Panorama sur la cuvette de Dieulouard et lecture de paysage depuis Sainte-Geneviève

La ville de Dieulouard est établie sur la rive gauche de la Moselle en amont de Pont-à-Mousson, située à quelques kilomètres plus au nord. Le paysage illustre un relief de côte qui caractérise la bordure orientale du Bassin parisien, dans laquelle s'intègre la Lorraine centrale.

Fig. 4 : Panorama sur la cuvette de Dieulouard et le paysage de côte (vue vers l'ouest depuis la butte Sainte-Geneviève au-dessus du village de Bézaumont) - cliquer sur l'image pour l'agrandir ou ICI pour une vue depuis les côtes de Toul

Le panorama depuis les hauteurs de la butte Sainte-Geneviève (cf. fig.2 - § Localisation et fig.7) permet, en portant le regard vers l'ouest, d'en reconnaître les principales composantes (fig.4 et 5) : front et revers boisés de la Côte de Moselle bordant, au premier plan, la plaine alluviale de la Moselle dans son cours orthoclinal, plaine cultivée de la Woëvre. Au loin, barrant l'horizon, une ligne de relief correspondant à la Côte de Meuse (ou Hauts de Meuse) avec, dans le prolongement de la route rectiligne D611 reliant Dieulouard à Toul, les buttes-témoins du Toulois (Mont Saint-Michel et Côte Barine), en avant de la côte.

Fig.5 : Interprétation de la fig.4 et composantes du paysage de côte autour de Dieulouard (vue depuis la butte Sainte-Geneviève) - cliquer sur l'image pour l'agrandir

La succession de côtes et de plaines trouve son explication dans la nature lithologique et la disposition (en strates inclinées) des terrains du sous-sol (fig.6). Les côtes sont des "escaliers" dégagés par l'érosion et qui mettent en relief les couches de terrains calcaires plus résistants. La surface structurale ou revers de la côte descend en plateau en suivant le pendage des couches (2° à 3°), vers l'ouest et le pied de la côte suivante occupé par une plaine argileuse déprimée (ex. : la Woëvre).

D'un point de vue stratigraphique, les formations géologiques, à l'origine de ces composantes orographiques, sont de plus en plus jeunes au fur et à mesure qu'on les parcourt d'est en ouest. Ainsi, l'assise de la Côte de Moselle est constituée de calcaires mésozoïques d'âge Jurassique moyen ou Dogger (étage Bajocien) alors que les Hauts de Meuse correspondent à une série d'âge Jurassique supérieur ou Malm (étage Oxfordien). Les terrains argileux de la Woëvre, qui occupent une position intermédiaire, sont d'âge Jurassique moyen à supérieur (étages Bathonien à Oxfordien inférieur - voir la série stratigraphique régionale ICI).

Fig.6 : Cadre géomorphologique et géologique : coupe interprétative schématique de la Meuse à la Meurthe, passant par Toul et Nancy. (© d'après Jaillet 2003 ^[1]) - voir aussi une coupe géologique régionale du relief de côte ICI

La cuvette de Dieulouard où s'est développée l'urbanisation, constitue une dépression topographique remarquable (altitude 200 m), creusée dans le front de la Côte de Moselle (altitude 300 m ou plus) dont le relief s'estompe ainsi d'une centaine de mètres à cet endroit. Cet effacement du relief de côte explique le passage d'une portion de l'ancienne voie romaine (actuelle route D611) qui reliait Lyon à Trèves et qui, de Toul à Metz, rejoignait la Moselle à Scarpone (nom de la cité antique située à l'emplacement de Dieulouard à l'époque romaine)^[2].

Dans la région, de telles échancrures dans un front de côte résultent généralement de l'action érosive d'un cours d'eau, responsable de percées soit anaclinale (du revers vers le front de côte) soit cataclinale (du front vers le revers de côte - voir fiche du Val de l'Asne près de Toul par exemple). L'absence de cours d'eau traversant la cuvette exclut a priori une telle hypothèse à Dieulouard et conduit à rechercher plutôt une origine structurale ou tectonique au phénomène.

Affleurements à Dieulouard et inclinaison des couches (faille de Dieulouard et flanc nord du synclinal de Savonnières)

Les éléments de tectonique qui affectent la série bajocienne autour de Dieulouard ne sont pas toujours facilement décelables en surface, du fait de la rareté des affleurements.

Fig.7 : Extrait de la carte géologique de Pont-à-Mousson (et de celle de Nomeny à droite) à 1/50 000 ; A-B : emplacement de la coupe fig.12 - cliquer ICI pour la légende

La Côte de Moselle est ainsi parcourue par un accident important, la faille de Dieulouard, qui l'entaille dans le sens NO-SE et qui est responsable d'un affaissement du compartiment occidental (fig.7). Cette faille, d'un rejet conséquent (jusqu'à 200 m d'après la notice de la carte géologique)^[3], est toutefois le plus souvent masquée par les alluvions de la Moselle qui la recouvrent devant Dieulouard. Les manifestations de cette tectonique cassante à l'affleurement avaient toutefois été soulignées par les anciens auteurs, H. Joly en 1908 ^[4] ou G. Gardet & N. Théobald en 1936 ^[5] : dans le secteur du Bois de Cuite (entre Dieulouard et Jézainville), les couches de calcaires jurassiques apparaissent nettement rebroussées et inclinées vers l'ouest, mettant ainsi en évidence un crochon de faille au contact de l'accident (fig.8 et 10).

Fig.8 : Reproduction de la coupe de Gardet & Théobald (1936) montrant le rehaussement des strates à l'est, au contact de la faille de Dieulouard (non représentée sur la figure) - la longueur de la coupe est d'envion 1,5 km.

Aujourd'hui, l'observation directe des conséquences du jeu de la faille reste limitée là où le permettent encore, sporadiquement, les falaises dénudées de la rue de la Bouillante (du nom du ruisseau que longe la rue), à Dieulouard. De loin, ces escarpements rocheux (non échantillonnables sans l'accord des propriétaires des terrains et jardins où ils se trouvent), correspondant à la formation du Calcaire à polypiers supérieur (Bajocien inf.)^[3,5], présentent plusieurs ensembles stratifiés d'unités calcaires ou marneuses, se succédant sur une épaisseur pouvant atteindre une vingtaine de mètres (fig.9). Les bancs de puissance variable (décimétrique à métrique) sont de couleur jaunâtre à blanchâtre. Des figures sédimentaires (litages obliques, downlaps, onlaps) caractérisent certains d'entre eux. La stratification est parfois interrompue par des masses volumineuses correspondant vraisemblablement à des constructions récifales. Des interbancs bien marqués laissent supposer l'occurrence de surfaces de discontinuités et d'arrêt de sédimentation.  Les parois rocheuses sont, par endroits, envahies ou recouvertes par la végétation, ce qui interrompt et empêche l'observation en continu des strates tout au long du parcours.

Fig.9 : Les falaises de Calcaire à polypiers à l'extrémité nord de la rue de la Bouillante

Concernant les effets de la faille de Dieulouard toute proche, à gauche de la station de pompage du Service des Eaux de Dieulouard (n°17 vers l'extrémité sud de la rue), il est possible de scruter à la semelle de certains bancs calcaires, dégagés par l'érosion, leur basculement important vers l'ouest (fig.10). L'inclinaison des couches est également bien apparente sur un affleurement à hauteur des n°33 et 35. D'après la carte géologique, les valeurs de ce pendage sont comprises entre 15° et 30°.

Fig.10 : Rebroussement et inclinaison vers l'ouest des strates de calcaires bajociens à proximité de la faille de Dieulouard

Complétant les relevés de surface, le tracé des isohypses de certaines formations repères (ex. : cotes altitudinales du toit du Bajocien), déduit notamment des données de sondages miniers et reportées sur la carte géologique, confirment, par le resserrement des courbes, le rehaussement des couches bajociennes formant le crochon au regard de la faille (fig.11).

Fig.11 : Bloc diagramme éclaté de la cuvette de Dieulouard (d’après J. Le Roux, 1983 - carte géologique de Pont-à-Mousson)^[3] - structure résultant de la faille de Dieulouard restituée au toit des formations bajociennes j1d (= Oolithe Miliaire sup.) ; les terrains d'âge postérieur au Bajocien ne sont donc pas représentés - noter le resserrement des isohypses au contact de la faille

À côté de cette tectonique cassante, les relevés de sondages font également apparaître une structure souple à l'emplacement de la cuvette de Dieulouard : la dépression topographique coïncide avec une cuvette structurale (ou synclinal) révélée par l'enfoncement des isohypses du Bajocien et permettant de dresser la coupe géologique à cet endroit (fig.11 et 12). Ils confirment ainsi un phénomène déjà suspecté par les données de terrain : en 1936, lors de leur excursion dans la région, Gardet et Théobald reportaient les différences d'altitude du Bajocien coralligène, à la cote 320 m au Bois de Cuite et à celle de 195 m à l'emplacement du château de la cité, à peine deux kilomètres plus au sud. Lors de ses travaux d'étude pour la concession de la mine de Saizerais, P.-L. Maubeuge (1953)^[6] en fait également état, en mentionnant "un énorme effondrement existant là (i.e. dans la cuvette de Dieulouard), amenant le Bathonien inférieur et moyen 150 m plus bas que les horizons éo-bajociens couronnant la côte du Bois de Cuite." Cette structure synclinale recoupée perpendiculairement à son axe (orienté OSO-ENE) par la faille de Dieulouard, correspond à l'extrémité orientale d'un vaste pli, le synclinal de Savonnières, naissant au sud de Bar-le-Duc (55) et affectant la couverture mésozoïque de la région (voir fig.16 et 16bis).

Fig.12 : Coupe géologique du synclinal de Savonnières et de la cuvette structurale de Dieulouard (d’après la carte géologique à 1/50 000 de Pont-à-Mousson - voir fig.7 pour la localisation de la coupe) - cliquer sur l'image pour l'agrandir

En plusieurs points, les affleurements de la rue de la Bouillante présentent l'inclinaison, vers le sud et la charnière du pli, des couches formant le flanc nord de cette structure (fig.13). Il s'agit d'un des rares lieux, sinon le seul de la région où cette disposition au cœur du synclinal est visible en surface. Totalement masquée par le couvert forestier, le long de la route de Belleville (D657), il n'y a pas d'observation possible de l'organisation des couches constituant le flanc sud de la déformation. Seules, les indications apportées par les isohypses du Bajocien (fig.11) permettent d'en déduire leur pendage vers le nord et le centre de la cuvette.

Fig.13 : Pendage apparent vers le sud des strates de marno-calcaires bajociens (flanc nord du synclinal) - cliquer sur l'image pour voir un autre cliché de l'inclinaison des couches

En résumé, les affleurements de la rue de la Bouillante permettent d'apprécier le double jeu d'une tectonique souple et cassante se manifestant sur les unités lithologiques de la Côte de Moselle de la bordure nord de la cuvette de Dieulouard :

• un pendage important vers l'ouest (perpendiculairement à la rue), supérieur au pendage régional habituel, résultant d'un basculement dû à l'action de la faille de Dieulouard ;
• un pendage vers le sud que l'on suit et perçoit régulièrement le long des falaises en remontant la rue, illustrant une structure souple synclinale, la terminaison du Synclinal de Savonnières, recoupée par la faille puis dégagée par l'érosion et le cours orthoclinal de la Moselle.

La cuvette topographique à Dieulouard (fig.14) épouse ainsi, en relief conforme, la forme imposée par une dépression structurale d'ampleur régionale, localement accentuée par un affaissement au regard d'une faille transversale. L'axe du Synclinal de Savonnières se prolonge vers l'ouest, passant par les buttes-témoins du Toulois, préservées de l'érosion de par leur position au creux de cet élément structural.

Fig.14 : La cuvette de Dieulouard et ses composantes structurales - cliquer sur l'image pour l'agrandir

Place du synclinal de Savonnières dans la tectonique régionale

La structure d'ensemble des auréoles de la couverture sédimentaire mésozoïque de l'Est du Bassin parisien peut être décelable sur la carte géologique de la France à 1/1 000 000 (fig.15). Elle est en effet soulignée par deux sillons de direction NE-SO qui interrompent la régularité des contours en arcs de cercles des auréoles en bordure du bassin. Selon l'âge des terrains occupant leur centre, ces ensembles peuvent être associées à de grandes ondulations de deux types (synclinal / anticlinal), se succédant ainsi du nord au sud (J. Le Roux, 1980 ^[7] et 2000 ^[8]) :

• le synclinal du Luxembourg délimitant un "golfe" situé dans le prolongement l'axe du sillon eifélien (région de Trèves en Allemagne), et se poursuivant jusqu'au nord de Verdun ;
• l'anticlinal de Lorraine ou de Pont-à-Mousson qui s'étend de la Sarre jusqu'au sud du Barrois et dont la boutonnière fait affleurer les formations du houillier carbonifère en Moselle frontalière (voir fiche sur le Houiller de Sarrebrück par ex.) ;
• le grand synclinal de Sarreguemines-Savonnières-en-Perthois dont les deux localités constituent les extrémités, respectivement en Moselle et en Meuse.

Fig.15 : Extrait de la carte géologique de la France au 1/1 000 000 montrant la structure d'ensemble de la partie orientale du Bassin parisien - flèches blanches : emplacement des synclinaux (fond de carte © InfoTerre-BRGM)

Ces plis sont limités par des accidents hérités du socle varisque (ou hercynien), sur lequel repose la couverture sédimentaire, dont la faille majeure de Metz et ses satellites, d'orientation NE-SO, qui bordent le flanc sud du synclinal de Luxembourg et le flanc nord de l'anticlinal de Lorraine.  Au sud de la région, la faille de Vittel (fig.16) sépare le bombement vosgien du bassin sédimentaire.

Dans le détail, la configuration de ces structures se complexifie : ainsi le synclinal de Sarreguemines-Savonnières s'interrompt dans la région de Nancy, se décomposant en une branche occidentale, le synclinal de Savonnières-Dieulouard (dont la terminaison se conjugue avec la cuvette de Dieulouard - fig.16 et 16bis) et en une branche orientale, le synclinal de Sarreguemines s.str., lui-même bifide car traversé en son centre par l'ondulation anticlinale de Morhange (fig.16 et voir les fiches sur le synclinal de Sarreguemines, l'anticlinal de Morhange, le synclinal de Landroff ou le circuit des  synclinaux et anticlinaux en Moselle sur ce site).

L'ensemble de la couverture sédimentaire au sud de la faille de Metz, et la zone du synclinal de Sarreguemines-Savonnières en particulier, sont également parcourus par un réseau de failles transverses orientées N/NNO-S/SSE et par des fossés d'effondrement (voir les fiches sur les fossés de Colombey ou de Gondrecourt par exemple - fig.16). Ces failles à composante verticale, dont le rejet peut être important, sont responsables de plissements secondaires entraînant localement des pendages anormaux comme à Dieulouard (15° à 30° vers l'ouest au contact de la faille éponyme).

Fig.16 : Carte structurale de la Lorraine centrale (d'après J. Hilly et B. Haguenauer, 1979 ^[9]) - cliquer sur la carte pour l'agrandir et ICI pour zoomer sur la cuvette de Dieulouard et la zone encadrée (fig.16bis)

Cette configuration actuelle de la structure régionale est le résultat d'une histoire géologique, débutée à la fin du Paléozoïque, et bâtie sur les vestiges de la chaîne varisque. À cette époque, au sein de la Pangée, avec l'Amérique du Nord qui lui est accolée, l'Europe constitue le continent des Nouveaux Grès Rouges : elle forme alors une vaste pénéplaine recevant les sables et futurs grès, produits par l'érosion des reliefs relictuels de la chaîne varisque déjà largement arasée. C'est dans cette aire intra-cratonique que s'installe le Bassin parisien^[10]. 

Révélée directement par les forages ou indirectement par les études géophysiques (anomalies gravimétriques et magnétiques, profils sismiques - fig.17), la structuration du substratum héritée de l'orogenèse varisque conditionnera, à partir du Permien et surtout durant tout le Mésozoïque, les modalités de la sédimentation et de la subsidence dans le Bassin parisien naissant. Dans un contexte tectonique distensif post-orogénique, celles-ci seront diversement exprimées selon la configuration des compartiments considérés (horst ou graben) et le rejeu synsédimentaire des réseaux d'accidents anciens (failles de Metz et de Vittel), à l'origine des structures souples d'accommodation (anticlinaux et synclinaux) qui en résultent (voir fig.18). La faille de Dieulouard et le synclinal de Savonnières apparaissent dans un tel contexte.

Fig.17 : Profil sismique (© ANDRA) à travers la terminaison de l'anticlinal de Lorraine (= P.-à-M.) et du synclinal de Savonnières et son interprétation (d'après Le Roux, 2000 ^[8]) - voir emplacement sur fig.16 - la structure du bassin houiller limité par la faille de Metz au nord coïncide avec les déformations anticlinales et synclinales de la couverture mésozoïque

Les variations d'épaisseur des dépôts du drapage sédimentaire (rapportées par les isopaques) permettent notamment de reconstituer, dans le temps et l'espace, l'évolution conjointe de la tectonique et de la sédimentation durant l'ère Secondaire (cf. fig.18). Les zones à plus fortes épaisseurs de sédiments peuvent alors être assimilées aux aires les plus subsidentes, installées dans des gouttières ou cuvettes synclinales, délimitées par des failles ^{[7], [11]}. Localement, le jeu synsédimentaire des failles au Mésozoïque est mis en évidence lorsque, à l'approche d'une telle structure, le resserrement des courbes isopaques s'observe, signifiant que l'épaisseur correspondante pour une formation donnée augmente (= compartiment effondré) ou diminue (= compartiment surélevé) fortement - voir cet exemple dans la région de Briey en Meurthe-et-Moselle ICI (une situation comparable peut être envisagée pour la faille et la cuvette synclinale de Dieulouard ^[8]).

À l'échelle régionale dans la zone géographique considérée, en Lorraine centrale, à partir du Keuper (Trias sup.) et jusqu'au début du Lias (Jurassique inf.), alors que le secteur de Nancy et de l'anticlinal de Pont-à-Mousson se comportent comme des seuils (220 m d'épaisseur de sédiments), un bassin à l'emplacement du synclinal de Savonnières s'individualise et fonctionne comme une zone subsidente (280 m d'épaisseur de dépôts), alimentée par la Mer germanique (à l'est) et les premières connexions avec la Téthys (au sud). La sédimentation devient ensuite plus étalée et il faut attendre le Jurassique supérieur pour qu'un nouvel épisode de subsidence accrue se manifeste à nouveau dans le sillon de Savonnières.

À la fin du Jurassique et au début du Crétacé, les bordures lorraines du Bassin parisien se soulèvent (bombement ardennais) et subissent une érosion continentale. Vers la fin du Crétacé, la mer de la Craie envahit à nouveau mais temporairement la région, avant de se retirer vers le nord, laissant progressivement place à un réseau hydrographique éliminant au fur et à mesure la couverture crétacée toute récente^[12].

L'histoire de la partie orientale du Bassin parisien se poursuit au Tertiaire, dans son épisode continental post-sédimentaire contrôlé par la tectonique du cycle orogénique alpin. D'après les travaux de P. Steiner (1980) ^[13], la plupart des accidents anciens sont mobilisés par des mouvements de coulissage tardifs, à l'origne de décrochements tel que celui subi par l'anticlinal de Lorraine, décalé vers le NO par la faille de Dieulouard (fig.16).

Trois phases de fracturation se déroulant au Tertiaire sont ainsi reconnues en Lorraine^{[8], [13]} (fig.18):

• une phase éocène ou pyrénéo-provençale, compressive (SSO), mobilisant toutes les failles (sauf les fossés tectoniques), en décrochements principalement dextres (ex. : anticlinal de Pont-à-Mousson et faille de Dieulouard - cf. fig.16), l'accommodation des terrains accentuant les ondulations synclinales et anticlinales ;
• une phase oligocène, distensive (SE) à l'origine de la genèse des fossés tectoniques affectant localement les déformations souples (ex.: charnière de la flexure anticlinale d'Autreville - cf. fig.17 - effondrée dans le fossé de Colombey au sud de Toul) ;
• une phase miocène ou alpine, compressive (SE), occasionnant des décrochements majoritairement senestres au niveau des failles pré-existantes et ne s'exprimant véritablement qu'en Lorraine centrale et méridionale.

Fig.18 : Schématisation simplifiée des principales étapes de la mise en place de la structure et de la sédimentation dans l'est du Bassin parisien

Bibliographie - sitographie

[1] JAILLET S. (2003) - Aperçu géomorphologique des côtes de Meuse et de la capture de la Moselle. Etudes touloises. p. 7-11.

[2] HARMAND D. (2017) - La cuvette de Dieulouard - Lecture des paysages lorrains - Université de Lorraine et UOH (Université Ouverte des Humanités) - lien de consultation : http://rpn.univ-lorraine.fr/UOH/LEPALOR/co/c_14_a_04.html

[3] ALLEMMOZ M., CLERMONTÉ J., GUILLAUME C., VOGT J. & VINCENT P.-L. (1989) - Notice explicative de la feuille Pont-à-Mousson à 1/50 000. BRGM éd. Orléans - lien de consultation : http://ficheinfoterre.brgm.fr/Notices/0193N.pdf

[4] JOLY H. (1908) - Études géologiques sur le Jurassique inférieur et moyen de la bordure Nord-Est du bassin de Paris (thèse), Barbier - lien de consultation : https://orage.univ-lorraine.fr/s/orage/item/1765

[5] GARDET G. & THÉOBALD N. (1936) - Compte rendu de l'excursion du 29 mars 1936 à Dieulouard, Jézainville et Pont-à-Mousson. Bull. mensuel Soc. Sci. Nancy, nouvelle série, n°4 - avril 1936, p.53-63 - lien de consultation : https://orage.univ-lorraine.fr/s/orage/item/4067

[6] MAUBEUGE P.-L. (1953) - Résultats géologiques sur l'étude de la cuvette de Dieulouard, Meurthe-et-Moselle. Bulletin Technique des Mines de Fer, n°33, 8 p. - lien de consultation : https://orage.univ-lorraine.fr/s/orage/item/4583

[7] LE ROUX J. (1980) - La tectonique de l'auréole orientale du Bassin de Paris. Ses relations avec la sédimentation. Bull. Soc. géol. France (7), t. XXII, n°4, p.655-662.

[8] LE ROUX J. (2000) - Structuration du Nord-Est du bassin de Paris. Bull. Inf. Bass. Paris, vol.37, n°4, p.13-34.

[9] HILLY J. & HAGUENAUER B. (1979) - Guides géologiques Régionaux - Lorraine Champagne. Masson éd.

[10] VRIELYNCK B. (2014) - Géodynamique du Bassin parisien dans le contexte de la plaque Eurasienne. In Le Bassin parisien, un nouveau regard sur la géologie - Gély J.-P. et Hanot F. dir. Bull. Inf. Géol. Bass. Paris, Mémoire hors-série n°9, 228 p., 1 pl.

[11] ANDRÉ G. (2003) - Caractérisation des déformations méso-cénozoïques et des circulations de fluides dans l’Est du Bassin de Paris. Géologie appliquée. Université Henri Poincaré - Nancy 1 - lien de consultation : https://tel.archives-ouvertes.fr/tel-00006485/file/tel-00006485.pdf

[12] HARMAND D. &  LE ROUX J. (2006) - L'évolution géologique depuis la fin du Mésozoïque. In : Géologie et géographie de la Lorraine - Lexa-Chomard A. et Pautrot C. dir. Serpenoise éd.

[13] STEINER P. (1980) - Lithostratigraphie et fracturation du Dogger lorrain. Thèse Univ. Nancy I - lien de consultation : https://orage.univ-lorraine.fr/s/orage/item/5973