper et répondant assez exactement à la description du géologue allemand (ils présentent notamment de petites rainures). Les concrétions sont en place; mais au-dessus (cote 257) il y a un lehm alluvial à dragées de quartz et de quartzites. Bref, on ne trouve à cet endroit rien d’intéressant : ni silex, ni oolithe silicifiée, ni Braunkohlenquartzit.

RÉG,. IND. SARROISE 8

comme les phyllades et les grès dévoniens (coupes 11, 12 et 13). Sur la coupe 3, la surface fossile prolongée au delà du témoin gréseux du Kalfertshaus passe au-dessus du monadnock de l’Errwald.

Au contraire, à la surface du plateau, les quartzites sont en saillie (coupes 3 et 6); l'érosion récente a parfois mordu sur eux : elle n’a pas pu en avoir raison lorsque l’affleurement avait quelque épaisseur. Leurs longues crêtes rigides se dégagent d’autant mieux qu’on s’avance du Sud-Ouest vers le Nord-Est.

20 La surface fossile est inclinée de 7° à 80 sur le versant Sud (surface préwadernienne), de 4° à 5° sur le versant Ouest où existe seule la surface prétriasique. La surface du plateau semble au premier abord parfaitement horizontale. La stagnation des eaux trahit l’absence de toute pente en dehors des vallées.

Cependant, si forte que:soit cette impression d’horizontalité quand on arrive sur le plateau à Hermeskeil, elle ne correspond pas entièrement à la réalité. Le plateau est affecté d’une pente générale vers l'Ouest et d’ondulations O.SO-E.NE. à très grand rayon de courbure. La coupe 6 montre qu’il n’est pas possible de confondre celles-ci avec les crêtes de quartzite qui font saillie sur le bombement, à peu près comme l’umbo sur un bouclier romain.

Ainsi nous avons bien affaire, au-dessus du Hochwald, à une pénéplaine distincte de la surface posthercynienne. Nous lappellerons désormais la pénéplaine du Hochwald. Elle fait partie du groupe des surfaces que STICKEL (1) a distinguées sous le nom de Surfaces R (Rümpflächen) en y incorporant, d’ailleurs à tort, les éléments fossiles qui l’encadrent.

Vers l'Ouest, la pénéplaine du plateau cesse d’être reconnaissable à partir de la Sarre. Les points les plus hauts de la région comprise entre Sarre et Moselle (sauf peut-être le Kewelsberg, 442 m.) sont au-dessous d’une ligne prolongeant la pénéplaine, avec la pente faible que nous lui connaissons (coupe 3).

Au Sud-Est, les sédiments permiens sont peu favorables à la conservation des formes. Il s’y mêle heureusement des roches éruptives plus résistantes. Ce sont elles surtout qui permettent la reconstruction d’une surface, par-dessus les reliefs si morcelés qui accidentent l’extrémité Nord de la dépression sarroise.

L’altitude générale des sommets s’abaisse de 560 m.-520 m.

(1) R. Srickez [59]. Stickel distingue deux surfaces R. La portion du Massif Schisteux Rhénan étudiée ici était trop restreinte pour qu’on püût les séparer, Mais la distinction paraît bien fondée. On a déjà signalé les deux niveaux sur la coupe 7. Sur le plateau d’Hermeskeil, les vallées les plus mûres sont enfoncées d’une cinquantaine de mètres dans le plateau.

à l'Ouest, à 500 m.-450 m. aux abords de la haute Nahe et de la haute Blies, pour se relever plus à l'Est. Même si la couverture permienne avait déjà cette allure synclinale, la surface ainsi reconstituée n’en est pas moins une surface d’érosion puisqu'elle passe par-dessus tous les étages du Permien et par-dessus des coulées de nature différente (coupe 6).

Plus à l'Est, les hauteurs de Freisen qui, à cause de leur altitude, n'avaient pas été complètement enterrées sous le Permien supérieur, doivent être rattachées au même ensemble. À première vue, on pourrait croire qu’il s’agit d’une surface structurale, formée par un bloc de coulées relevé Nord-Sud; mais l’arête méridionale conserve sur 4 kilomètres une altitude constante (Füsselberg, 595 m.; Trautzberg, 603 m.) tandis que le soubassement s'abaisse de 530 mètres à 480 mètres. D'autre part le plateau est formé de coulées différentes (mélaphyre et andésite) affleurant sur le même plan (coupes 19 et 20).

La pente assez forte dont sont affectées ces coulées atteste un gauchissement de la surface d’érosion plus énergique que dans le Hochwald, gauchissement qui a abouti à une flexure ou même à une faille; la butte-témoin du Weisselberg semble bien un fragment affaissé de la grande coulée de Freisen (coupe 19).

Au Sud de la frontière germano-sarroise toute reconstruction devient impossible parce que les coulées n’ont plus aucune continuité. On ne peut pas dire si le Schaumberg (568 m.) et le H'cherberg (518 m.), les deux points les plus élevés du Territoire, sont les derniers témoins de la pénéplaine du Hochwald ou s'ils constituaient déjà, au-dessus d’elle, des monadnocks.

Dans les limites où nous l’avons suivie, cette pénéplaine ne porte pas de dépôts permettant de la dater. La seule chose certaine est qu’elle est postérieure au Trias (coupe 3).

La carte géologique prussienne au 1/25.000€ indique bien, sur les feuilles de Schillingen et de Hermeskeil, des dépôts tertiaires. Mais depuis que cette carte a paru, LEPPLA (1) a remarqué que le prétendu Tertiaire était un sol de décomposition, sans âge déterminé. La critique de LeppLa est entièrement justifiée. Au point coté 560 (2 km. Nord d’'Hermeskeïl) on trouve une arène de quartz non roulé, mélangée à de l’argile, assez analogue à l’aguaize de l’Ardenne. L’argile provient de la décomposition des schistes sous-jacents, le quartz de nombreux filonnets. Plus difficile à expliquer est la présence d’une dizaine de gros blocs de quartz laiteux (1 à 2 "3) qui sont disposés à peu près en cercle. Il n’existe pas dans le voisinage immédiat de filon de

(1) Leppia (Jahrb. K. K. Geol. Landes Anstall, 1895, XVI, p. 89).

quartz de cette dimension. D’autre part, la pente de la pénéplaine est bien faible pour permettre un transport par solifluction. On suggère l'hypothèse d’un édifice humain analogue à un cromlech. Quoi qu’il en soit, iln’y a pas trace d’apport fluvial ou de sédiment marin.

Force est donc de dater cette surface indirectement, par comparaison avec les régions voisines. STICKEL, qui a suivi les surfaces R dans tout le Massif Schisteux Rhénan, place la formation de la plus récente d’entre elles à l’Oligocène supérieur, à l’époque du dépôt des sédiments fluviatiles de Vallendar. La continuité de toutes ces surfaces de plateau étant bien établie, on peut conserver à la surface du Hochwald l’âge proposé par STicKkEL, sous la réserve qu’il peut s’y mêler des éléments fossiles, crétacés ou tertiaires.

b) La surface de 400 mètres. — «) Rapports avec les surfaces précédentes. — Tandis que la pénéplaine du Hochwald s'arrête, sur la rive droite de la Sarre, à quelques kilomètres de la rivière, une autre surface, plus basse d’une centaine de mètres, se développe sur l’autre rive, autour d’Orscholz. Elle commence immédiatement aux bords de la gorge, débordant même parfois sur la rive droite (coupe 4). Entre les deux surfaces aucune confusion n’est possible, le raccord se fait par un talus escarpé dont la pente est supérieure à celle de la surface fossile. Nous appellerons désormais cette basse surface « surface de 400 mètres » d’après l’altitude qu’elle atteint au point où nous l’avons aperçue, nous réservant de justifier cette dénomination par l’étude de son extension et de ses caractères.

Si la distinction avec la pénéplaine du plateau est immédiate, les rapports avec la surface fossile ont besoin d’être éclaircis. Celle-ci, en effet, n’a pas une pente uniforme. Alors que, à la hauteur de Zerf (coupe 3), elle s’élève régulièrement de l'Ouest à l'Est d'environ 3 ‘%, plus au Sud (coupe 5) elle montre des sections presque horizontales se raccordant avec les affleurements de la rive gauche par une pente forte; enfin à la hauteur de Mettlach (coupe 4) il n’existe plus que des pellicules de grès qui ne se raccordent que par des segments courbes.

Cette allure de la surface fossile suggère que notre surface de 400 mètres pourrait n'être que la surface fossile localement moins déformée : hypothèse qui lèverait le problème délicat posé par Je nivellement des quartzites. Il est surprenant, en effet, qu’un cycle récent ait eu raison de ces roches dures, alors que le cycle plus ancien n'avait pu les faire disparaître de la pénéplaine du Hochwald. Nous verrons plus loin que, au Nord du Territoire de la Sarre, le relief s’élève nettement au-dessus de 400 mètres dès que les roches érup-

tives entrent en ligne. Comment la même érosion, qui nivelait les quartzites, aurait-elle reculé devant les diabases et les rhyolites ? Enfin des observations nombreuses faites un peu partout en France montrent que les cycles récents n’ont pas mordu sur les massifs anciens. Quel que soit l’âge du cycle de 400 mètres — et il ne peut pas être plus ancien que le Miocène — il serait extraordinaire qu’il fit exception.

S'il n'existait, en bordure du massif ancien, que ces pellicules de grès, on pourrait admettre que la surface de 400 mètres se confond avec la surface fossile. Mais on rencontre un autre témoin de la couverture que les grès. Il y a le Muschelkalk qui, au Nord d’Orscholz, repose directement sur le quartzite (coupe 8) et qui, plus à l'Ouest, forme une côte mal dégagée. Or le Muschelkalk lui-même est nivelé. La démonstration peut en être donnée sur plusieurs points. A la hauteur de Kirf (coupe 3), deux sommets atteignent la même altitude, 404 m.-407 m. : entre les deux se place une faille d’une vingtaine de mètres de rejet. Plus au Sud (coupe 4), le Muschelkalk inférieur est à 400 mètres le long de la route d’Orscholz à Weiten, le Muschelkalk supérieur à 407 mètres au Renglischberg. Mais le fait le plus décisif est qu’on puisse, en allant de Sierck à Serrig par Büschdorf, Orscholz et Freudenburg, passer du Muschelkalk supérieur aux quartzites dévoniens sans cesser d’être pendant 15 kilomètres audessus d’un plateau qui ne présente aucune dénivellation sensible (coupe 7).

En résumé, ce n’est pas le cycle de 400 mètres qui a nivelé les quartzites à l’entrée de la Sarre dans le massif ancien : il n’a fait, sur ce point, que rafraîchir la surface fossile. Il n’en existe pas moins une surface authentique qui, entre Sarre et Moselle, a nivelé le grès et les différentes assises du Muschelkalk.

B) Extension. — Nous pouvons en chercher le prolongement audessus des hauteurs, côtes ou reliefs éruptifs, qui bordent la dépression sarroise; à l’intérieur de celle-ci, il faut nous résigner d’avance à n’en retrouver que des lambeaux.

Une première constatation, d'ordre purement statistique, semble favorable à l’existence d’un niveau d’érosion au-dessus de la côte. C’est la constance de ses altitudes : 399 m.-411 m. à l'Est de Merchingen; 412 m. au-dessus de Boucheporn; 404 m.-406 m. à l'Ouest de Longeville-lès-Saint-Avold; 390 m. au-dessus de Forbach; 401 m. au Sud de Saint-Ingbert; 395 m.-400 m. près de Homburg et jusqu’à 6 kilomètres à l'Ouest de Landstuhl. Là, pour la première fois, l'altitude dépasse nettement ces chiffres et atteint

LE

475 m. dans les Sickinger Hühen : encore peut-on observer, du fond de la dépression, que les sommets sont portés par un socle bien aplani.

On objectera que cette concordance des altitudes est un fait de structure. L’objection vaudrait si on se trouvait au-dessus d’une côte circulaire, limitant un dôme ou une cuvette; mais ici les couches sont plissées, la côte sinueuse. Que saillants et rentrants, autrement dit synclinaux et anticlinaux, culminent à la même altitude, c’est la preuve que le niveau à partir duquel s’est modelé en creux le relief actuel n’était pas un niveau structural.

Nous parlons de niveau, et non plus de surface, parce que le sommet aplani de la côte est très étroit. Le biseau n’est généralement pas net (coupe 15). La remontée des couches sur le revers de la côte donne des formes exclusivement structurales. Sur trois points seulement, au plateau de Merchingen, au Sud de Saint-Ingbert dans le Bliesgau, enfin au Nord-Ést de Homburg existent, en arrière de la côte, des surfaces horizontales de quelque étendue. Mais ce sont pré-. cisément les points où le plongement des couches vers l'Ouest est le plus faible. [1 y a surtout dégagement de plates-formes structurales, l'érosion se bornant à ramener les buttes-témoins gréseuses au niveau de la côte calcaire. Dans le Palatinat occidental notamment, la carte géologique au 1/200.000€ (f. Deux-Ponts) montre des crêtes de Grès coquillier, découpées en feuilles de fougère par un réseau régulièrement ramifié, où l’on reconnaît un relief structural. Toutefois on ne peut pas ne pas noter que l'altitude uniforme à laquelle culmine, au Nord du Schwarzhach,le Muschelkalk inférieur est identique à celle atteinte, plus au Sud, par le Muschelkalk supérieur à l'Ouest de Bückweïler et, autour de Bitche, parle Grès bigarré. De toute façon, ia pénéplanation — si pénéplanation il y a eu — a dû se borner à une {égère retouche des formes structurales et il faut attendre l'achèvement de la publication des cartes géologiques françaises et bavaroises au 1/25.000€ pour en déceler les effets.

La région septentrionale du Territoire en porte au contraire des traces fort nettes. Même si on écarte comme structurales toutes les coulées où la pente du sommet reproduit la pente du soubassement, il existe différents signes qui décèlent un aplanissement. Voici par exemple les coulées de diabase du Spiemont inclinées à 309. Le sommet de la colline forme une crête étroite, mais qui cuimine à 390-400 mètres. Au Horst de Limbach (403-413 m.), la discordance est moins nette; mais 4 kilomètres à l'Est, à Dôrsdorf, le Permien inférieur apparaît à la même altitude que le Horst et portant les mêmes dépôts que celui-ci, ce qui rend plus démonstrative l’iden-

tité d’altitudes (coupe 18). Enfin ce n’est pas un hasard si des venues éruptives de nature et d’âge différents culminent aujourd’hui à la même altitude : rhyolite du Littermont (403 m.), andésite de Limbach (403-413 m.), basaltes de Gresaubach (421 m.), gabbro de Winterbach (402 m.), diabase du Spiemont (403 m.). Discordance entre la base et le sommet des coulées, conservation du Permien tendre (non certes partout, mais sur certains points éloignés des vallées) à la même altitude que les roches éruptives, uniformité d'altitude d’un grand nombre de culots éruptifs : tous ces signes réunis autorisent à rétablir la continuité entre les sommets.

Du haut du Bosenberg, où cette surface apparaît nettement tangente à la crête dans laquelle la Blies a creusé sa gorge épigénique, on se rend compte cependant que l’aplanissement n’a pas été général : le Schaumberg et le Bosenberg lui-même (475 m.) s’enlèvent audessus d'elle. Faut-il attribuer ce fait à une dureté spéciale? L’explication, admissible pour le Schaumberg, ne vaut plus pour les croupes permiennes qui atteignent 500 mètres. En réalité la surface de 400 mètres, dans la région des sources de la Blies, arrive à la limite septentrionale de son domaine. Au Nord de la Blies elle s'engage dans la haute surface conservée par les rhyolites et porte les deux cols nivelés à 420 mètres qui permettent de passer du bassin de la Blies dans celui de la Nahe (route de Tholey à Selbach et ligne de Namborn à Türkismühle); plus au Nord, dans le Birkenfeld, il n'existe plus de traces d’aplanissements aussi bas.

Au centre du Territoire de la Sarre, les points d'appui pour une reconstruction font à peu près défaut là où il n’y a pas de venues éruptives. Mais nous avons déjà noté, entre la Prims et la Blies, une ligne de points hauts depuis le Hoxberg (415 m.) jusqu’au Bilstock (405 m.) : en suivant cette ligne on rencontre, sans que l'altitude change, toute la série des affleurements permiens et carbonifères (le Bilstock lui-même est un témoin de Grès bigarré adossé à des grès carbonifères à conglomérats). À partir du Bilstock on peut rejoindre soit la surface de Dürsdorf par Stennweiler et Marpingen, soit le bassin supérieur de l’Oster, affluent de la Blies, qui présente aussi bien en Sarre qu’en Palatinat de nombreuses traces d’aplanissement à ce niveau, notamment le petit plateau qui porte les puits I et II de Frankenholz. Si l’on éprouvait quelque difficulté à relier tous ces mamelons de forme semblable, il suffirait de suivre le tracé de quelques vieilles routes. Toutes n’ont pas le même intérêt, mais quelques-unes parmi les plu* anciennes, la Rainstrasse gallo-romaine qui allait de Schiffweiler à Tholey, et la Ritterstrasse qui rejoignait la

première en passant par les hauteurs de Güttelborn, semblent guidées par ces points hauts d'altitude uniforme. Si l’on disposait de sections plus longues, on pourrait dire que les vieilles routes sont ici des chapelets de niveaux.

En résumé, la surface de 400 mètres n’est continue que dans le triangle limité par la Sarre, la Moselle et une figne Sierck—Launstroff. Mais, tout le long de l’enceinte qui ferme la dépression sarroise et dans l’intérieur de la dépression elle-même, il existe de nombreux sommets nivelés à cette altitude (coupes 1 et 2). Entre eux et la surface d’Orscholz, la continuité est attestée non seulement par l'identité des altitudes, mais aussi par l’existence en trois points (Scheuerwald, Limbach, Dôrsdorf) de dépôts alluviaux analogues. Il est donc légitime d’admettre que la surface de 400 mètres s’est étendue par-dessus tout le Territoire de la Sarre, au Nord jusqu’au cours supérieur de la Nahe, à l’Eét jusqu’au rebord du plateau de Deux-Ponts, au Sud jusqu'au sommet de la côte de Muschelkalk.

y) Caractères. — L'extension reconnue à la surface de 400 mètres ramène notre attention sur son caractère essentiel, celui-là même d’après lequel nous l’avons nommée : sa quasi-horizontalité. Sans doute on saisit bien du Sud au Nord un relèvement léger de l’altitude des points hauts : de 400 à 420 en moyenne, de sorte qu'il serait plus correct de parler d’une surface de 400-420 mètres. Mais dans le sens Est-Ouest il est impossible de mettre en évidence la moindre pente : la côte palatino-lorraine par exemple culmine entre 375 et 420 mètres.

Ce caractère s’explique dans une certaine mesure par ce fait que la surface de 400-420 mètres a dû sa naissance à des rivières — Sarre, Prims, Blies — coulant dans des directions différentes. Dans la mesure où leurs niveaux d’érosion se sont amalgamés en une surface unique, celle-ci ne peut pas avoir une inclinaison nette dans un seul sens.

Mais même le long d’une seule vallée, on n’arrive presque jamais à déceler une pente. On a reporté au-dessus d’un profil de la Prims et de la Sarre, en aval du confluent de la première, les niveaux d’érosion relevés sur les deux rives (fig. 11). Il y a une indication de pente entre Moselle et Sarre, où la surface du plateau s’abaisse légèrement du Sud au Nord, c’est-à-dire dans le même sens que les vallées actuelles; partout ailleurs, les niveaux oscillent irrégulièrement autour de 410 mètres (avec l'indication, vers 375 m., d’un niveau secondaire).

Cette absence de pente générale, sur une longueur de 60 kilomètres, dans la surface conservée ou restituée, pourrait faire douter de

son authenticité, car une surface d’érosion fluviale, si avancé que soit le cycle qui l’a faite, conserve au moins la pente limite nécessaire à l’écoulement des eaux.

Mais rien ne prouve que les points hauts conservés soient tous à égale distance de l’ancien thalweg. Une vallée sénile garde une pente transversale supérieure à sa pente longitudinale : des différences d’éloignement de quelques kilomètres peuvent bien se traduire par des différences de niveau de quelques mètres. Étant donné que nous n'avons affaire qu'à des témoins discontinus (sauf entre Moselle et Sarre), l’incertitude de la pente, ou même l’absence apparente de pente, n’est pas une raison suffisante pour révoquer l'existence de la surface construite sur ces témoins.

Une seconde objection doit être posée. Comment un cycle assez poussé pour donner aux rivières une pente si faible n’a-t-il pas démoli davantage le relief structural? N’y a-t-il pas disproportion entre l'instrument mis en jeu — un cycle entier d’érosion — et le résultat : des retouches à la surface des couches triasiques et un nivellement incomplet des roches éruptives? La réponse est simple. Le relief structural n’a pas été beaucoup modifié parce qu’il n’était pas beaucoup dérangé : les couches de calcaire coquillier plongent de quelques degrés à peine; beaucoup de coulées ne sont pas plus inclinées. Dans ces conditions, les discordances sont difficiles à observer. D’autre part les éléments aplanis n'étaient pas suffisamment hauts, suffisamment éloignés des thalwegs pour échapper à l'érosion récente. Le dégagement même de la côte explique que la surface de 400 mètres n’ait pas laissé de restes plus étendus.

Si on admet son existence, il faut reconnaître en même temps qu’elle n’est pas déformée : ou bien, en effet, la pente est nulle, ou bien elle est inférieure à celle des vallées actuelles. Entre Eft (Nord-Est de Sierck) et Kôürrig (Ouest de Saarburg) la pente du plateau est inférieure à 0 m. 50 par kilomètre; entre Mettlach et Saarburg la Sarre descend de 15 mètres sur 20 kilomètres, soit O0 m. 75 par kilomètre, et le profil de la rivière est à peu près régularisé.

A vrai dire, il existe un point, au Sud-Est de Büschdorf, où l’altitude paraît un peu forte (441 m. au Kewelsberg). Comme ce point se trouve à l’endroit où la Sarre commence à découvrir les terrains dévoniens, STICKEL en a conclu à une légère déformation marginale. L'hypothèse semble d’abord justifiée par ce fait que le relèvement coïnciderait avec l’axe de l’anticlinal de Sierck et avec une faille SO-NE. qui a relevé le compartiment Nord-Ouest, celui qui renferme le Kewelsberg. C’est le long de cette faille que se trouvent la perte du Boltsloch et la nébuleuse de mardelles que nous

avons signalées. [1 n’y aurait, à première vue, rien d’invraisemblable à ce que la faille ait rejoué.

Mais le Kewelsberg n’est pas un cas unique : il existe jusqu’à Conz trois ou quatre collines dépassant la surface générale d’une vingtaine de mètres. Voyons par exemple l'Eiderberg (440 m.) à l'Ouest de Freudenburg (coupe 9). Elle aussi est limitée par une faille parallèle à celle du Kewelsberg. Va-t-on en conclure à une seconde déformation? Mais cette fois la colline est dans le compartiment affaissé. Il y a inversion de relief. On se refusera à admettre qu’une dénivellation due ici à l'érosion soit, dans des conditions semblables, due plus loin à une déformation et on considérera ces deux collines ou bien comme les restes d’une crête séparant la Sarre de la Moselle, ou bien comme les témoins d’un pédoncule de méandre recoupé. Et cette conclusion peut être étendue à toute la partie reconstruite : les reliefs qui l’accidentent sont des monadnocks, les dépressions qui la creusent correspondent à des déblaiements ultérieurs de roche meuble. Le plateau calcaire lui-même s'élève en surface structurale, se termine en biseau plus ou moins net : nulle part il n’y a trace de surface gauchie. Toute reconstitution de l’évolution du relief et du réseau hydrographique devra désormais tenir compte de ce fait bien établi.

à) Age de cette surface. — Il existe sur différents points de cette surface des dépôts que la carte géologique prussienne rapporte au Tertiaire. Ils ont été signalés à l'Est de Beckingen, au Sasselwald, au Horst de Limbach et à Dürsdorf; enfin la carte géologique d’Alsace-Lorraine (f. Sierck) indique au Nord de Launstroff un dépôt de «blocs de quartzites » qui est en réalité de nature identique aux précédents. Le premier de ces gisements, s’il a jamais existé, a disparu : on se contentera de reproduire ce que dit de lui la notice de la feuille de Wahlen. Les autres ont été retrouvés et doivent être examinés attentivement.

La feuille de Wabhlen indique au Sasselwald, à la cote 375, un dépôt de Braunkohlenquartzit. KESSLER, qui parle de grès et non de quartzites, les assimile aux sables oligocènes du bassin de Mayence (1). On discutera plus loin cette assimilation. Quoi qu'il en soit, il n’est plus possible d'étudier ce gisement. Van WERvEkE l'avait déjà fait disparaître de sa carte au 1/200.000€, G. Garper et moi n’avons pu en trouver trace. En supposant que ces dépôts fussent du même genre que ceux de Limbach, avec qui la notice les met en corrélation,

(1) Kesszer [40], p. 91.

ils seraient, non pas comme le croit KESSLER, les témoins d’une couverture sédimentaire, mais un apport allu vial.

Les dépôts de Limbach et de Dôrsdorf ont été conservés. Dans le premier cas, ils reposent sur une coulée d’andésite qui culmine à 403-413 mètres. On a déjà noté que la surface plane de la coulée n’était pas parallèle à la surface de base qui elle-même nivelle les couches de Lebach et de Tholey. Au Nord de Dôrsdorf, il existe au-dessus des couches de Tholey un autre gisement de grès quartzites, conservés ici à l'altitude de 400 mètres. Les deux gisements ont à peu près la même composition; on les étudiera donc en même

temps.

GREBE, dans la notice géologique de la feuille de Lebach, décrit ainsi le gisement du Horst : « Il consiste en cailloux de quartz

parfaitement roulés et, en outre, en blocs de Braunkohlenquartzit. On trouve des formations de même âge plus à l'Ouest, en direction de la Sarre, sur le plateau du Sasselwald, qui a la même altitude, à Menningen, et plus à l'Ouest encore sur les hauteurs de même altitude qui bordent la frontière lorraine. Dans le quartzite du Horst on n’a pas trouvé de fossiles, mais on a trouvé dans les dépôts marins du Sasselwald Vatica, Corbula, Cerithium (?) et Corbulomya (?}) (). »

En réalité les choses sont un peu plus compliquées. Les éléments que l’on rencontre sont de quatre sortes. Il y a : 10 des dragées de quartz et des quartzites ovoïdes, identiques à ceux que l’on trouve dans les alluvions anciennes et récentes des cours d’eau vosgiens. Ils existent d’ailleurs dans les bancs de conglomérats du Permien; 20 des conglomérats roulés d’un type que je n’ai rencontré nulle part ailleurs dans la région. Ils sont formés de caïlloux de quartz laiteux enrobés dans un ciment siliceux jaune clair; la grosseur varie de celle du poing à celle de la tête; 3° des morceaux de grès-quartzite présentant les caractères suivants : patine couleur feuille morte, extrême dureté, cassure irrégulière, couleur allant du jaune au blanc, traces fréquentes de carie; par tous ces caractères ils rappellent les grès de Stonne plus que les quartzites du Taunus qui sont de vrais quartzites à grains moulés les uns sur les autres et à cassure esquilleuse; ils en diffèrent cependant par une moindre porosité : jamais ces morceaux ne présentent l'aspect meuliérisé de certains grès de Stonne; 40 des rognons d’un calcaire magnésien, extérieurement blanc, à cassure gris bleuté, contenant des Foraminifères tels que Lagena et Textelaria. G. CorRoY, qui a bien voulu examiner ces échan-

(1) Erläuterung zu Blait Lebach, p. 26.

tillons, les rapporte au Muschelkalk. Ces morceaux de calcaire ont des formes très irrégulières; ils ne sont jamais roulés.

Nous avons donc affaire à une formation complexe (on dirait volontiers polygénique si ce mot commode n’était réservé aux terrasses). Les éléments 1 et 2 indiquent un apport fluvial. En effet, même sion admet que les cailloux roulés proviennent de la désagrégation du Permien ou du Grès vosgien, il faudrait expliquer pourquoi il y a eu rassemblement de ces matériaux sur certains points. Les calcaires sont nettement résiduels; les grès-quartzites sont douteux. Essayons de préciser de quelle formation dérivent les uns et les autres.

Les calcaires magnésiens font absolument défaut dans les couches de Lebach et de Tholey qui portent le gisement. Par contre il existe de petits bancs de dolomies dans le Permien inférieur et dans le Permien supérieur. Le premier est hors de cause parce qu’il a disparu en profondeur bien au Sud de Limbach et que nous excluons un apport fluvial. Le Permien supérieur, au contraire, a dû recouvrir la coulée de Limbach, et nous avons trouvé, au Nord de Limbach, des rognons calcaires analogues à ceux du Horst au-dessus des couches de Wadern. Maïs ces rognons ne peuvent provenir du Permien supérieur lui-même, car on ne trouve pas au-dessus du Horst les éléments les plus caractéristiques du Permien supérieur, notamment les fragments de roche éruptive, qui ne sont pas plus fragiles que des morceaux de calcaire. On arrive ainsi par élimination à considérer ces cailloux comme un résidu de Muschelkalk, ce qui confirme la détermination de G. Corroy. Les conditions tectoniques rendent parfaitement compte de ce qui s’est passé : le Muschelkalk apparaît, 10 kilomètres à l'Ouest de Limbach, conservé dans le fossé de Wahlen, tandis qu’à l’Est de la faille de Beckingen il a été enlevé; les cailloux calcaires représentent les témoins de la couverture disparue.

Les grès-quartzites de Limbach et de Dôrsdorf n’existent dans aucune des couches de la région jusqu’au Trias inclusivement. Ils sont donc plus récents. GREBE, en les désignant sous le nom de Braunkohlenquartzit, les a considérés comme tertiaires, sans autre précision. Cette formation, bien connue dans le Massif Schisteux Rhénan, est généralement attribuée au Miocène. Cependant KessLer les assimile aux sables oligocènes du bassin de Mayence qui s’avancent jusqu’à Kirn. Mais il ne mentionne pas d’autres fossiles que ceux du Sasselwald, le gisement introuvable, et si on se reporte à la notice de la feuille de Wahlen, on voit que l’identification de ces fossiles est donnée comme douteuse. BAEGKEROOT, qui a retrouvé dans l’Eifel occidental le prolongement des dépôts de grès-quartzites du Luxembourg, considère le Braunkohlenquartzit comme équivalent à ce Grès

de Stonne et dérivant par épigénèse de calcaire lacustre aquitanien (1). On peut accepter l'assimilation du Braunkohlenquartzit aux Grès de Stonne et, provisoirement, laisser à cette formation un âge aquitanien, sous la réserve que, présentant différents facies (conglomérat, grèsmeulière, grès compact), elle n’est peut-être pas partout du même âge.

Reste à préciser si les grès-quartzites de la région sarroise sont en place. Mais, avant d'aller plus loin, il convient de décrire un dernier gisement où se rencontrent les mêmes roches.

La carte géologique allemande au 1/25.000 (f. Sierck) porte, au hameau de Scheuerwald, à la frontière franco-allemande, l’indication de « Blocs de quartzite » au milieu d’un placage de lehm. Van WERVEKE, dans sa notice (1889), se borne à faire remarquer que les blocs ne sont pas forcément du même âge que les lehms. Je n’ai pas retrouvé sur ce point un seul bloc proprement dit, ayant une dimension de plus d’un mètre cube, comme ceux qu’on rencontre aux environs de Longuyon et de Virton. Peut-être ont-ils été enlevés depuis lors : le chemin qui mène de Launstroff à Scheuerwald est empierré, à différents endroits, avec ces quartzites. Par contre, il existe, 500 mètres à l’Ouest de Scheuerwald, à l’altitude de 390-400 mètres, une nappe alluviale avec lehm sablonneux et galets de quartz qui ne peuvent être ici un résidu de Permien ou de Grès vosgien puisqu’on se trouve sur le Muschelkalk. A ces éléments sont mélangés des morceaux de grès de Stonne de la grosseur du poing à celle de la tête, généralement mal arrondis. C’est en somme l’équivalent des gisements de Limbach et de Dôrsdorf, à cela près qu’il ne contient pas de conglomérats et naturellement pas de résidus de Muschelkalk.

La nappe alluviale disparaît 1 kilomètre à l’Ouest de Scheuerwald; à partir de là et jusqu’à la Moselle, on ne rencontre plus que des cailloux isolés. La présence d’éléments volcaniques dans le Jlehm du plateau à l'Est de Perl confirme qu’il s’agit d’un niveau de la Sarre, ou de la Sarre et de la Moselle confondues.

Dans les trois cas le seul élément qui fournisse une indication sur l’âge du niveau est le grès de Stonne. Mais on conclura à un âge différent si on le considère comme en place ou comme alluvial. En faveur de la seconde hypothèse on peut invoquer l’association à des alluvions authentiques ainsi que l’absence de gros blocs. D’autre part, on ne peut pas ne pas être frappé par ce fait que les quartzites retrouvés ne sont nulle part bien arrondis. Ils représentent un état intermédiaire entre celui d’un galet de quartz et celui d’un morceau de roche dure exposé sur place à une longue altération.

(1) Bazckeroor, C. R. À. S., 14 novembre 1929.

SCHMITTHENNER décrivant ces grès-quartzites épars sur le plateau de Briey observe qu’ils ne présentent aucun signe d’un transport fluvial un peu prolongé (1). Cette remarque s'applique aux quartzites des trois gisements étudiés. Ils sont les restes d’une formation marine ou lagunaire qui, au Miocène inférieur, avait recouvert la région sarroise en partie ou en totalité. Après la disparition de cette mer ou de ces lagunes, la plupart des dépôts furent enlevés par le ruissellement; seules demeurèrent en place, sur les hauteurs, les parties qui avaient été durcies par cimentation. Mais au cours des cycles ultérieurs, ces résidus glissèrent le long des versants et vinrent échouer dans les fonds de vallées au milieu des alluvions (?). Ainsi les grèsquartzites, déposés sur la surface oligocène, se retrouvent aujourd’hui au niveau d’une surface plus récente.

n) Comparaison avec les régions voisines. — L’impossibilité où l’on se trouve d’assigner un âge précis à la surface de 400-420 mètres d’après les seuls dépôts existant dans la région sarroise invite à chercher dans le voisinage des éléments de datation.

H. BauziG a signalé () dans l’Est du Bassin Parisien des niveaux d’érosion à des altitudes concordantes de 380-400 mètres; il les a suivis au-dessus des Côtes de Meuse et des Côtes de Moselle, depuis la percée de la Moselle à Pont-Saint-Vincent jusqu’à l'Orne et à la Chiers. H. BauziG évite d’affirmer la continuité originelle des niveaux de ces deux côtes, que sépare un intervalle d’au moins 20 kilomètres. À plus forte raison devons-nous être prudents pour les raccorder à une surface d’érosion plus éloignée. Toutefois, on ne peut pas ne pas être frappé par le fait que la côte de Muschelkalk est nivelée à la même altitude que les côtes jurassiques; entre elles la côte de Delme, où un chapeau de Bajocien a été conservé à l’altitude de 403 mètres, permet de jeter un pont : or la côte de Muschelkalk vient se fondre au Nord dans la surface de 400-420 mètres, tandis que son avancée la plus orientale s’emboîte exactement entre des éléments nivelés à la même altitude.

Le niveau de 380-400 mètres ne porte en Lorraine aucun dépôt sédimentaire, si ce n’est ces restes de nappes alluviales très appau-

(1) Scumirrmenner [52], p. 18.

(2) Cette explication vaut seulement pour les régions où les morceaux de grès ne sont pas très nombreux; mais là où ils sont extrêmement abondants et de grandes dimensions, au point d’être exploités systématiquement pour l’empierrement, comme c’est le cas près de Longuyon, c’est, à quelques mètres près, la surface aquitanienne que nous avons sous les yeux.

(8) H. Bauzic [28], p. 392.

vries que la carte géologique au 1/80.000€ confond sous le signe « P » alors qu’ils sont composés d'éléments disparates, les uns miocènes (grès de Stonne), les autres pliocènes, d’autres quaternaires.

Devant cette absence de toute couverture pouvant être rapportée à un âge précis, H. BauLiG en a été réduit à dater ce niveau par comparaison avec des régions éloignées, où on observe à la même altitude un niveau d’érosion bien daté. La méthode n’est valable que pour le cas où l'hypothèse eustatique se vérifie dans l’ensemble des régions considérées. Même avec cette réserve, on n’arrive pas à un résultat sûr, car si H. Bauzic assigne au niveau de 380 mètres un âge pliocène supérieur, il admet que ce niveau puisse être pontien (1).

Vers le Nord-Ouest et le Nord-Est, la surface de 400-420 mètres se rattache à un autre ensemble de formes : ce sont les hautes surfaces aplanies dans lesquelles sont creusées les principales vallées du Massif Schisteux Rhénan. On sait, depuis les travaux de PHiLiPpsoN, que la vallée du Rhin est enfoncée de Bingen à Bonn, dans une surface mûre qui est à 390-420 mètres près de Bingen, à 380-405 mètres au pied du Westerwald. Parcrppson l’a appelée «l’auge rhénane » (Trogregion) (?). STICKEL a divisé cette surface en deux SOus-régions : la surface d’auge (T,) plus élevée en moyenne d’une quarantaine de mètres et la terrasse d’auge (T;). A la périphérie du Massif Schisteux, l’auteur ne reconnaît qu’une seule surface nivelée qui serait, d’après lui, l'équivalent de la terrasse d’auge. Ces deux surfaces sont bien datées sur le bord du Rhin. En effet, elles tronquent le Miocène inférieur dans le Westerwald; d'autre part, elles dominent une surface plus récente recouverte d’alluvions à chailles (Xïeseloolithschotter) que MorpzioL avait pu rapporter, grâce à l’existence des mêmes chailles dans les sables à Dinotherion du Bassin de Mayence, au Pliocène inférieur. Le groupe des surfaces T, et T, se place donc au Miocène moyen et au Miocène supérieur.

Remarquons tout de suite que les surfaces d’auge de SrickeL ne sont pas exactement la même chose que les niveaux de BauLic. Sans doute il y a entre eux des ressemblances frappantes : concordance d’altitude, puisque les aplanissements sont signalés un peu partout aux environs de 400 mètres; concordance de nature, puisqu'il s’agit pour BAULIG, comme pour SrickeL, de surfaces d’érosion et de surfaces non déformées. Cette constatation du second auteur prend une valeur singulière quand on connaît les tendances des géographes

(1) H. Bauzre, Loc. cit, p. 398, note 4.

(2) A. Paizrppson [49].

allemands et quand on se rappelle quel terrain de choix a été le Massif Schisteux pour tous ceux qui veulent expliquer le relief actuel par des déformations récentes de la croûte terrestre.

A y regarder de plus près, les différences apparaissent : les niveaux d’érosion de 380-400 mètres dans le Bassin Parisien font partie d’une surface des sommets, que l’on peut reconstruire par-dessus tous les points hauts, de la Sarre à l’Ornain. La surface T, dans le Massif Schisteux est une vallée très mûre, emboîtée entre des sommets également aplanis. En second lieu, les niveaux du Bassin Parisien sont donnés comme présentant une altitude constante et faisant partie d’une « surface d’aplanissement général »; les surfaces d’auge ont la plupart du temps, nous dit-on, une pente régulière de même sens que celle des rivières actuelles. D’où une différence fondamentale dans les conclusions des deux auteurs : H. BAULIG pense que depuis le Pliocène inférieur la région orientale du Bassin Parisien est restée rigide et que son évolution morphologique a été commandée par l’abaissement du niveau marin. STICKEL, qui n’a même pas envisagé l'hypothèse eustatique, rend compte de l'altitude actuelle des surfaces aplanies par un mouvement d’ensemble de la région étudiée.

STICKEL a indiqué sommairement le prolongement de la surface d’auge de la vallée de la Moselle dans la vallée de la Sarre.

L'étude détaillée que nous venons de faire et les coupes que nous apportons justifient pleinement ce raccord. Si la reconstitution d’une surface d’érosion dans la région accidentée qui s’étend entre Saint- Wendel et Kusel est assez hasardeuse parce que cette surface, étranglée par les grandes coulées, perd le contact avec la surface d’auge qui existe, d’après SrickeL, autour de Kirn, du côté Nord-Ouest il n’est pas douteux que la surface d’Orscholz se continue jusqu’à la Moselle et même au delà de celle-ci dans le bassin de la Kyll, une des régions les plus remarquablement nivelées du Massif Schisteux Rhénan.

La même surface d’auge a été reconnue par BAECKEROOT dans le Luxembourg (1) et suivie par lui depuis le plateau de Bitburg jusqu’au confluent de la Semois. D’après lui, elle est horizontale dans la région de Trèves et en Luxembourg, gauchie seulement à sa bordure Sud-Ouest; partout elle porte des blocs de grès de Stonne en place. On serait disposé à admettre ce dernier point, d’après ce qu’on a vu de gisements analogues, autour de Longuyon. Mais BAECKEROOT conserve en même temps l’âge proposé par STickEL et il admet que

(1) G. BazckeroOT [24 bis], p. 438.

le niveau de 400-420 mètres a été achevé au Pontien (2). Or il semble que cette affirmation contredise les précédentes. En effet, si l’on considère les blocs de pierre de Stonne comme en place et caractéristiques de la surface où ils gisent, cela veut dire, semble-t-il, qu’on tient celle-ci pour antérieure aux dépôts qu’elle porte ou tout au plus contemporaine; si au contraire on considère la surface de 400 mètres comme postérieure, elle doit passer par-dessus ces résidus aquitaniens, et la surface de base de ceux-ci est déformée.

D’ailleurs l’âge proposé par SrickEL pour ses surfaces d’auge ne paraît pas pouvoir être appliqué immédiatement à notre surface de 400 mètres, d’abord parce que cet âge n’est pas certain, même pour la région rhénane, ensuite parce qu’il existe dans la construction de STICKEL UN vice grave.

Toute la datation de la terrasse d’auge repose sur ce fait qu’elle domine la terrasse à oolithe silicifiée, considérée comme pliocène supérieur. Mais les alluvions à chaiïlles ont-elles bien la valeur d’un horizon stratigraphique? Il est permis d’en douter quand on voit, d’après SrickEL lui-même, comment les choses se passent à l'Est du bassin de Neuwied. Là, dans le Vorwesterwald, les alluvions à chailles recouvrent un élément de surface T,; or, la terrasse pliocène existe en même temps à cet endroit et SrIcKEL a montré qu'elle wétait pas déformée depuis Bingen. Aussi, après avoir posé l’âge pliocène des alluvions, admet-il que, exceptionnellement, sur ce point elles sont plus anciennes (?). Hypothèse parfaitement légitime; mais l'exception compromet quelque peu sa conclusion sur l’âge des surfaces T.

Ceci ne serait rien si l’on était sûr de ne pas perdre le fil conducteur en remontant la vallée de la Moselle. Il nous semble que, malgré toutes ses précautions, STICKEL n’a pas évité de le rompre. Dans la vallée du Rhin, surface d’auge et terrasse d’auge ont toutes deux la même pente. L'auteur écrit (p. 40) : « Ces deux surfaces s’étendent à côté l’une de l’autre, avec un intervalle assez constant de 40 mètres environ. Elles montrent une pente faible et, semble-t-il, régulière vers l'aval du Rhin. »

En ce qui concerne la vallée de la Moselle, les choses sont différentes. La terrasse d’auge a une pente légère vers l'aval (p. 46), la surface

(1) « La pierre de Stonne (aquitanienne) peut être considérée comme le dépôt caractéristique de la surface de 420 mètres » (p. 442). — « Dans la partie orientale, un niveau de 400-420 mètres qui semble avoir été achevé au Pontien.. Dans la partie occidentale, la plate-forme ardennaise est constituée par la surface pontienne de 400-420 mètres » (p. 446).

(2) SricxeLz [59], p. 38.

RÉG. IND. SARROISE 9

d’auge n’a pas de pente (ibid., p. 50). Mais alors comment notre auteur peut-il écrire (p. 50) : « L’intervalle entre la surface d’auge et la terrasse d’auge est absolument et relativement le même qu’entre la surface T, et la surface T, de l’auge rhénane »? On ne comprend pas comment l'intervalle peut être le même que dans la vallée du Rhin où les deux surfaces sont parallèles alors qu'ici une surface est horizontale, l’autre inclinée.

Mais voici qui est tout à fait inadmissible. En remontant la vallée de la Moselle, on rencontrerait, d’après Sricxez, les éléments de la surface T, (la plus récente), tandis que la surface T, est conservée à l'aval, à peu près comme nous l’indiquons sur le schéma A (fig. 9) (?). Or, s’il est exact que les surfaces cycliques sont d'autant plus aplanies qu’elles sont plus anciennes, il en résulte nécessairement qu’elles sont conservées à l’amont. Il faut donc restituer à ce cycle T, (ou à un cycle plus ancien) les éléments aplanis qui encadrent la vallée de la Moselle et se prolongent sur la rive gauche de la Sarre; on pourrait alors se représenter l'allure des surfaces d’érosion depuis la Sarre jusqu’au Rhin suivant le schéma B.

Thalweg actuel

Fra 92

Cette reconstitution des hautes surfaces d’érosion nécessiterait une revision du travail de STICKEL, au moins pour la région mosellane. Cette revision n’a pas été faite. On se contente donc de suggérer cette disposition des anciens niveaux comme une hypothèse qui tient compte de faits bien établis — l'allure horizontale ou subhorizontale des surfaces d’érosion les plus anciennes à l’amont (régions sarroise et mosellane); la pente plus nette à l'aval (Rhin) — et qui permet de se représenter d’un seul coup l’évolution morphologique des régions drainées par la Moselle, la Sarre et le Rhin moyen.

La comparaison de la surface de 400-420 mètres avec les surfaces analogues existant en Lorraine et sur la rive gauche du Rhin nous

(1) La difficulté n’apparaît pas sur la carte que donne SricrkEL parce que, dans les régions marginales, en particulier en Sarre, il a affecté les surfaces d’érosion du signe T, (anciennes) bien qu’elles soient équivalentes des surfaces T, (récentes).

amène donc à la conclusion suivante : il existe au-dessus des côtes Jurassiques de Lorraine des niveaux d’érosion; parmi eux, la fréquence des points culminants aux environs de 400 mètres suggère l'existence d’un niveau à cette altitude. Mais il s’y mêle des éléments structuraux que notre carte géologique française, à cause de son échelle trop petite, ne permet pas de repérer immédiatement. D’autre part, ces niveaux disposés, comme les côtes elles-mêmes, en bandes concentriques, ne se raccordent pas dans le sens Ouest-Est. On ne peut pas, dans l’état actuel de nos connaissances, affirmer l'existence d’une surface d’érosion horizontale s'étendant sur toute la Lorraine.

Dans le Massif Schisteux Rhénan, où les couches sont fortement plissées, aucune confusion n’est possible entre les formes structurales et les niveaux d’érosion; la carte géologique détaillée fournit des indications sinon irréprochables, du moins précises et faciles à vérifier. On peut y montrer l'existence d’auges ou de niveaux atteignant 400-420 mètres à la périphérie du massif. C’est à cet ensemble que se rattachent les formes observées dans la région sarroise, la conservation d’une surface continue entre Sarre et Moselle autorisant à prolonger en direction de la Moselle et du Rhin tous les éléments nivelés reconnus autour de la dépression sarroise et au milieu d’elle. L’âge de cette surface n’est pas encore établi de façon irréprochable: il ne saurait, dans tous les cas, être plus ancien que le Miocène moyen ni plus récent que le Pliocène inférieur. Son altitude relativement élevée (250 m. au-dessus du niveau de la Sarre à Mettlach) et sa pente beaucoup plus faible que celle des vallées actuelles s’Opposent en effet à ce qu’on la considère comme en relation avec le creusement de ces dernières.

0) Hypothèse sur la genèse de la surface de 400 mètres. — Est-il possible de se représenter dans quelles conditions elle a pris naïssance ?

H. BauziG a souligné lui-même l’anomalie de niveaux d’érosion qui demeurent sensiblement à la même altitude au lieu de s'élever de laval à l’amont et plus ou moins rapidement suivant l'importance des fleuves et de leurs affluents. 11 en a conclu que l’aplanissement n'avait pu se développer avec cette perfection qu’à proximité du niveau de base marin; en conséquence, il admet qu’au Pliocène supérieur la mer occupait dans le Bassin Parisien le niveau de 280 mètres. On peut reculer jusqu’au Pontien l’âge de la surface de 400 mètres sans modifier son hypothèse, mais aussi sans faire disparaître les difficultés qu’elle soulève.

La plus grave est la difficulté qu’éprouve l'esprit à se représenter

un abaissement brusque de 400 mètres de la nappe océanique (1). Dans quels abimes soudainement ouverts sont passés les millions de kilomètres cubes d’eau qu’il faut mettre en mouvement pour obtenir cette dénivellation ?

L'hypothèse de H. BauLiG ne peut même pas s’appliquer telle quelle à notre région où le niveau d’érosion, d’altitude constante au-dessus de la côte de Muschelkalk, marque une faible pente vers le Nord à partir de Launstroff. Il serait possible à la rigueur d’intégrer la côte de Muschelkalk dans le même ensemble que les autres côtes lorraines (encore que son aplanissement à la même altitude que la côte corallienne, plus rapprochée de 80 à 100 kilomètres du rivage supposé, soit bien difficile à admettre). Mais pour la section comprise entre Sarre et Moselle le drainage se faisait non pas vers l'Ouest, mais vers le Nord, c’est-à-dire d’un côté où le niveau de base marin ne pouvait qu'être fort éloigné. Peut-on concevoir néanmoins un aplanissement étendu?

La solution peut être cherchée dans deux sens : ou bien en conservant le mode de planation normale et en transportant seulement le niveau de base plus près de la région considérée, ou bien en conservant le niveau de base marin, mais en imaginant d’autres modes d’aplanissement.

Hypothèse d'un niveau de base local. — On peut imaginer qu’un bassin intérieur existait à la fin du Miocène quelque part dans le Massif Schisteux Rhénan; ce serait par rapport à lui que la Moselle et la Sarre auraient aplani leurs auges. Une note de Emm. DE MARTONNE (?) suggère une explication de ce genre pour les pénéplaines éogènes : ne pourrait-on concevoir ce niveau de base pontien comme un lac-relicte des lagunes aquitaniennes?

Cette hypothèse part d’une supposition toute gratuite : il n’existe sur les plateaux mosellans aucun dépôt laguno-lacustre postérieur à l’Aquitanien et rien dans la topographie ne décèle son emplacement. D’autre part, si on accepte le niveau de base local, on interrompt la continuité établie par SrickeL entre l’auge mosellane et l’auge rhénane. On a vu plus haut que cette continuité n’était pas à l’abri de toute critique. On hésite tout de même à sacrifier à une hypothèse un travail, discutable dans ses détails, mais dont l’ensemble inspire confiance. Enfin, s’ilse confirmait qu’il y a au-dessus des côtes juras-

(1) Emm. DE MARTONNE, Ann. Géo., 15 mars 1929, p. 198. (2) Tbid., p. 131, note 2.

siques des niveaux d’érosion à l'altitude de 400-420 mètres, ce n’est, pas un, mais deux ou trois lacs qu’il faudrait imaginer, des lacs qui auraient eu miraculeusement la même altitude. Nous rejetons l’hypothèse du niveau de base local.

Hypothèse du niveau de base marin éloigné, — Si, au lieu de considérer le niveau de base comme fixe au cours du cycle, on le suppose en recul, on est bien plus à l’aise pour se représenter un allongement des surfaces aplanies. Un abaissement brusque du niveau de base donne le signal de la fin de l’aplanissement: un abaissement lent et continu ne l’interrompt pas : il détermine seulement une pente des surfaces nivelées vers l’aval. Or, cette pente existe entre Sarre et Moselle et probablement aussi en aval, si on restitue à la surface d’auge la plus ancienne les éléments placés par SrickeL dans la surface récente.

Mais une variation lente et continue implique que c’est le continent qui se soulève — c’est du moins ainsi que l’a conçu W. PENCK dont la théorie est au pôle opposé de l’eustatisme — et par conséquent se déforme. Cette seconde explication doit donc être écartée si on tient l'absence de déformation à la bordure sud-occidentale du Massif Schisteux pour un fait bien établi.

Reste l'hypothèse de l’aplanissement à travers le Massif Schisteux Rhénan en fonction du niveau de base marin demeuré fixe au cours du cycle. On peut se représenter la surface de 400 mètres comme due à une érosion très poussée de fleuves au débit puissant. Une pente extrêmement faible suffit à l’écoulement des eaux de la Volga : rien ne s’oppose, dans le calibre des alluvions retrouvées à Limbach et à Scheuerwald, à ce qu’on se représente ainsi une Sarre pontienne, puisque les seuls éléments qui dépassent la grosseur du poing ne sont pas roulés. Qu’on imagine ensuite, à la fin du Pontien, un changement de climat interrompant temporairement l’écoulement et la pénéplaine d’érosion fluviale à pente faible s’achèvera en plaine d’érosion désertique, sans pente générale. L'apparition des grès de Stonne en cailloux anguleux et la patine spéciale dont ils sont recouverts sont peut-être les indices d’un épisode aride au cours duquel la surface de 400 mètres aurait été parachevée.

Mais puisqu'il ne s’est produit depuis la formation de cette surface que des affaissements locaux sans mouvements d'ensemble et, dans notre région du moins, sans gauchissements, il faut bien que ce niveau de base marin ait été très élevé. Toute explication du relief qui ne reconnaît pas de déformations se heurte à la même difti-

culté,

En résumé, nous concevons cette surface de 400-420 mètres comme une surface d’érosion fluviale, née au cours d’un cycle dans lequel des rivières tributaires du Rhin ont régularisé leur profil, élargi leur vallée, et finalement nivelé le relief jusqu’à la région de leurs sources. Au cours de ce cycle, le niveau de base rhénan, sans être forcément à une altitude voisine de 400 mètres, devait être néanmoins beaucoup plus haut que le niveau actuel.

Cette surface, nous la retrouvons aujourd’hui plus ou moins disséquée, mais conservant les conditions de pente originelles. C’est dire que depuis le Pliocène inférieur il n’y a eu aucune déformation, le creusement des vallées ayant été déterminé seulement par les affaissements qui se produisaient dans la vallée du Rhin de Mayence à Cologne et par l’abaissement du niveau de base du Rhin.

Des recherches ultérieures en Lorraine pourraient amener à modifier cette interprétation. S'il était possible, à l'endroit où la Meuse s’engage dans l’Ardenne, de retrouver l’équivalent de la surface d’Orscholz, les apparences de niveau d’érosion qui ont été signalées sur ies côtes lorraines se trouveraient confirmées (1). On pourrait considérer la surface de 400 mètres en Sarre comme le prolongement d’une surface plus vaste qui se serait étendue sur toute la Lorraine, donnant ainsi son vrai sens à l'expression, assez peu correcte en ce qui concerne le relief actuel, de Plateau Lorrain. On rejoindrait ainsi l’hypothèse eustatique.