Dans le contexte géomorphologique du relief de côte qui caractérise le Bassin Parisien oriental (fig.5), la butte du Bruhlwald est une butte-témoin. Dans la notice de la carte géologique de Saint-Avold, celle-ci est désignée sous le nom de butte-témoin de Vahl-Ebersing-Maxstadt. Elle constitue un élément rémanent de la Côte de l'Infralias distante de 50 km (fig.4 et limite j1-t3 sur la fig.5), comme celle de Chemery-Landroff située au sud-ouest (voir la fiche Landroff). Ce relief particulier a été créé grâce à l'érosion : cette dernière a préservé les cuvettes synclinales et arasé les crêtes anticlinales des replis constitutifs du vaste synclinorium de Sarreguemines qui affecte la géologie de cette partie de la Lorraine (fig.5 - voir aussi le circuit des synclinaux et anticlinaux en Moselle).

Fig.4 : Position de la Côte de l'Infralias dans le paysage de relief de côte de l'est du Bassin parisien (d'ap. Hilly et Haguenauer, 1979).

Fig.5 : Plis SW-NE dans l'Est du Bassin de Paris. Axes synclinaux en pointillés rouges ; replis anticlinaux en pointillés jaunes dans le synclinorium de Sarreguemines ; site étudié = étoile rouge ; 1 à 5 : buttes-témoins et synclinaux "perchés" avec 1 : Vahl-Ebersing-Maxstadt (Bruhlwald), 2 : Chemery-Landroff, 3 : Serres , 4 : Bride, 5 : Château-Salins ;  âge des terrains en brun = socle varisque-hercynien ; en gris = Houiller (h) et Permien (r) ; en rose-violet = Trias (t) ; en bleu = Jurassique (j) ; en jaune = Tertiaire ; en blanc = Quaternaire-récent (fond de carte © BRGM-InfoTerre).

La butte-témoin de Vahl-Ebersing-Maxstadt (fig.6) se trouve très proche (moins de 10 km), en arrière du front de la Côte de Lorraine (ou du Muschelkalk - fig.3 et 4 - voir aussi la fiche Seingbouse). Elle atteste de l’extension antérieure vers l'est des formations infraliasiques avant leur démantèlement par l'érosion.

Fig.6 : Trois clichés de la butte-témoin de Vahl-Ebersing-Maxstadt (vues vers l'est depuis la plaine du Bischwald) - A : extrémité nord de la butte et le village de Lelling au pied ; B : la butte et les villages de Lixing-lès-St.-Avold et de Laling au sommet ; C : la butte et le village de Fremestroff au premier plan (crédit photos : David Cordonnier - mars 2026)

Les roches qui affleurent au niveau des buttes témoins sont essentiellement des roches cohérentes, des grès et des calcaires de la transition Trias-Jurassique appartenant au Rhétien et à l'Hettangien-Sinémurien (fig.7). Les dépressions sont occupées par les faciès argilo-marneux et évaporitiques du Keuper moyen (voir la fiche Landroff).

Fig.7 : Position des roches constitutives des buttes-témoins dans la colonne stratigraphique - chiffres = âges en millions d'années (© BRGM)

La butte-témoin de Vahl-Ebersing-Maxstadt est au cœur d'un synclinal perché qui s'intègre avec d'autres dans la structure synclinale du Landroff constituant la branche nord du synclinorium de Sarreguemines (fig.5). Un autre alignement de structures perchées comparables, réapparaît plus au sud, à hauteur de la forêt de Bride et de Château-Salins (fig.5), au nord de la vallée de la Seille, dans l'axe du synclinal de Bride, formant la branche sud du synclinorium. Dans la zone déprimée entre les deux séries de synclinaux perchés, s'étalant depuis Erstroff au NE jusqu'à Vannecourt près de Château-Salins au SO, la boutonnière anticlinale de Morhange laisse affleurer les terrains marneux du Trias supérieur (fig.8). Si ces déformations souples demeurent peu perceptibles dans le paysage, les repérages cartographiques ("V" dans les vallées) restent un recours possible pour révéler le (faible) pendage des couches et identifier ces structures (voir par exemple cet extrait de la carte géologique de Château-Salins).

Fig.8 : Coupe géologique N-S simplifiée au travers du synclinorium de Sarreguemines (emplacement de la coupe, voir fig.5)

L'origine des déformations qui affectent la couverture sédimentaire mésozoïque est détaillée en page 3 de la description du circuit des synclinaux et anticlinaux en Moselle, à laquelle on pourra se référer (voir aussi fig.8) : "Les ondulations à grand rayon et faible pendage correspondent à des ajustements de la couverture sédimentaire aux mouvements de compartiments du socle. Les failles profondes se traduisent en surface par des rides anticlinales et synclinales. Les synclinaux et anticlinaux triasiques-liasiques ne sont donc pas des plis au sens classique mais des réponses à des mouvements verticaux exercés par des panneaux profonds. Ils participent à une tectonique de revêtement." Ainsi, sous l'anticlinal de Morhange, un système de failles conjuguées serait à l'origine du soulèvement d'un dièdre de terrains paléozoïques, né des mouvements de compression varisques et ayant possiblement rejoué plus tardivement, en contexte distensif, lors du cycle alpin (fig.8 et 9).

La connaissance du socle paléozoïque, sous la couverture triasique discordante (lacune de l'étage Indusien de la base du Trias), a été révélée par les données gravimétriques, magnétiques, géophysiques et les sondages profonds issus de campagnes réalisées dans les années 2000-2010. Le bassin permo-carbonifère sarro-lorrain, marqué notamment par une forte anomalie gravimétrique négative (Debeglia, 2014), est représenté par près de 8 000 mètres de dépôts houillers plissés et faillés, surmontés de grès permiens et rhyolites interstratifiées (fig.8). Une surface d'érosion affecte également les derniers dépôts du Westphalien (WD, fig.9) ; elle serait liée à une phase de compression tardi-orogénique pendant le Westphalien D, avant une reprise de la sédimentation au Stéphanien-Permien (Izart et al., 2017). L'ensemble de la série repose sur une ride cristalline constituée de granites peut-être d'âge éo-varisque (Edel, 2008). 

Fig.9 : Coupe géologique montrant la structuration du Carbonifère dans le synclinorium de Sarreguemines d’après les profils sismiques EPLY 02, LOR09 et L83C, réalisés le long d’un transect Metz - Château-Salins (d’après Izart et al., 2017).

Remerciements

Un grand merci à Valérie Toriello (IA-IPR de SVT) pour son aide.

Bibliographie

DEBEGLIA N. (2014) - Le socle du Bassin parisien d'après les données gravimétriques, magnétiques et les sondages profonds. In : Le Bassin parisien. Un nouveau regard sur la géologie. J.P. Gély et F. Haniot dir. - Bull. Inf. Géol. Bass. Paris, Mémoire hors-série n°9, 228 p., 1 pl.

EDEL J.-B. (2008) - Structure et nature du socle anté-permien du Basssin de Paris d'après les données gravimétriques et magnétiques. Le problème de l'Anomalie Magnétique du Bassin de Paris (AMBP). Géochronique, n°105, p.17-39.

HILLY J. et HAGUENAUER B. (1979) - Lorraine, Champagne. Collection "Guides Géologiques Régionaux". Masson, Paris édit., 216 pages.

IZART A., BARBARAND J., MICHEL R., PRIVALOV V.A. (2017) - Modelling of the thermal history of the Carboniferous Lorraine Coal Basin: Consequences for coal bed methane. International Journal of Coal Geology. Elsevier 2017.