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    Plan détaillé Texte intégral Un poste avancé de la côte de MoselleL’acquisition du relief : une histoire longue et agitée Bibliographie Auteurs

    Autour des comtes de Vaudémont

    Ce livre est recensé par

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    Table des matières

    Cadre géomorphologique de la colline de Sion

    Dominique Harmand et Jacques Le Roux

    p. 19-51

    Texte intégral Un poste avancé de la côte de MoselleLe relief de côte : un paysage typique de l’est de la FranceLe relief de côtesLes buttes-témoins les plus élevées de LorraineLes percées cataclinalesUne traduction morphologique variableLa colline de Sion-Vaudémont sous tous les anglesL’acquisition du relief : une histoire longue et agitéeLes terrains constituant la butte-témoin de SionLe Calcaire à gryphées (Hettangien-Sinémurien)Les Argiles à Promicroceras (Sinémurien supérieur), le Calcaire ocreux, les Argiles à amalthées (Pliensbachien)Le Grès médioliasique (Pliensbachien supérieur)Les Schistes carton et les Marnes à septarias (Toarcien)Le minerai de fer de Lorraine ou Minette (Toarcien-Aalénien)Les Calcaires sableux et les Calcaires à entroques (Bajocien inférieur)Les Calcaires à polypiers (Bajocien inférieur)Le paysages de la butte-témoin de Sion au JurassiqueStructure géologique et morphologieLa butte de Sion au pied d’un effondrement…… au cœur d’une cuvette…… en inversion de reliefHistoire géologiqueExondation et troncature des couches jurassiquesEnfouissement de la troncature du JurassiqueSurimposition du réseau hydrographiqueSoulèvement des VosgesDégagement du relief de côtes et évolution du réseau hydrographiqueL’érosion en action sur la butte de SionLe plateau calcaireLa plaine et le piémont argileuxUn réseau hydrographique ancien réorganiséUn dégagement subordonné au creusement du Madon et de la MoselleUn dégagement rythmé par les variations climatiques du QuaternaireConclusion Bibliographie Références Auteurs

    Texte intégral

    1La « Colline inspirée » de Sion-Vaudémont rendue célèbre grâce au roman de Maurice Barrès (1913) est en réalité une butte-témoin située en avant de la côte de Moselle. Son altitude élevée, supérieure à 500 m et ses dénivellations supérieures à 200 m font de la butte de Sion un relief emblématique de la Lorraine sédimentaire qui ne peut s’expliquer qu’en la replaçant dans un cadre plus vaste, celui de l’Est du Bassin parisien et de son relief de côtes mondialement connu (fig. 1).

    Un poste avancé de la côte de Moselle

    Le relief de côte : un paysage typique de l’est de la France

    2La butte de Sion est constituée de roches sédimentaires comme tout le Bassin parisien (ou bassin de Paris) qui est en effet formé de couches déposées essentiellement par des mers successives depuis 250 millions d’années. À l’échelle du Bassin parisien, ces couches présentent une disposition « d’assiettes empilées » (fig. 2, 3) et ont une épaisseur maximale au centre, dans la Région parisienne (3500 m environ), résultat de la subsidence (= enfoncement lent de l’écorce terrestre) qui s’est effectuée au cours des temps géologiques et s’est poursuivie jusque dans la première moitié de l’ère tertiaire (Pomerol, 1974 ; Le Roux, 1999, 2000). Le rebord de ces assiettes correspond au relief de côtes typique de l’est du bassin de Paris (Lorraine et Champagne). La présentation du cadre géomorphologique de la région de Sion-Vaudémont insistera sur les particularités de ce relief de côtes. Au préalable, il est nécessaire de rappeler les caractéristiques du relief de la Lorraine sédimentaire.

    Figure 1 : Carte géologique et réseau hydrographique de la France du Nord-Est.

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    3Tout d’abord, on remarque (fig. 3) que l’est du bassin de Paris, au Trias (première période de l’ère secondaire), possède une série sédimentaire plus complète qu’au centre du bassin, et présente, au-dessus du Permien, tous les étages du Trias. À contrario, seule la dernière série du Trias, le Keuper, existe dans le centre du bassin de Paris, ce qui montre que la Lorraine a été conquise par une mer venant de l’Est avant d’atteindre le centre du bassin (Le Keuper affleure non loin de Sion, dans les vallées du Madon et de la Moselle, fig. 7). En outre, sensiblement entre la côte de Moselle et les Vosges, la structure se complique singulièrement, soulignant une sorte de replat ondulé (auquel appartient la colline de Sion) entre la cuvette centrale (bassin de Paris au sens strict) et les Vosges. Pendant toute l’histoire du bassin la cuvette centrale a d’ailleurs été séparée de l’est du bassin par le Seuil du Barrois toujours actif, que le bassin soit recouvert par les eaux ou émergé. (Le Roux, 1980, 1997, 1999, 2000, 2003, Le Roux et Harmand 2003).

    4Ensuite, il est à noter que la plus grande partie des formations géologiques de l’est du bassin de Paris s’est déposée pendant l’ère secondaire. Le Trias et le Jurassique affleurent surtout en Lorraine, tandis que le Crétacé forme l’essentiel du soubassement de la Champagne. Le substratum géologique de la butte de Sion, du Saintois et de la Côte de Moselle est, quant à lui, constitué surtout par le Jurassique inférieur (Lias) et moyen (Dogger). Les alternances de couches calcaires et argileuses déposées dans les mers de l’ère secondaire seront mises en valeur par l’érosion au Quaternaire, qui, en creusant les dépressions argileuses, sera à l’origine des côtes de l’est du bassin de Paris.

    Le relief de côtes

    5Une côte (ou cuesta) (fig. 4, 5) présente successivement d’ouest en est un plateau calcaire boisé (le revers de la côte), un talus qui porte des vergers (le front de côte), et une dépression argilo-marneuse le plus souvent en prairies (dépression dite orthoclinale).

    6Le dégagement des côtes et leur recul aboutissent également à l’individualisation de buttes-té moins, reliefs résiduels situés en avant des côtes dont celle de Sion représente le plus bel exemple.

    Figure 2 : Échelle stratigraphique internationale simplifiée. Le temps indiqué est celui du début de la période. Les termes entre parenthèses sont abandonnés, ceux en italique font référence à une échelle lithostratigraphique et non chronostratigraphique.

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    Figure 3 : Coupe géologique schématique du bassin de Parisien.

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    7La butte de Sion s’intègre donc dans un ensemble constitué de quatre formes de reliefs associés à la côte de Moselle (fig. 6). À l’ouest, le plateau calcaire boisé (traversé par l’autoroute au sud de Colombey-les-Belles) qui porte au Sud la Forêt de Saint-Amond et au Nord celle de Haye, constitue le revers de la côte de Moselle. Le talus couvert en partie de vergers (et autrefois de vignes) qui le limite vers l’Est correspond à la Côte de Moselle : il s’agit du front de côte (ou cuesta) qui, venant du sud du bassin de Paris, traverse la Lorraine du Sud au Nord, du sud de Neufchâteau à l’ouest de Thionville, et qui, au-là, infléchit son tracé vers l’ouest vers Longwy et Montmédy. Au pied du talus, s’étend une dépression argilo-marneuse de quelques kilomètres de largeur et le plus souvent couverte de prairies (la dépression est dite orthoclinale parce qu’elle est allongée perpendiculairement à la pente structurale). Dans le Saintois, celle-ci est dominée par trois reliefs résiduels détachés du plateau calcaire par l’érosion : les buttes-témoins de Sion, de Pulney et d’Anon, couronnées par les mêmes calcaires bajociens qui forment le soubassement du revers de la côte de Moselle.

    8Au pied de la butte-témoin de Sion, vers le nord et le nord-est, la dépression orthoclinale est très courte en raison des particularités structurales (voir ci-dessous). Au-delà s’étend le plateau des calcaires à gryphées. Ce dernier se relève vers l’Est et s’interrompt sur la bordure ouest de la vallée de la Moselle en formant la côte dite de l’Infra-Lias.

    9Le nord-ouest de la région est traversé par la côte de Meuse qui constitue l’une des côtes les plus marquées. La succession des côtes s’explique par l’action au cours des derniers millions d’années, de l’érosion différentielle sur une succession de couches alternativement calcaires (ou gréseuses) dures et argileuses ou marneuses tendres. Ainsi, les agents d’érosion (le ruissellement par exemple) ont creusé les couches tendres, laissant les couches dures en relief. Autour de Sion, les dénivellations entre le sommet d’une côte et le fond de la dépression sont fréquemment supérieures à 150 m le long des côtes de Moselle et de Meuse.

    10Le nom des côtes a été donné en fonction de facteurs géographiques locaux. Les deux principales côtes doivent leur nom aux deux grands cours d’eau lorrains : la Moselle et la Meuse. Cette dénomination est quelque peu paradoxale car les deux côtes de Moselle et de Meuse ne sont pas longées sur toute leur longueur par le même cours d’eau. Par exemple, la côte de Moselle, traversée par la Moselle à Neuves-Maisons, au sud de Nancy, est recoupée par le Vair, affluent de la Meuse à une vingtaine de kilomètres à l’ouest de Sion. En toute rigueur, il est préférable de parler de Côte du Dogger (= Jurassique moyen) ou du Bajocien (= nom de l’étage géologique auquel appartiennent les calcaires qui couronnent la Côte de Moselle) (Harmand, Le Roux, 2006).

    Figure 4 : Carte schématique et coupes géologiques des côtes de l’Est du bassin de Paris.

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    Figure 5 : Morphologie des côtes de l’Est du bassin de Paris.

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    Les buttes-témoins les plus élevées de Lorraine

    11En avant de la Côte de Moselle, on trouve des reliefs isolés au sommet plat et couronnés par les calcaires bajociens. Ces reliefs au nombre de 8 sont des buttes-témoins, qui jalonnent l’ancienne avancée de la Côte de Moselle vers l’est, avant la dissection du revers de la côte par les cours d’eau (fig. 7).

    12Bien que de dimensions plus réduites que celles du « Grand-Couronné » à Nancy, et bien que la vigueur du relief soit fréquemment masquée par la présence de la côte des Grès médioliasiques qui cache les perspectives, les buttes-témoins des régions de Sion et de Châtenois sont parmi les plus élevées et les plus dénivelées de Lorraine. Ainsi, la butte-témoin de Sion culmine à 540 m, tandis que plus au sud, entre l’Aroffe et le Vair, la Côte Saint-Jean, située au Nord de Dommartin-sur-Vraine, culmine à 494 m et domine la vallée de la Vraine de 180 m (fig. 6).

    Les percées cataclinales

    13Dans la région de Sion, les côtes de l’Infra-Lias, de Moselle et de Meuse sont souvent recoupées par la Moselle et la Meuse et leurs affluents : c’est le cas de la Moselle qui traverse à Flavigny la côte de l’Infra-Lias et à Neuves-Maisons celle de Moselle (fig. 6). Lorsque les cours d’eau, quittant la dépression orthoclinale, pénètrent dans les côtes plus ou moins perpendiculairement à leur tracé, elles déterminent dans le paysage une échancrure en forme d’entonnoir, dite percée cataclinale (qui va dans le sens de la pente structurale) avant de s’encaisser dans les formations calcaires plus à l’aval (fig. 5).

    14Il existe en fait deux types de percées cataclinales. Les premières sont fonctionnelles et sont localisées surtout le long de la côte de Meuse. Du sud au nord, il s’agit des percées du Vair, du Ruisseau de Ruppes et de l’Aroffe, cours d’eau tributaires de la Meuse. La côte de Moselle n’est traversée actuellement qu’aux extrémités de la région, par le Vair au sud et par la Moselle au nord, exceptée l’Ar, à Germiny. Les secondes percées cataclinales sont fossiles, (c’est-à-dire abandonnées par les cours d’eau qui les ont modelées) et sont représentées d’une part, par l’ancienne vallée de la Moselle à travers la côte de Meuse (paléopercée de Foug et Val de l’Âne) et d’autre part par les percées perchées au-dessus de la côte de Moselle à Favières, Crépey et Viterne (Bonnefont, 1975). Les percées fossiles de la Côte de Moselle se prolongent vers l’aval par des vallées sèches encaissées dans les calcaires bajociens. Percées et vallées sèches permettent de reconstituer un paléo-réseau cataclinal à travers les côtes de Moselle tributaire de la Meuse (Aroffe) ou de la Haute Moselle (Ar, Paléo-Madon) (voir ci dessous).

    Figure 6 : Carte géomorphologique du Saintois et des régions environnantes.

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    Figure 7 : Coupe géologique ouest-est de la vallée de l’Aroffe à la vallée de la Moselle au Nord de la butte-témoin de Sion-Vaudémont.

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    Une traduction morphologique variable

    15Lors de l’enfoncement du réseau hydrographique (toujours en cours actuellement) les formations argileuses sont facilement attaquées et évacuées par les processus d’érosion, tandis que les formations calcaires, plus résistantes, restent en relief. Les particularités structurales telles qu’ondulations ou failles se traduisent donc dans la morphologie en fonction des décalages verticaux qu’elles entraînent. Une de ces particularités parmi les plus spectaculaires en Lorraine est constituée par les buttes-témoins du Montsec, détachées de la côte de Meuse (Oxfordien). Leur présence s’explique par la conservation des calcaires de l’Oxfordien dans un compartiment effondré au pied de la faille de Metz, une des plus importantes de Lorraine (Harmand, Le Roux, 2006, p. 145).

    16Lorsque, lors de ce processus de dégagement des reliefs, la morphologie calque la structure géologique qui lui a donné naissance, le relief est dit conforme. C’est le cas notamment lorsque l’érosion n’a fait qu’évacuer les formations argileuses qui surmontent les calcaires, mettant à nu le bâti géologique. On peut l’observer par exemple le long du fossé de Colombey-les-Belles dont les épaulements calcaires sont parfaitement préservés sur toute sa longueur (fig. 7). Cette conservation de la structure est due à sa disposition à la base du revers de la côte de Moselle, ce qui a entraîné un dégagement tardif des reliefs.

    17Par contre, lorsque l’exposition à l’érosion est plus longue ou plus active, les épaulements calcaires peuvent être totalement éliminés. La situation s’inverse alors : les formations calcaires conservées au fond du fossé résistent à l’érosion tandis que les compartiments surélevés de part et d’autre sont activement attaqués. Le relief donne une image inverse de la structure qui est à son origine. On parle alors de relief inverse. C’est le cas, par exemple, du fossé de Gondrecourt-le-Château sur la quasi-totalité de son parcours, qui se repère par un chapelet de buttes-témoins détachées de la côte des Bars (Tithonien) (Ménillet, Gros, 1997), et du fossé de Removille qui interrompt la percée cataclinale du Vair (Le Roux, Harmand, 2007).

    La colline de Sion-Vaudémont sous tous les angles

    18À gauche, la colline de Sion-Vaudémont, au centre la colline de Pulney, à droite la côte de Moselle dont les deux buttes-témoins sont détachées.

    L’acquisition du relief : une histoire longue et agitée

    Les terrains constituant la butte-témoin de Sion

    19Bien que le principal responsable du relief de la butte de Sion soit le chapeau calcaire qui la couronne, son dégagement n’a pu se faire que grâce à un environnement lithologique et structural particulier qu’il convient de présenter pour bien comprendre le phénomène et appréhender les paysages qui constituent l’environnement de la butte. Les terrains étudiés affleurent dans un rayon de quelques kilomètres et comprennent la totalité du Lias, qui forme le soubassement tendre du relief, et l’extrême base du Dogger, qui en constitue le sommet résistant (photo 1 ; fig. 14, 15). Ils sont présents à la fois autour de la butte de Sion, où ils dessinent des auréoles irrégulières (fig. 8 à 13), mais aussi dans son sous-sol, sur plus de 200 m d’épaisseur.

    Le Calcaire à gryphées (Hettangien-Sinémurien)

    20C’est la formation qui imprime le plus son caractère aux paysages du Saintois, notamment au nord de la Butte. Résistant très bien à l’érosion, elle est responsable de la côte régionale de l’Infralias (fig. 6, 7), mais elle développe en outre son revers en surface structurale sur des kilomètres d’extension, donnant naissance à un plateau faiblement ondulé, image pratiquement exacte de la structure géologique, parfaitement visible sur les routes qui mènent à Sion lorsque l’on vient du nord (photo 1). Son action est parfaitement nette sur la coupe de la figure 7. Sur la carte géologique (fig. 17), elle n’affleure qu’aux environs de Chaouilley, mais en élargissant le champs, on la verrait constituer une auréole qui encercle la butte par l’est jusqu’au sud.

    21Constitués sur une quinzaine de mètres par une succession de lits décimétriques alternativement marneux et calcaires, elle donne des sols relativement lourds ou abondent des blocs calcaires gris bleus à noirs et les fossiles de gryphées arquées (Gryphaea arcuata) qui ont donné leur nom à la formation (photo 2).

    Les Argiles à Promicroceras (Sinémurien supérieur), le Calcaire ocreux, les Argiles à amalthées (Pliensbachien)

    22La partie inférieure du Lias est essentiellement argileuse sur 120 à 130 m d’épaisseur (fig. 14, 15). Elle est responsable de la ceinture de prairies qui entoure le pied de la butte sur une topographie vaguement ondulée au paysage verdoyant et bocager, tranchant sur la platitude et la sécheresse des surfaces structurales des Calcaires à Gryphées. 25 m au dessus de sa base (Argiles à Promicroceras) un petit niveau calcaire de quelques mètres d’épaisseur passe totalement inaperçu autour de la colline, cependant, tant au nord qu’au sud, il est à la base d’une microcuesta souvent bien individualisée. Il revêt, malgré sa faible épaisseur une grande importance géologique car il révèle une période de condensation (période d’absence ou de faible sédimentation) entre le Sinémurien (auquel appartient le Calcaire ocreux) et le Pliensbachien auxquels appartiennent les deux termes supérieurs de cette mini série : les Marnes à Zelleria nummismalis et les Calcaires à Belemnites lorsqu’il sont présents. Lorsqu’ils affleurent ces calcaires de teinte grise à rouille, se révèlent très riches en faune, notamment en ammonites, en bélemnites, et même en encrines.

    23La partie supérieure est représentée par les Marnes à Amaltheus margaritatus, ammonite relativement abondante qui lui a donné son nom. Il s’agit de marnes grises monotones dans lesquelles peuvent se rencontrer parfois de miches calcaires centimétriques ou décimétriques, parfois cloisonnées et alors minéralisées en calcite ou en pyrite, les septarias. Les Marnes à amalthées marquent le raccord entre les flancs raides de la butte et la plaine argileuse (dépression orthoclinale). C’est la première formation à s’intégrer à la base du front de la côte de Moselle et donc à la butte de Sion qui en est détachée.

    Le Grès médioliasique (Pliensbachien supérieur)

    24Bien qu’appartenant toujours au Pliensbachien dont elle ne s’individualise que progressivement par enrichissement en carbonate et en petits grains de quartz (d’où le nom de grès donnés par les anciens auteurs), cette formation mérite un traitement à part à cause de son rôle géomorphologique régional (fig. 14, 15). Constituée, contrairement à ce que son nom peut laisser supposer, essentiellement par des calcaires argileux, sur une quinzaine de mètres d’épaisseur, cette formation est nettement moins altérable que les marnes et argiles qui l’encadrent. Elle a donc tendance à se mettre en relief. Elle constitue même, avec les calcaires du Dogger, une côte double du sud de la Lorraine jusqu’au sud de la butte de Sion. Plus au nord, son rôle morphologique s’estompe, ses calcaires se chargeant en argiles et devenant plus altérables. Son action n’est réellement évidente, dans l’emprise de notre étude, qu’au nord de They-sous-Vaudemont où les Grès médioliasiques forment un promontoire servant de col entre la butte de Sion et celle de Pulney. Cependant, sur les blocs-diagrammes et les coupes (fig. 8 à 13 et 15), son rôle, combiné à celui des Schistes carton qui lui sont superposés, est suggéré par les variations de la pente notamment sur le flanc SE de la colline et plus particulièrement au Cul de Jatte.

    Les Schistes carton et les Marnes à septarias (Toarcien)

    25Au-dessus, et jusqu’à la base du talus marquant l’apparition des calcaires du Dogger, la série est constituée d’une centaine de mètres d’argiles dans laquelle on peut distinguer deux formations nettement distinctes (fig. 14).

    26À la base, les Schistes carton qui atteignent dans cette région et encore plus au sud, dans le Xaintois méridional (région de Châtenois), leur épaisseur maximale, soit plus de 20 m. Il s’agit d’argilites schisteuses litées, admettant de petits niveaux carbonatés, dont la principale caractéristique est d’être légèrement bitumineuses et pyriteuses, ce qui leur confère une couleur gris foncé à noire. Dans les années 1970, ils ont d’ailleurs fait l’objet d’une recherche qui n’a pas abouti notamment en vue d’essais de combustion in situ. La structure litée ainsi que la présence de pyrite qui s’oxyde à l’air en générant l’apparition de petits cristaux de gypse, entraînent un gonflement des argiles et provoquent des instabilités de terrain qui peuvent mettre en péril les constructions. Les glissements se produisent en général lorsque la pente du versant atteint au moins 10 % (Perrot et al., 1976, 1978). Sur le plan morphologique, les Schistes cartons sont plus résistants à l’érosion que les Marnes à septarias qui les surmontent, ils s’intègrent donc à la corniche des Grès médioliasiques, estompant son relief et en rendant l’analyse délicate.

    Figure 8 : Bloc-diagramme de la butte-témoin de Sion-Vaudémont (orientation N5° vers l’ouest).

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    Figure 9 : Bloc-diagramme de la butte-témoin de Sion-Vaudémont (orientation : N65° vers l’ouest).

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    Figure 10 : Bloc-diagramme de la butte-témoin de Sion-Vaudémont (orientation : N130° vers l’ouest).

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    Figure 11 : Bloc-diagramme de la butte-témoin de Sion-Vaudémont (orientation : N200° vers l’ouest).

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    Figure 12 : Bloc-diagramme de la butte-témoin de Sion-Vaudémont (orientation : N275° vers l’ouest).

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    Figure 13 : Bloc-diagramme de la butte-témoin de Sion-Vaudémont (orientation : N320° vers l’ouest).

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    Figure 14 : Log lithostratigraphique de la butte-témoin de Sion-Vaudémont.

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    Figure 15 : Coupes géologiques de la butte-témoin de Sion-Vaudémont.

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    27Au sommet, les Marnes à septarias, gris foncé à bleu noir sont localement riches en septarias. Elles forment la partie la plus pentue juste en dessous de la corniche calcaire.

    28Toutes ces formations, des Argiles à Promicroceras aux Marnes à Septarias, sont recouvertes d’une épaisse couverture d’altération qui détruit structures lithologique et faune, si bien qu’elles ne sont observables qu’à l’occasion de travaux importants de terrassement.

    Le minerai de fer de Lorraine ou Minette (Toarcien-Aalénien)

    29Bien qu’ayant fait l’objet de travaux de recherche et ayant été concédé à la fin du xixe siècle, le minerai de fer situé à la base de la série calcaire n’a jamais fait l’objet d’une exploitation industrielle (fig. 14, 15). D’une épaisseur pouvant atteindre une dizaine de mètres sous la colline, ce minerai est aussi appelé Minette à cause de sa faible teneur en fer dépassant rarement les 30 %, limite d’exploitabilité. La concession de Sion marque la terminaison méridionale d’une accumulation plus importante qui fut exploitée jusque dans les années 1990 dans les bassins de Longwy, Briey et Nancy (dont fait partie la butte). Il s’agit d’une accumulation lenticulaire, atteignant 60 m dans le bassin de Briey et une douzaine de mètres dans celui de Nancy. Elle est parfois absente, par exemple dans la région de Pont-à-Mousson, entre Bassins de Briey et de Nancy, elle disparaît au sud de Sion, mais réapparaît épisodiquement loin au sud, en Franche-Comté. À cheval sur le Toarcien et le Dogger (Aalénien) cette formation marque une période d’instabilité des fonds marins accompagnée de lacunes et de condensations sédimentaires qui annoncent un changement radical de la bathymétrie et de la lithologie.

    30Au sein d’une alternance de niveaux calcaires et de niveaux plus marneux, apparaissent parfois des niveaux enrichis en oolithes (petits granules sphériques formés de couches concentriques) ferrugineuses qui constituent le minerai. Ces niveaux s’organisent parfois en faisceaux d’épaisseur et d’extension variable pouvant former des couches exploitables. Les conditions de formation de ces oolithes ne sont pas clairement établies, mais il est certain qu’elles dénotent une diminution de la profondeur de la mer, une certaine agitation du milieu étant nécessaire à la formation des oolithes et à la disposition lenticulaire des sédiments. Cette tendance va d’ailleurs s’affirmer dans la série carbonatée qui surmonte le minerai. La couleur rouille du minerai en fait une roche facilement identifiable. On en trouve quelques blocs dans les murs d’enceinte du village et même dans les soubassements de la tour Brunehaut qui on été construits avec les matériaux disponibles dans l’environnement immédiat, le village et la tour étant situés à la base de la série calcaire (photos 3 et 4).

    Les Calcaires sableux et les Calcaires à entroques (Bajocien inférieur)

    31Les Calcaires sableux et les Calcaires à entroques, situés à la base du Bajocien, constituent sur une quarantaine de mètres d’épaisseur, le principal des formations dures couronnant la butte-témoin (fig. 14, 15). Les Calcaires sableux et les Calcaires à entroques sont formés tous les deux de calcaires gréseux, de calcaires coquilliers et de calcaires à entroques qui alternent avec des bancs plus argileux de moins en moins nombreux vers le sommet. Dans la partie supérieure, les Calcaires à entroques ne sont plus constitués que de débris d’organismes à squelettes calcaires, les crinoïdes (les fameuses « étoiles de Sion »), qui vivaient fixés au fond de la mer par une longue tige dont les débris, les articles, à section pentagonale ou étoilée, forment l’essentiel de la roche.

    Les Calcaires à polypiers (Bajocien inférieur)

    32Les Calcaires à polypiers couronnent partout la butte, sauf au monument Barrès. Épais de 15 à 20 m au maximum, les Calcaires à polypiers sont typiquement des formations coralliennes composées de calcaires variés, très riches en faune et notamment en coraux dont les squelettes, les polypiers, sont rassemblés en récifs dispersés à l’intérieur de la formation. Ces récifs, très résistants à l’érosion sont constitués d’amas de colonies décimétriques de calcite blanche très dure qui forment fréquemment un pavage naturel dépourvu de végétation à la surface du plateau (Croix Sainte-Marguerite, sur la Côte) où chaque colonie de polypiers est un bloc, la plupart du temps très lisse, mais qui porte parfois la trace très ténue des cloisons calcaires caractéristiques de ces organismes (photo 6).

    Figure 16 : Paléogéographie de l’Europe de l’Ouest au Callovien (-162 - 158 Ma). D’après Dercourt et al., 1993.

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    33Les quelques « étoiles de Sion » qu’on y rencontre sont généralement les plus grosses (Croix Sainte-Marguerite).

    34Tous ces calcaires sont très durs et, en conséquence, propices aux carrières dont quelques unes ont été ouvertes (mais depuis toutes refermées) sur la butte elle-même. Dans le sud de la Meurthe-et-Moselle où ils sont abondamment exploités, ils constituent pratiquement l’unique matériau de la région.

    Le paysages de la butte-témoin de Sion au Jurassique

    35Dans l’ensemble, durant le Secondaire, le climat mondial était nettement plus chaud qu’aujourd’hui. Sec et aride au Trias, il prend une connotation plus tropicale au Jurassique où il devient chaud et humide. La mer, présente sur tout le bassin de Paris depuis la base du Lias, ne laisse émerger que quelques grandes îles sur l’Ouest européen, Massifs armoricain et ardennais en ce qui concerne la France. Les Vosges n’existaient pas encore, elles apparaîtront au cours du Tertiaire (fig. 16). Au Jurassique, bassin de Paris et Bassin germanique ne font qu’un. Entre ces îles règne une mer épicontinentale semblable à la Mer du Nord actuelle. Cependant, les fluctuations des fonds marins se traduisent par une sédimentation plus argileuse lors des épisodes les plus profonds (qui ne devaient pas cependant dépasser une ou deux centaines de mètres) ou plus calcaires lors des épisodes les plus superficiels, aboutissant à l’émersion très localisée de petites îles ou à des chapelets d’îlots disséminés au gré de la présence de bancs de cal caires oolithiques ou de récifs coralliens. Le paysage devenait alors très semblable à celui de l’actuel archipel des Bahamas qui sert toujours de modèle pour la sédimentation des grandes formations carbonatées du Dogger et de l’Oxfordien constituant les côtes de Moselle et de Meuse (photo 8).

    Figure 17 : Carté géologique de la butte-témoin de Sion et plan de position des coupes géologiques.

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    Structure géologique et morphologie

    36La structure géologique est loin d’être aussi simple que celle décrite précédemment dans les généralités sur le bassin de Paris. Bien que participant à l’abaissement général des couches vers le centre du bassin de Paris, des particularités locales importantes perturbent fortement la structure monoclinale.

    La butte de Sion au pied d’un effondrement…

    37La carte géologique (fig. 17) montre distinctement que certains terrains ne sont pas en contact normal. Ils sont décalés par deux systèmes de cassures.

    • l’un est-ouest au nord de la colline (faille de Praye) enfonce les terrains vers le sud, faisant disparaître localement le Calcaire ocreux et mettant directement en contact les Argiles à Promicroceras et les Argiles à Amalthées ;

    • l’autre nord-ouest/sud-est (faille d’Eulmont) sépare la butte de Sion-Vaudémont de celle de Pulney et fait disparaître le Grès médioliasique en enfonçant le compartiment sud-ouest.

    … au cœur d’une cuvette…

    38Les couches sont en outre affectées de déformations souples qui sont représentées sur la figure 18 par les isohypses (courbes de niveau) du toit (sommet) du Calcaire ocreux. Cette carte se lit comme une carte topographique ; simplement, les courbes de niveau d’une surface de formation géologique se rapportent à un repère géologique situé la plupart du temps sous la surface du sol.

    39On peut y lire, qu’entre les deux failles, les terrains forment une dépression en forme de cuvette centrée sur Saxon-Sion, dont la dénivelée est de l’ordre de 100 m vers le Sud en direction de Gugney, et de 50 m vers le Nord, jusqu’au pied de la faille de Praye.

    40On peut y lire aussi le rejet (décalage vertical) des failles, qui atteint 100 m le long de la faille de Praye, juste au nord de la butte et le long de la faille d’Eulmont, à hauteur de Gugney.

    41La différence d’altitude entre le point le plus bas de la cuvette (Saxon-Sion) et le plus élevé, au nord de la faille de Praye, atteint donc près de 150 m.

    42Ces déformations et décalages sont parfaitement visibles sur les coupes et blocs-diagrammes des figures 15 et 19.

    43Cette structure s’intègre au cœur d’une zone complexe, spécifique à la Lorraine centrale, celle des dômes et cuvettes du Saintois-Lunévillois (Le Roux, 2003, 2006), dans laquelle les pendages ne sont plus influencés par la cuvette centrale du bassin de Paris.

    … en inversion de relief

    44C’est à cette position, effondrée au pied d’une faille, que la butte de Sion-Vaudémont doit d’avoir été protégée de l’érosion. En effet, lors de l’enfoncement du réseau hydrographique, les formations argileuses sont facilement attaquées et évacuées par les processus d’érosion, tandis que les formations calcaires, plus résistantes, restent en relief. Autour de la butte-témoin de Sion, la série sédimentaire plus élevée topographiquement a été totalement érodée jusqu’au Calcaire à gryphées, entraînant un recul de la côte du Dogger vers l’Ouest et le Nord. Dans les parties effondrées, l’érosion n’a pu attaquer que tardivement les calcaires et les marnes, laissant ainsi subsister en relief des témoins de la série sédimentaire qui jadis recouvrait toute la région.

    45La butte-témoin de Sion qui correspond à un relief élevé se localise donc dans une cuvette structurale. Le relief donne ainsi une image inverse de la structure qui est à son origine. La butte-témoin de Sion représente donc un magnifique exemple de relief inverse (fig. 21).

    Histoire géologique

    Exondation et troncature des couches jurassiques

    46Dans la région de Sion comme dans toute la Lorraine, l’évolution géologique post-jurassique était mal connue jusqu’à la fin du xxe siècle, en raison de la rareté, voire de l’absence des formations d’âge crétacé et tertiaire. En effet, les seules couches sédimentaires datées du Crétacé (Valanginien à Albien) n’affleurent que dans la partie occidentale du département de la Meuse. Plusieurs travaux récents (Le Roux et Harmand, 2003 ; Quesnel et al., 2003) permettent aujourd’hui de retracer les grandes étapes de l’évolution géologique de la Lorraine depuis les débuts du Crétacé.

    Figure 18 : Carte structurale de la butte-témoin de Sion : courbes de niveau du sommet du Calcaire ocreux.

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    Figure 19 : Bloc-diagramme de la butte-témoin de Sion avec formations géologiques.

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    47Dans la région de Sion, en l’absence de couches sédimentaires post-jurassiques, l’élément le plus ancien du paysage est la surface d’érosion qui tronque les couches dures au sommet des côtes de Moselle et de Meuse. Ce plateau d’érosion situé entre 400 et 500 m d’altitude, qui atteint même 540 m au sommet de la butte-témoin de Sion, se raccorde à la vaste surface d’érosion dite des 400 m qui existe non seulement en Lorraine mais également en Allemagne, au Luxembourg et en Belgique sur la bordure orientale du bassin de Paris.

    48Cette surface, autrefois considérée comme tertiaire (Tricart, 1952), est jalonnée sur les plateaux triasiques et jurassiques de Lorraine et de Champagne, de restes de cuirasses ferrugineuses (ferricrètes) in situ (Borne de Fer) ou remaniés dans le karst. L’élément le plus significatif est sans conteste la Borne de Fer, ferricrète située à 450 m d’altitude dans la Lorraine du Nord (Pays-Haut) et datée par paléomagnétisme du Barrémien (120 millions d’années, Théveniaut et al., 2002). La Borne de fer indique donc une extension vers l’est des faciès wealdiens (dépôts crétacés continentaux) mis en évidence au sud de l’Ardenne, et prouve une érosion importante des terrains jurassiques dès le Crétacé inférieur.

    Enfouissement de la troncature du Jurassique

    49En effet, plusieurs indices montrent en outre que les terrains triasiques et jurassiques de la Lorraine tronqués par la surface wealdienne ont été fossilisés par une couverture discordante d’âge crétacé (Le Roux et Harmand, 2003). D’une part, des sédiments crétacés affleurent dans les régions entourant la Lorraine : Craie ou silex résiduels en Champagne, en Bourgogne et en Ardenne. Il est à noter que les affleurements les plus orientaux du Crétacé supérieur (les Sables verts cénomaniens) affleurent en Argonne, aux limites occidentales de la Lorraine. D’autre part, les reconstitutions paléogéographiques indiquent que la Lorraine a très probablement été atteinte par les transgressions marines du Crétacé supérieur qui correspondent à un haut niveau eustatique (l’eustatisme étudie les variations du niveau des mers). En outre, dans le bassin de Paris, la subsidence maximale se situait dans le sud-ouest de la Champagne au Crétacé supérieur (environ 400 m). Cette épaisseur importante permet donc d’envisager une extension de la Mer de la Craie en Lorraine au Crétacé supérieur. Enfin, les études de paléothermicité effectuées sur les couches du Carbonifère à Gironville dans la région de Commercy, et surtout sur le Callovo-Oxfordien à Cirfontaines-en-Barrois (Haute Marne) indiquent que ces couches carbonifères ou jurassiques ont été enfouies à une profondeur importante sous une couverture plus épaisse que celle du Jurassique. Ce qui suggère qu’une couverture de Crétacé a recouvert la Lorraine sur environ 150-200 m à Cirfontaines-en-Barrois.

    50Par conséquent, la surface sommitale située au sommet des côtes de Lorraine correspond essentiellement à la surface infra-crétacée exhumée, c’est-à-dire dégagée de sa couverture sédimentaire post-jurassique. L’existence d’une couverture sédimentaire discordante, d’âge crétacé permet aussi d’expliquer l’installation du réseau hydrographique de l’Est du bassin de Paris, réseau orienté du sud vers le nord (fig. 22).

    51Ces cours d’eau subméridiens tributaires de la Mer du Nord et qui aujourd’hui traversent le Massif schisteux rhénan (Meuse, Moselle) n’ont pu naître que sur les rivages régressifs de la Mer de la Craie qui se retirait en direction du nord. Ces cours d’eau constituaient ainsi un réseau conséquent à l’image du modèle conçu par Davis dans les régions situées entre les Appalaches et le Golfe du Mexique (Davis, 1895). En effet, c’est seulement au Crétacé et au début du Paléogène que l’Ardenne et le Massif schisteux rhénan constituaient une région basse, permettant ainsi l’installation d’un réseau hydrographique drainé vers le nord (Meuse) et vers le nord-est (Moselle, Sarre). D’ailleurs, la genèse du réseau hydrographique de la Lorraine n’a pu s’effectuer postérieurement, dans la mesure où les transgressions tertiaires n’ont pas atteint la Lorraine, à la différence du centre du bassin de Paris. Dans cette région, les cours d’eau, orientés vers l’ouest, en direction de la Manche, se sont installés postérieurement lors des régressions des mers tertiaires, surtout à la fin du Stampien (Sables de Fontainebleau).

    Surimposition du réseau hydrographique

    52Dans l’est du bassin de Paris, le déblaiement du Crétacé s’est effectué vraisemblablement dès le début du Tertiaire, notamment durant les périodes d’altération chaudes et humides qui ont prévalu jusqu’à l’Éocène supérieur. Le déblaiement de la Craie a permis l’exhumation de la surface infra-crétacée qui a été regradée (retouchée) jusqu’à la fin du Tertiaire, âge présumé de l’encaissement des cours d’eau. Dans la région de Sion, comme ailleurs en Lorraine, il est difficile de chiffrer l’abaissement de la topographie initiale. Il est probable que, dans la région de Sion, quelques dizaines de mètres de terrains au maximum ont été enlevés depuis l’exhumation de la couverture jurassique au Tertiaire et au Quaternaire.

    Figure 20 : Bloc-diagramme de la butte-témoin de Sion : relation entre la structure et la morphologie.

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    Figure 21 : Coupes géologiques montrant le rôle des failles dans l’apparition des buttes-témoin lors du dégagement du relief de côtes.

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    53Après avoir contribué à évacuer les sédiments de la couverture crétacée, les cours d’eau se sont encaissés sur place, indifférents à la structure des couches du Trias et du Jurassique. Les seules modifications sont dues aux captures régionales, comme celles de la Moselle ou locales, comme celle du Madon (voir ci-dessous).

    Soulèvement des Vosges

    54La régularité de la surface infracrétacée, ainsi que les coupes indiquent que la Lorraine sédimentaire est déjà largement structurée à la fin du Crétacé. Les principaux mouvements tectoniques du Tertiaire concernent essentiellement le soulèvement des bordures paléozoïques, notamment des Vosges (visibles depuis la butte de Sion) à partir de l’Éocène supérieur et au Plio-Quaternaire. La voussure de la Vôge aurait constitué, quant à elle, une zone en extension oligo-pliocène contemporaine du soulèvement des Vosges.

    Dégagement du relief de côtes et évolution du réseau hydrographique

    L’érosion en action sur la butte de Sion

    55Les processus d’érosion sont différents selon que l’on s’adresse à des formations calcaires ou à des ensembles argilo-marneux qui constituent à eux deux la totalité de l’environnement lithologique de la butte de Sion. Le point commun de tous ces processus est que leur résultat est évacué par le réseau hydrographique, par l’intermédiaire des sources puis des ruisseaux. Ainsi, tout autour de la butte rayonne un ensemble de ruisseaux, appartenant tous au bassin versant de la Moselle, qui évacuent les produits de l’altération et de l’érosion des formations géologiques et sont donc directement responsables de l’évolution des paysages au cours du temps. Au NW le Maillot, le Tabourin et le Volgé sont des affluents du Brénon, lui-même affluent du Madon qui se jette dans la Moselle à Pont-Saint-Vincent (fig. 6). Au SE le Beaulong (entre les buttes de Sion et de Pulney), le Mirabée, le Bassenot et le Cornapré se jettent directement dans le Madon (fig. 6).

    56Il est donc important, pour bien appréhender la genèse de la butte de Sion-Vaudémont, non seulement de cerner les phénomènes physiques qui attaquent le relief, mais aussi de les relier à l’évolution régionale du réseau hydrographique.

    Le plateau calcaire

    57Les calcaires sont attaqués par l’eau de pluie ou de fonte des neiges qui se charge en carbonate de calcium avant de s’infiltrer dans le sol, puis de circuler dans les fractures et fissures de la roche. Cette circulation d’eau souterraine dite karstique (qui circule dans un karst) peut provoquer localement l’élargissement des conduits dans lesquels elles circule jusqu’à former des véritables rivières souterraines. En Lorraine il existe peu de réseaux karstiques visitables : citons le réseau du Rupt-du-Puits à Robert-Espagne, près de Bar-le-Duc, le plus connu et le plus développé (Jaillet, 2000) et, plus près de nous, celui de l’Aroffe à Harmonville (fig. 6) qui offre un regard sur une capture de l’eau du bassin versant de la Meuse (l’eau de l’Aroffe), redirigée par voie souterraine vers le bassin de la Moselle, où elle resurgit à Pierre-la-Treiche.

    58Le plateau de la butte de Sion ne possède pas de tel réseau et, malgré le pavage rocheux que révèlent certaines prairies calcaires, aucune structure de dissolution importante (doline, gouffre) ne s’y rencontre. Le Trou des Fées, de même que les fissures observables sur les abrupts du Saut de la Pucelle (fig. 17) sont des diaclases qui s’ouvrent en bordure du plateau en raison de la décompression des calcaires en conditions superficielles, du fluage des marnes toarciennes et du fauchage des calcaires bajociens qui les surmontent. Ces fractures favorisent cependant une circulation karstique révélée par un chapelet de sources tout autour de la colline, qui alimentent en particulier les ruisseaux du Tabourin et de Volgé (fig. 6).

    59L’attaque des calcaires par voie météorique reste cependant modérée, puisqu’ils restent en relief. Elle a pu être évaluée à 10 ou 20 m maximum d’abaissement des plateaux pendant les deux derniers millions d’années (Le Roux, in Cojan et al., 2007).

    La plaine et le piémont argileux

    60La base du front de côte et la plaine environnante, jusqu’aux Calcaires à gryphées (fig. 15) sont constituées de roches imperméables. L’attaque météorique y est donc différente. L’eau ne ruisselle que rarement en surface, sauf en cas de très fortes précipitations. Elle s’infiltre dans le sol sur quelques décimètres avant de rencontrer le substrat imperméable, sur lequel elle s’écoule en ruissellement hypodermique avant de rejoindre les ruisseaux. Pendant ce trajet souterrain elle se charge en colloïdes qui englobent des particules argileuses arrachées à une roche mère déstructurée par l’action biologique du sol. L’eau prend une couleur ocre-rouge caractéristique qui teinte tout le réseau hydrographique en période fortement pluvieuse. C’est par cette voie que s’érodent les plaines argileuses et les talus des buttes, de manière très efficace puisque, répétons-le, les calcaires sont restés en relief pendant le dégagement du relief de côtes.

    61À ce mécanisme principal d’évacuation des argiles, quasiment invisible, se superposent des mouvements de terrain qui participent au façonnement des versants en perpétuelle recherche de leur profil d’équilibre. Ces mouvements sont provoqués par les différences de saturation en eau des assises argileuses et de leur couverture d’altération, sur les versants à fortes pentes, notamment sur les fronts de côtes.

    62D’une part, des mouvements lents, parfois séculaires, de reptation ou fluage qui entraînent la partie superficielle du sol. Ils passent la plupart du temps inaperçus, mais peuvent provoquer des moutonnements à la surface du sol ou encore des anomalies de croissance de la végétation arbustive. Les troncs prennent une forme arquée, la convexité orientée vers le bas de la pente, les racines ancrées dans une roche stable, la base du tronc entraîné vers le bas par la reptation, et le sommet vers la verticale dans la recherche de la lumière (photo 9).

    63D’autre part, des mouvements rapides de quelques jours à quelques années, pouvant provoquer des dégâts importants, sous forme de glissements en masse. C’est le cas tout le long des fortes pentes du front de la côte de Moselle au niveau des Marnes à septarias et des Schistes carton. Les désordres y sont fréquents, provoqués notamment par la structure feuilletée et la fâcheuse propension des Schistes cartons au gonflement quand ils sont humidifiés. Un spectaculaire exemple de ce façonnement de versant est visible au lieu-dit la Vignotte au nord de They-sous-Vaudémont (photo 10). Les cicatrices d’arrachement, les loupes de glissement et les bourrelets frontaux y sont parfaitement visibles depuis le bord de la D 56b. Un autre exemple, quoique moins spectaculaire, nous est fourni au lieu-dit Meusey (fig. 11).

    Un réseau hydrographique ancien réorganisé

    64Le Quaternaire est marqué en Lorraine sédimentaire par le creusement des vallées, ainsi que par le dégagement et le recul des côtes. Cette évolution continentale s’accompagne d’une hiérarchisation du réseau hydrographique, marquée par des phénomènes de captures. Les traces d’une réorganisation du drainage sont visibles dans la région de Sion, le long de la côte de Moselle traversée autrefois par des cours d’eau cataclinaux (voir ci-dessus, fig. 6).

    65Le démantèlement de cet ancien réseau cataclinal est dû à deux facteurs. D’une part les anciens cours d’eau ont été soutirés par le karst, comme c’est le cas pour l’Aroffe et l’Ar qui se perdent actuellement dans les calcaires bajociens, respectivement entre Gémoville et Aroffe, pour l’Aroffe, et à Thuilley-aux-Groseilles pour l’Ar. Actuellement, les eaux souterraines canalisées le long des failles du fossé de Colombey-les-Belles dans le cas de l’Aroffe, ressortent en bordure de la vallée de la Moselle à Sexey-aux-Forges et à Pierre-la-Treiche (Thillay, 1979 ; Le Roux et Salado, 1980).

    66D’autre part, les anciens cours d’eau cataclinaux ont été décapités lors du creusement de la dépression du Saintois. L’exemple le plus révélateur est celui du Val de Viterne et de la vallée sèche à méandres encaissés située entre Viterne et Sexey-aux-Forges, méandres modelés autrefois par le Paléo-Madon. Les dimensions des méandres encaissés de la vallée de Viterne indiquent que seul un cours d’eau de l’importance du Madon a pu modeler la vallée fossile.

    67Les autres cours d’eau qui draînaient le Val de Prêtre et le Val de Crépey, ainsi que l’Ar ont été tronçonnés en tête de bassins versants par les affluents du Madon ou du Brénon. Ainsi, lorsque le Saintois était drainé par des cours d’eau cataclinaux en direction de la Meuse, la butte de Sion se situait à la limite des bassins versants de la Meuse et du Paléo-Madon.

    Un dégagement subordonné au creusement du Madon et de la Moselle

    68La mise en valeur du relief de côte par creusement des dépressions argileuses s’est effectuée à partir des cours d’eau principaux qui représentant les niveaux de base régionaux à partir desquels s’effectue le creusement. La reconstitution des étapes du creusement est possible grâce aux terrasses alluviales qui subsistent à l’est et au nord de Sion, en bordure de la Moselle et du Madon. Ces deux vallées, comme dans la plupart des vallées de la zone tempérée, présentent un système de terrasses étagées (fig. 23). Une terrasse alluviale comporte généralement un replat correspondant à un vestige d’une ancienne vallée alluviale plus ou moins bien conservée. Cette terrasse est bordée vers la vallée par un talus raide témoignant d’un recreusement de l’ancienne vallée par le cours d’eau.

    Figure 22 : Évolution géologique de l’est du bassin de Paris depuis la fin du Jurassique.

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    Figure 23 : Évolution quaternaire du creusement des vallées de la Moselle et du Madon à l’Est de la butte-témoin de Sion.

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    69La comparaison entre les systèmes des terrasses de la Moselle et du Madon montre deux différences essentielles. Tout d’abord, le système des terrasses de la Moselle est plus complet et est constitué de basses terrasses (les plus récentes), de moyennes terrasses et de hautes terrasses (les plus anciennes) qui s’élèvent jusqu’à 145 m au-dessus du fond de vallée actuel [Ces terrasses sont distinguées en fonction de l’altitude relative, c’est-à-dire en fonction de la dénivellation entre la terrasse considérée et le fond de vallée. Elles permettent de réaliser une datation relative des différentes phases de creusement et de remblaiement alluvial].

    70En revanche, dans la vallée du Madon, il n’y a que des basses et des moyennes terrasses qui ne s’élèvent pas au-dessus de 60 m d’altitude relative.

    71La seconde différence concerne la nature lithologique et minéralogique des alluvions. Le long de la vallée de la Moselle, les alluvions, constituées de sables et de galets siliceux, sont issues des Vosges. Leur composition pétrographique et minéralogique montre que celles-ci sont issus du socle vosgien (présence de galets de granite et de sables contenant du grenat et de la hornblende) ou des grès et conglomérats du Trias (galets de quartz et de quartzite ; sables contenant de la tourmaline et du zircon). Le long du Madon, les formations alluviales, plus réduites en surface et en épaisseur, sont constituées de limons riches en concrétions ferrugineuses, associées ou recouvrant des alluvions plus grossières à galets de Calcaire à gryphées et de sables issus des grès rhétiens ou des Grès à roseaux du Keuper (Allouc, 1977).

    72L’existence de terrasses plus nombreuses et plus anciennes le long de la vallée de la Moselle s’explique par plusieurs facteurs. D’une part, les terrasses les plus anciennes de la Moselle sont conservées au sommet de la côte des Calcaires à gryphées, relativement résistants à l’érosion. À l’opposé, les terrasses les plus anciennes du Madon qui se localisaient sur les argiles et les marnes du Lias n’ont pu être conservées en raison de la fragilité du substratum à l’égard de l’érosion mécanique. D’autre part, les alluvions du Madon moins épaisses et constituées en partie de limon ont été rapidement érodées. En revanche, les alluvions anciennes de la Moselle qui atteignent plusieurs mètres d’épaisseur ont résisté aux alternances climatiques. Elles ont même protégé les Argiles à Amaltées dans la région de Flavigny/Moselle, si bien qu’elles affleurent en inversion de relief en limite des bassins versants de la Moselle et du Madon.

    73Le dispositif de terrasses étagées est le résultat des alternances de creusement et d’alluvionnement qui s’effectuent pendant les variations climatiques du Quaternaire*. Une meilleure connaissance régionale des systèmes alluviaux des vallées de l’Est du bassin de Paris et une datation des terrasses permettra ainsi de mieux préciser la chronologie du creusement de la dépression argileuse du Lias dans la région de Sion.

    74Le Quaternaire est formé par des alternances glaciations – interglaciaires qui ont une cyclicité d’environ 100 000 ans depuis 90 000, et de 41 000 ans pour les périodes antérieures (Bridgland et al., 2009). Le début du Quaternaire est placé à 2,6 millions d’années par les quaternaristes européens (Colloque Museum, 2006). Toutefois, à l’intérieur d’une grande période froide se succèdent des stades froids et des périodes plus tempérées appelées autrefois les interstades. Actuellement, les Quaternaristes utilisent les stades isotopiques marins pour évoquer les paléo-environnements froids ou tempérés du Quaternaire (Shackleton, 1987). Les stades isotopiques pairs (bas niveaux marins) correspondent aux glaciations, les stades isotopiques impairs (hauts niveaux marins) correspondent aux interglaciaires (sauf pour le Weichsélien découpé en 2 stades froids et 2 stades tempérés).

    Un dégagement rythmé par les variations climatiques du Quaternaire

    75Dans le bassin de Paris, les rivières déposent leurs alluvions pendant les périodes froides du Quaternaire (Antoine, 1993). Pendant ces phases froides (= glaciations), les glaciers vosgiens fournissent de nombreux débris à la Moselle qui sont transportés en aval par le cours d’eau jusque dans la vallée de la Meuse. Au Nord d’Épinal et dans le bassin du Madon et de la Meuse, les rivières évoluent dans un environnement périglaciaire, analogue à celui du Nord de la Sibérie actuelle ou du Nord du Canada. La fourniture de débris rocheux issus des formations calcaires ou gréseuses qui affleurent sur les versants est due à la cryoclastie, c’est-à-dire aux processus de fragmentation de la roche en raison des alternances de gel et de dégel (Harmand, 2004). La faible épaisseur de ces formations explique dans une large mesure l’épaisseur réduite des alluvions du Madon.

    76Pendant les phases tempérées (= interglaciaires), les versants sont protégés par la végétation et ne livrent que des débris fins aux cours d’eau qui ne déposent donc que des limons, comme à l’époque actuelle. C’est ainsi que les alluvions grossières sont recouvertes par des limons de débordement.

    77La vallée est, quant à elle, recreusée au début de la période froide suivante (Antoine, 1993). En effet, les rivières ont des débits plus élevés lors de la fonte des neiges (régime fluvial de type nival) et peuvent éroder leur lit grâce aux abrasifs que constituent les débris rocheux les plus volumineux livrés par les glaciers vosgiens en amont ou par les versants en voie de dénudation en aval. Les fréquentes alternances de périodes froides et de périodes tempérées du Quaternaire, expliquent ainsi l’étagement des terrasses alluviales sur les versants de la Moselle et du Madon.

    78La chronologie du creusement des vallées et de la dépression argileuse du Saintois peut être, quant à elle, précisée grâce à trois types d’éléments : l’âge de la capture de la Moselle datée aux Pays-Bas et à Pierre-la-Treiche, les raccords effectués entre les terrasses du bassin supérieur de la Moselle antérieures à la capture et les alluvions datées aux Pays-Bas, et enfin l’âge absolu des alluvions des basses terrasses du bassin de la Moselle.

    79Les données les plus précises concernent l’âge absolu des alluvions des basses terrasses de la vallée de la Meurthe datées par luminescence stimulée optiquement (OSL) au Liebnitz Institute de Hanovre. Les échantillons de sables provenant des terrasses de +10 m et de +20 m ont été datés respectivement de 86,1+/-6 ka à 49,5 +/-3,5 ka et à 150+/-15 ka, 154+/-12 k a et 163+/-15 ka par la méthode Multiple Aliquot Additive Dose (Cordier et al., 2005). Les alluvions de la terrasse de +10 m sont contemporaines de la « dernière glaciation » (Würm ou Weichsélien), tandis que les alluvions de la terrasse de +20 m se sont déposées à la fin de « l’avant-dernière glaciation » (Riss ou Saalien), lors du stade isotopique 6.

    80Les alluvions de la terrasse +30 m sont, quant à elles, antérieures à la capture de la Haute Moselle datée vers 270 à 250 ka (Pissart et al., 1997 ; Losson, 2003). Elles seraient donc contemporaines du stade isotopique marin 8.

    81Les terrasses plus anciennes, antérieures à la capture de la Haute Moselle (Harmand, 1992 ; Harmand et al., 1995), se raccordent avec celles de la vallée de la Meuse, mais en raison de la discontinuité des terrasses et du manque de datations en France et en Belgique, la chronologie de ces terrasses est incertaine. Dans le bassin de la Meurthe-Moselle, les terrasses de +60 m et de +80 m se situeraient respectivement dans les stades isotopiques 12 (Elstérien, >400 000 ans) et 16 (Cromérien, >600 000 ans ; Cordier et al., 2009). Il est très probable que ces terrasses sont plus anciennes dans le paléobassin de la Meuse puisque le creusement de la Meuse à travers l’Ardenne a été entravé, la prédisposant aux captures (Pissart et al., 1997). Ces derniers auteurs avaient rattaché à titre d’hypothèse de travail les deux terrasses de +60m et de +80m à 700 000 ans et à plus de 1 millions d’années. D’après la même étude les terrasses de +120 m et de +145 m de la Haute Moselle pourraient remonter à 1,4 et à 1,9 million d’années.

    82Si ces datations étaient confirmées, le creusement de la dépression du Saintois et le dégagement de la côte de Moselle apparaît comme essentiellement d’âge quaternaire. Le taux d’incision moyen calculé à partir de la haute terrasse de la Moselle de +145 m s’élèverait à 7 cm/1000 ans antérieurement à la capture de la haute Moselle, le taux d’incision postérieur à la capture de la Moselle est près de 2 fois plus élevé, s’élevant à 12 cm pour 1000 ans. Une partie de ce taux paraît être imputable au soulèvement épirogénique qui affecte la croûte continentale (Bridgland et al., 2009). Le recul de la côte de Moselle a toutefois été limité à 1 ou à 2 km depuis le début du Quaternaire (Le Roux et Harmand, 1998, 2000).

    Conclusion

    83L’originalité du relief de côte autour de Sion et l’existence de la butte-témoin s’expliquent par trois facteurs : les particularités morphostructurales (la présence d’une cuvette structurale abaissée par faille) à l’emplacement de la « Colline inspirée »), le rôle fondamental de la surface infra-crétacée (plus ou moins retouchée par l’érosion au cours du Tertiaire) à partir de laquelle s’est réalisée le dégagement du relief actuel, ainsi que les alternances climatiques du Quaternaire agressives vis à vis des couches argilo-marneuses qui ont été mises en creux par rapport aux calcaires bajociens qui arment la côte de Moselle et la butte-témoin de Sion.

    Photo 1 : De gauche à droite, la colline de Sion, la colline de Pulney, la Côte de Moselle (depuis la D5, entre Laloeuf et Ognéville).

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    Photo 2 : Gryphées.

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    Photo 3 : Blocs de Minette (Aalenien).

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    Photo 4 : Bloc de Minette.

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    Photo 5 : Crinoïdes des Calcaires à entroques (Bajocien inférieur).

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    Photo 6 : Calcaire à polypiens (Bajocien inférieur).

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    Photo 7 : Abrupts dans les calcaires à polypiens.

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    Photo 8 : Les Bahamas : un paysage possible au Jurassique. Des îlots émergent d’une mer chaude et peu profonde dans laquelle se dessinent des dunes hydrauliques sous-marines oolithiques ou biodétritiques (en blanc), admettant entr’elles des chenaux (en bleu foncé). Plus au large, des ombres sur le fond laissent deviner la présence de récifs coralliens (polypiers), alguaires ou bactériens (stromatolithes). Cliché Christopher Kendall (strata.geol.sc.edu).

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    Photo 9 : Paysage ou secteur argileux du pied de côte.

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    Photo 10 : Loupe de glissement dans les schistes cartons (lieu-dit la Vignotte).

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    Photo 11 : Loupe de glissement dans les schistes cartons (lieu-dit Meusey).

    Image 10000000000002080000018C10AB7333BAEA4B7B.jpg

    Bibliographie

    Références

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    Auteurs

    Dominique Harmand

    Professeur de Géographie - CERPA - Université Nancy 2

    Jacques Le Roux

    Professeur de Géologie - Université Nancy 1

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    Harmand, D., & Le Roux, J. (2011). Cadre géomorphologique de la colline de Sion. In G. Giuliato (éd.), Autour des comtes de Vaudémont (1‑). Éditions de l’Université de Lorraine. https://doi.org/10.4000/13nsb
    Harmand, Dominique, et Jacques Le Roux. « Cadre géomorphologique de la colline de Sion ». In Autour des comtes de Vaudémont, édité par Gérard Giuliato. Nancy: Éditions de l’Université de Lorraine, 2011. https://doi.org/10.4000/13nsb.
    Harmand, Dominique, et Jacques Le Roux. « Cadre géomorphologique de la colline de Sion ». Autour des comtes de Vaudémont, édité par Gérard Giuliato, Éditions de l’Université de Lorraine, 2011, https://doi.org/10.4000/13nsb.

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    Format

    Giuliato, G. (éd.). (2011). Autour des comtes de Vaudémont (1‑). Éditions de l’Université de Lorraine. https://doi.org/10.4000/13ock
    Giuliato, Gérard, éd. Autour des comtes de Vaudémont. Nancy: Éditions de l’Université de Lorraine, 2011. https://doi.org/10.4000/13ock.
    Giuliato, Gérard, éditeur. Autour des comtes de Vaudémont. Éditions de l’Université de Lorraine, 2011, https://doi.org/10.4000/13ock.
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