Ressoures régionales


Le grand fleuve triasique - circuit
DESCRIPTION DE L'ITINERAIRE
De Metz à Nancy :

    La ville de Metz est bâtie dans une large vallée, creusée dans les assises marno-calcaires du Lias, à la confluence de la Seille avec la Moselle. Elle est dominée à l'Ouest par l'une des principales cuestas de l'Est du Bassin parisien : la Côte de Moselle, formée par les Calcaires à polypiers du Bajocien moyen. Le relief de cette côte est ici accentué (près de 200m) par le passage d'un accident majeur NE-SW: la faille de Metz, qui se poursuit jusqu'à la vallée du Rhin, dans la région de Mayence. Sur le revers de la côte affleurent d'abord les calcaires bioclastiques du Bajocien supérieur, qui ont fourni une excellente pierre de taille jaune (le"Jaumont") donnant à de nombreux monuments de la ville leur teinte cractéristique.

    Depuis le centre ville on se dirige d'abord vers l'Ouest pour rejoindre l'A31, au pied du promontoire le plus élevé de la côte (Mont St-Quentin). Puis l'autoroute remonte sur quelques kilomètres la vallée de la Moselle, parsemée de plans d'eau (vestiges de gravières exploitées dans les alluvions venues des Vosges), en longeant le front de côte.

    Peu après la sortie 30 (Jouy-Marly), l'autoroute s'écarte de la vallée pour remonter sur le plateau du Lias, qu'elle ne quittera plus jusqu'à Pont-à-Mousson. Pendant tout ce parcours S-N, elle longe, sur sa droite, un chapelet de petites buttes-témoins, séparées de la côte proprement dite par le cours orthoclinal de la Moselle. Sur la gauche en revanche, une large dépression, mollement ondulée et largement cultivée, s'étend à perte de vue sur les marnes du Lias moyen et leur couverture limoneuse.
 
    Juste après la sortie 28, l'aire de repos de Lesménils marque l'emplacement d'un sondage ayant atteint, au siècle dernier, le prolongement du gisement houiller sarro-lorrain à 800 m de profondeur, au droit de la culmination d'une large voussure connue sous le nom de"anticlinal" de Lorraine. Cette structure majeure, longtemps active, sépare en particulier les bassins ferrifères "aaléniens" de Briey et de Nancy.

    Après la traversée du Bois de Juré s'amorce la longue descente vers le fond de la vallée de la Moselle. Vers l'Ouest (à droite) on peut apercevoir, au Sud de la centrale thermique de Blénod, un large ensellement de la Côte centré sur la ville de Dieulouard ; il correspond à une cuvette structurale où affleure déjà le Bathonien marneux. Un peu au-delà, un grand bâtiment roux à haute cheminée, adossé au front de côte, permet de localiser la mine de Saizerais : la plus septentrionale du bassin ferrifère de Nancy.

    Puis la vallée s'encaisse entre la côte et une série de petits plateaux (Grand Cou-ronné). La base herbeuse des côteaux, montre une morphologie "moutonnée", qui trahit les nombreuses loupes de glissement affectant les marnes du Lias ; plus haut, la limite des forêts marque la base des calcaires bajociens. Bientôt apparaît, sur la droite, la large percée anaclinale de la Moselle qui a fait un large détour par Toul. La vallée que nous venons de suivre a, en effet, d'abord été creusée par la Meurthe, avant qu'un de ses affluents ne capture la Moselle qui allait auparavant se jeter dans la Meuse.

    L'escalade du Plateau de Haye ménage ensuite un vaste panorama sur le site de Nancy, tandis que sur la droite apparaît une coupe complète des Calcaires à polypiers.

De Nancy à Raon-l'Etape :

    A partir de la sortie 2b (Nancy-Brabois) les tranchées laissent réapparaître les Calcaires à Polypiers, puis s'amorce la descente de la Côte de Moselle, d'où s'ouvre un vaste panorama sur la dépression liasique (Pliensbachien-Lotharingien) et le plateau du Vermois (Sinémurien inférieur). L'échangeur A33 - A330, sur le Toarcien, est suivi d'un petit replat, revers de la côte des Grès médioliasiques (Domérien sup.).

    Quelques kilomètres après la sortie 4 (St Nicolas-de-Port), la descente de la Côte infraliasique (Grès rhétiens) permet de rejoindre la Meurthe. A droite affleurent les Marnes irisées supérieures (Keuper) jusqu'à la Dolomie de Beaumont (phénomènes de fauchage). A gauche au fond de la vallée apparaissent les installations des soudières de Dombasle et des salines de Varangéville, exploitant le gîte de sel du Keuper ; les déchets boueux de cette industrie décantent dans d'immenses bassins .

    Puis l'autoroute s'écarte de la vallée pour traverser bientôt la Forêt de Vitrimont (Marnes irisées inférieures). Elle rejoint la Meurthe à son confluent avec la Vezouze au Sud de Lunéville, et notre itinéraire ne quittera plus sa vallée jusqu'à Raon-l'Etape. Sur plus de 15 km, la rivière serpente entre les vastes nappes alluviales de la Forêt de Mondon (au NE) et les plateaux du Keuper puis du Muschelkalk (au SW). A la sortie d'Azerailles, la traversée de la Côte de Lorraine (Muschelkalk supérieur) passe presque inapercue.

    Le paysage ne change vraiment qu'à l'approche de Baccarat (bois de feuillus sur Buntsandstein supérieur), mais déjà à la sortie de la ville les forêts de résineux sur Buntsandstein moyen donnent aux collines un cachet typiquement vosgien.



Arrêt n° 1 : Raon-l'Etape - Côte de Beauregard (Carte géol. Saint-Dié)
Facès éoliens dans le Grès vosgien

L'ascension de la butte conduit, à mis pente, sur un chemin forestier qui permet d'observer, dans la partie moyenne du Grès vosgien, un faciès local tout à fait parti-culier, de teinte jaunâtre, dont les grains bien ronds et extraordinairement bien classés évoquent l'origine éolienne. On peut y distinguer deux unités de dépôt (Fig. 6).

¤ Les dépôts de dune éolienne : Ils sont essentiellement représentés par un faisceau tabulaire à litage fortement penté (_ 30°), ne dépassant guère 1,5 m d'épais-seur, mais très étendu (plusieurs centaines de mètres). On peut y reconnaître les trois types de microstructures élémentaires dont sont constituées les dunes actuelles (Fig. 7) :

- Dépôts d'avalanche (grainflow), résultant de petits écoulements spontanés de sable sec sur la face la plus abrupte de la dune.

- Dépôts de retombée (grainfall), à grain plus fin, qui résultent de la décantation des grains temporairement entraînés en suspension lorsque la dune "fûmait".

- Dépôts de translation ascendante subcritique (SCTS), caractérisés par leur granocroissance, et formés par migration de petites rides éoliennes au pied de la dune.

Les épaisseurs relatives de ces éléments et leurs relations structurales indiquent qu'il s'agit des "racines" d'une très grande dune, haute de plusieurs dizaines de mètres. D'autre part, l'analyse de l'orientation des feuillets conduit à la reconstitution d'une dune linéaire (seif) orientée NE-SW, modelée par des vents saisonniers de SSE et de NE.

¤ Les dépôts de rides éoliennes : Le sommet du grand faisceau est marqué par une troncature, horizontale et très régulière, qui peut être suivie autour de la colline. Elle est souvent surmontée de dépôts de rides d'adhésion (indice d'un substrat humide) et parfois de quelques plaques de dessiccation argileuses arquées (indice d'un sustrat temporairement noyé). Ces observations permettent d'interpréter la troncature comme une surface de déflation, contrôlée par le niveau de la nappe phréatique ("surface de Stokes"). Le reste de l'unité supérieure est presque exclusivement constitué de feuillets de translation ascendante subcritique (indice de substrat sec).

Finalement, ces dépôts inter-dunaires sont irrégulièrement tronqués par des dépôts fluviatiles, beaucoup mieux cimentés, à intraclastes argileux dispersés et petits galets de quartz. Quant aux phénomènes de lessivage, qui caractérisent cet affleurement, ils sont liés au développement d'un ciment kaolinique (aux dépens des feldspaths) sous l'effet de circulations d'eaux météoriques, probablement au cours du Quaternaire ancien. Ces phénomènes ont été ici favorisés par l'excellente porosité que conservent classiquement les sédiments éoliens ; les poussières adhérant aux grains de quartz on effet inhibé le développement d'une auréole de "nourrissage" sur ces derniers.

A la sortie de la ville, par la N 59, une carrière de granite est encombrée par les trémies de stockage du "trapp" exploité à l'écart de la route (voir itinéraire consacré au "Magmatisme d'âge primaire"). Le resserrement de la vallée marque la percée catacli-nale de la Meurthe au travers de la première côte auréolant le massif (Grès vosgien), au passage d'un seuil où la série permienne est très réduite.

Le paysage s'ouvre ensuite rapidement sur la vaste dépression de Saint-Dié, dont le substratum permien a été partiellement dégagé par l'érosion. Après Etival, la D 32 s'engage dans une large vallée longeant la bordure nord du bassin permien. A Saint Jean-d'Ormont commence l'ascension du paléorelief de faille (le rejet total doit être ici de l'ordre de 800m) ; elle dégage un joli panorama sur le massif triasique de l'Ormont, qui masque la partie centrale du bassin permien. Le socle du seuil de Ban-de-Sapt, à Permien réduit, affleure ensuite jusqu'au delà de Launois (diorite).

Arrêt n° 2 : La Petite Fosse - Col d'Hermanpaire (Carte géol. Saint-Dié)
Croûtes dolomitiques de la Formation de Saint-Dié

Sur la retombée orientale du col, les talus de la D 45 permettent d'observer diffé-rents stade du développement des dolocrètes pédologiques dans la partie basale de la Formation de Saint-Dié. Le contact sur la Formation de Champenay affleure en contrebas de la route à un centaine de mètres de là.

Les premiers stades se réduisent à des chapelets de nodules subverticaux (anciens manchons racinaires ?), associés à des "cloisons", de même orientation, développées sur des joints de tension précoces résultant probablement d'une activité tectonique synsédi-mentaire. Les développements subhorizontaux traduisent des hiatus de dépôt relativement longs ; ils permettent de déceler le caractère polyphasé des croûtes les plus épaisses. Dans ces dernières, les passées de cornaline rouge sont relativement fréquentes.

Après un retour à Launois, l'itinéraire s'élève sur une butte où sont conservées les assises supérieures du Permien, avant d'amorcer une longue descente vers Senones, dans la vallée du Rabodeau dominée par la côte triasique. La surface d'érosion, assez acci-dentée, sur laquelle s'effectue la descente est en grande partie héritée du Permien : elle supporte de nombreuses reliques des dépôts torrentiels de la Formation de Champenay. De Senones à Moussey la vallée actuelle entaille des dépôts pyroclastiques dévoniens.

Arrêt n° 3 : Moussey SW - Talus de la D49 (km 19) (Carte géol. Saint-Dié)
Brèches polygéniques de la Formation de Saint-Dié

L'affleurement, haut de plusieurs mètres mais déjà assez dégradé, permet d'oberver un faciès tout à fait caractéristique de la sédimentation permienne en général, toujours plus ou moins influencée par la proximité d'accidents tectoniques actifs. Ces dépôts de cône de déjection ("fanglomérats") sont ici plus grossiers qu'au col de Hermanpaire. Leur très mauvais classement évoque un transport sous forme d'écoulements en masse (laves torrentielles), mais la présence de quelques minces niveaux silteux relativement continus implique une courte phase de lessivage par ruissellement, clôturant la mise en place de chaque séquence métrique.

Les galets sont de nature très variée : granites, roches volcaniques et détritiques dévono-dinantiennes ou permiennes. Compte tenu de leur très faible degré d'émoussé, ils n'ont dû subir qu'un très court transport, ne pouvant excéder quelques kilomètres. Dans certaines zones, aux contours nébuleux, la matrice arkosique est mieux indurée par un ciment dolomitique de remplacement, développé aux dépens de la fraction argileuse.

Dans Moussey, depuis le carrefour où la D 49 tourne à droite pour quitter la vallée du Rabodeau, on peut apercevoir sur la gauche, entre les maisons, de grandes dalles de quarzites dévoniens inclinées à 60° ; c'est directement sur ce socle plissé, remonté par une faille tardive, que repose ici la Formation de Champenay, subhorizontale.

Arrêt n° 4 : Le Saulcy - Pont du Harcholet (Carte géol. Saint-Dié)
Siltites lacustres de la Formation de Champenay

Bien qu'actuellement de qualité assez médiocre cet affleurement présente un intérêt certain pour la discussion sur l'origine des Grès de Champenay, qui aura lieu au prochain arrêt distant de 5 km seulement à vol d'oiseau (Fig. 8).

Il apparaît en effet clairement ici que les grands faisceaux gréseux, qui constituent l'essentiel de la "formation" dans la localité éponyme, reposent sur d'épais dépôts argileux et silteux, finements laminés, sans traces de fentes de dessiccation, mais où s'intercalent de petits bancs sableux à rides d'oscillation. Tous ces caractères s'accordent bien avec un paléoenvironnement sédimentaire lacustre. Les deux faciès, entre lesquels on peut oberver un passage relativement progressif, peuvent être intégrés dans une grande séquence granocroissante, évoquant un dépôt de type deltaïque.

La route monte ensuite jusqu'au village du Saulcy, où affleurent des alternances gréso-argileuses, à nombreuses traces d'émersion, qui surmontent ici les grand faisceaux gréseux. Après la traversée d'une petite dépression, où le socle est masqué par les allu-vions récentes, elle rejoint la D 424, qui nous permettra d'atteindre le Col du Hantz.

De Belval au col la route longe d'anciennes exploitations de Grès de Champenay puis traverse la Formation de Saint-Dié. La descente offre de beaux points de vue vers le Nord : sur la côte infra-triasique (Buntsandstein inférieur et moyen du massif de la Chatte Pendue), vers l'Est : sur le massif plutonique du Champ-du-Feu, et vers le Sud sur la dépression de Saales, séparée du massif de Ban-de-Sapt par une faille tertiaire.

Arrêt n° 5 : Champenay - "Grande carrière" (Carte géol. Saint-Dié)
Faisceaux géants du Grès de Champenay

Les carrières de Belval et Champenay sont célèbres pour leur grès rose en dalles, qui se rapproche, par son aspect, plus du Grès vosgien que des autres arénites permiennes. Il se présente sous forme de faisceaux tabulaires de très grande taille (jusqu'à 8 m d'épaisseur), à litage oblique fortement penté, dont l'origine est encore discutée.

¤ La première hypothèse (Dubois et Dubois, 1955) envisageait un dépôt sous forme de deltas lacustres de "type Gilbert", comparables à ceux que l'on peut étudier dans les alluvions glacio-lacustres des Hautes Vosges. La séquence granocroissante, mise en évidence à l'échelle du bassin s'accorde bien avec cette interprétation (Fig.8).

¤ La seconde (Hollinger, 1978), en revanche, interprète les Grès de Champenay comme d'anciennes dunes éoliennes, de type transversal. Parmi les principaux arguments qui plaideraient en ce sens peuvent être cités : l'excellent classement et la forte sphéricité des grains sableux (pratiquement exempts de micas), la nette différenciation de dépôts d'avalanche, et la présence de galets éolisés (ventifacts) dans les strates subhorizontales encadrant les bancs de grès.

Les études récentes ont apporté au certain nombres d'éléments nouveaux :

- Les dépôts d'avalanche sont ici beaucoup plus grossiers (_ 1 mm) que ne le sont ceux des grandes dunes actuelles (_ 200 µm).

- Les dépôts inter-avalanches, localisés vers la base des faisceaux, sont ici très mal classés (avec quelques micas) et non structurés, alors que dans les grandes dunes actuelles ils sont toujours constitués de "feuillets de translation ascendante subcritique".

- Les strates horizontales, intercalées entre les grands faisceaux, ne montrent aucune trace de dépôts "inter-dunaires" typiquement éoliens ; ils s'agit de dépôts exclusivement subaquatiques : brèches grossières et épais lits argileux à fentes de dessiccation.

- Les paléocourants de dépôts déterminés dans ces strates (grâce aux cupules en crois-sants et aux linéations), pratiquement identiques à ceux déduits des faisceaux sableux, et les surfaces internes de réactivation, parfois tapissées de galets, prouvent que les écoulements aqueux pouvaient passer par-dessus la crête des "dunes".

- Les directions de transport, déduites des faisceaux sableux, changent significativement d'un point à un autre en fonction de l'orientation de la bordure du bassin la plus proche ; ce ne devrait pas être le cas pour des dépôts éoliens.



L'interprétation la plus vraisemblable consiste donc à considérer les dépôts d'ava-lanche comme les témoins de terrasses lacustres, résultant du remaniement, par les vagues, de rides éoliennes résiduelles formées sur la grève. Les unités à stratification horizontale ou peu pentée, de même que les dépôts inter-avalanches, pourraient traduire un fonctionnement épisodique sous forme de fan-delta. (Fig. 9).

Les fluctuations de niveau du lac semblent avoir été principalement contrôlées par l'obstruction temporaire de l'exutoire à l'occasion d'apports torrentiels venus du Sud.

En quittant Champenay par l'Est, on arrive bientôt sur un bas plateau, correspondant à la surface infra-permienne (Plaine), et dans lequel s'est encaissé le réseau hydrographique récent. De St Blaise-la-Roche à Urmatt, en passant par Schirmeck, l'iti-néraire descend ensuite la riante vallée de la Bruche, qui entaille une série dévono-dinantienne complexe, en contournant le Massif du Champ du Feu.

Entre Urmatt et Oberhaslach, une rapide incursion dans le champ de fractures de Saverne, entre Vosges et plaine rhénane, permet d'apercevoir des bancs de Muschelkalk fortement basculés.

Arrêt n°6 : Oberhaslach - Carrière NW (Carte géol. Molsheim)
Grès fluviatiles de la Formation de Senones

Cette carrière permet l'observation de la plupart des aspects que présentent les Grès de Senones. Le front de taille montre surtout une stratification, encore fruste, mais bien plus nette que dans les Arkoses de Saint-Dié, avec différenciation de niveaux microbréchiques, de bancs gréseux sans galets et de niveaux silteux assez épais.

Les grès grossiers, à quartz anguleux et nombreux feldspaths, montrent les taches ferro-manganiques qui caractérisent le Tigersandstein. Les siltites micacées laissent parfois apercevoir des traces de bioturbation (terriers cylindriques). Les grès fins présentent souvent des passée nébuleuses "marmorisées" : taches violacées liées à la recristallisation de l'hématite et taches jaunâtres liées à la présence d'un ciment dolomitique (susceptible d'incorporer une certaine quantité de fer ferreux). Cet aspect, tout à fait semblable à celui des "zones violettes" du Buntsandstein supérieur, implique des périodes d'hydromorphie dans l'histoire des paléosols semi-arides qu'ils caractérisent.

La D 218 remonte ensuite la vallée de la Hazel entre des reliefs très escarpés entaillés dans les formations volcaniques acides du bassin permien du Nideck. Peu à peu la route atteint le toit des dernières coulées, sur lesquelles reposent les Grès de Champenay (km 11), et d'où l'on peut profiter d'un point de vue remarquable. Après le Carrefour des Pandours commence la descente sur Wangenbourg, célèbre pour sa variété endémique remarquable de pin sylvestre. Un peu plus au Nord, les versants montrent une nette zonation : à la base s'étagent les prairies, entre les chalets, sur les Grès de Senones dont c'est l'apparition la plus septentrionale ; au sommet les sols pauvres et secs sur Grès vosgien sont abandonnés à la forêt.

Après l'ascension de la côte d'Obersteigen, l'itinéraire ne tarde pas à traverser les collines sous-vosgiennes du champ de fractures de Saverne afin de rejoindre la N4.

Arrêt n° 7 : Saverne - Rochers du Haut-Barr (Carte géol. Saverne)
Passage du Grès vosgien au Conglomérat principal

Les rochers du Haut-Barr, autour desquels fut édifié le château fort (du XIIe au XVIe siècle), offrent de magnifiques coupes tridimensionnelles de la partie terminale du Grès vosgien (dont la puissance totale atteindrait ici 330 m environ), et de la quasi-totalité du Conglomérat principal. C'est donc un endroit idéal pour montrer, de façon pratique, comment on peut retrouver l'orientation des paléocourants de dépôt (Fig. 10).

¤ Le Grès vosgien se présente ici sous son faciès de chenal. Il est surtout constitué de grands faisceaux arqués, qui sont interprétés comme des remplissages de cuillers d'érosion formées, entre des dunes hydrauliques, au front de barres sableuses. Sur un replat, leur orientation peut être déterminée directement (Fig. 11 : 6)

Le caractère discontinu de la sédimentation est souligné par des surfaces de réactivation (Fig. 11 : 1), traduisant une interruption de la progression de la barre, et par des alignements de galets argileux (intraclastes), très anguleux, à la base de certaines cuillers (2). Ces matériaux argileux ont décanté dans des flaques résiduelles, avant leur assèchement complet entre deux crues saisonnières ou occasionnelles.

L'abandon progressif du chenal, se traduit par le passage à des faisceaux tabulaires montrant une évolution stratodécroissante (3 et 5). Là encore, une interrup-tion notable de dépôt est marquée par le remplissage (brèche intraformationnelle) d'un tout petit chenal. A l'extrémité du promontoire (8) la phase d'abandon s'achève par un niveau gréso-argileux lité, où apparaissent de petits remplissages de terriers, décolorés, qui représentent une des rares traces de vie rencontrées dans le Buntsandstein moyen.

¤ Le passage au Conglomérat principal est ici plutôt progressif, comme le montre la muraille exposée derrière la chapelle (7) : ce poudingue peut être sommaire-ment décrit comme "du Grès vosgien chargé en galets" (Perriaux, 1961). La nature des galets (quartz filoniens, quartzites et rares lydiennes) et leur morphologie (extrêment émoussée) peut être étudiée le long de l'escalier (9) permettant d'accéder au sommet.

¤ Le panorama que l'on y découvre s'ouvre largement sur les collines sous-vosgiennes et la plaine d'Alsace. L'escarpement de la Faille vosgienne, qui limite le champ de fractures à l'Ouest, se suit très bien depuis Saverne jusqu'à Wangenbourg. La limite orientale: Faille rhénane, passe juste derrière le petit horst boisé du Kronthal (Buntsandstein), en plein SE. Entre celui-ci et la cuesta infra-liasique ceinturant la cuvette de Landersheim, on peut apercevoir au loin le clocher de la cathédrale de Strasbourg.



Arrêt n° 8 : Petersbach - Carrière Reinberger (Carte géol. Bouxwiller)
Grès à Voltzia et Grès coquillier

Cette carrière présente le double intérêt de montrer l'anatomie des corps sédimentaires du Grès à meules et l'extrême variété des réalisations que permet cette matière première remarquable. Elle se caractérise en outre par une particularité assez rare : le Grès argileux n'y est pas représenté. Tandis que se déposait un peu partout, latéralement, le faciès typique, ce secteur était encore parcouru par un grand chenal fluviatile.

¤ Le Grès à meules se présente en vastes lentilles qui peuvent être interprétées comme des barres sableuse sous-aquatiques. Lorsqu'elle est (faiblement) érosive sur un niveau argileux, leur semelle montre d'innombrables traces de courants (flutes, grooves, prods, bounces ...). Dans d'autre cas la partie basale montre une structure tantôt psammitique (à lits riches en muscovite et biotite verte), tantôt bréchique. Les éléments y sont exclusivement de type intraformationnel : débris de végétaux (dont la fameuse Voltzia), intraclastes argileux (vrais galets mous) ou dolomitiques. La majeure partie du corps gréseux montre de fines laminations horizontales à linéation de délit (excellents indicateurs d'un écoulement de haut régime). La séquence s'achève parfois par des faisceaux arqués de grande taille sur lesquels de développent des faisceaux plus petits, résultant de la migration de rides linguoïdes, souvent conservées.

¤ Le Grès coquillier constitue la découverte. Il est représenté par des bancs minces et réguliers, plus argileux ou dolomitiques, aux teintes bariolées délavées. Il repose sur le sommet du Grès à meules, où de nombreuses racines végétales ont laissé leur trace, par l'intermédiaire d'une surface à traces de courant. Le premier banc révèle déjà une abondante faune marine  (Mollusques, Echinodermes, Foraminifères). Une foule d'organismes fouisseurs a bioturbé le sédiment, creusant parfois des terriers en U (Rhizocorallium) jusque dans le grès sous-jacent.

    ¤ Le travail de la pierre a beaucoup évolué dépuis le début de l'exploitation en 1860 : les techniques d'extraction d'abord (tirs calculés pour éviter la fragmentation), les techniques de sciage également ( au fil, au chassis, au disque diamanté), mais aussi les techniques de taille (le pistolet pneumatique est venu s'ajouter à la panoplie du tailleur).
 
    Nous irons maintenant vers l'Ouest, à travers l'"Alsace bossue", jusqu'à la N61 qui attaque bientôt le front de la Côte de Lorraine (Muschelkalk), bien mieux marquée ici qu'à Azerailles. C'est sur son revers, anormalement penté, que nous rejoignons l'A 4 pour le chemin de retour, à Sarre-Union où commence la longue traversée (_ 30 km)  du Synclinal de Sarreguemines. Dès les environs de Sarralbe (exploitations du gise-ment salifère du Muschelkalk moyen), l'autoroute parcours un paysage mollement ondulé, boisé et parsemé d'étangs, sur les Marnes irisées inférieures du Keuper.
    Dès l'échangeur de Freyming, et jusqu'au-delà de celui de Saint-Avold, nous retrouvons le Grès vosgien sur le flanc sud de l'Anticlinal sarro-lorrain. Puis un parcours E-W va nous ramener à Metz au travers des auréoles triasiques et liasiques...