Le Grès de Luxembourg - Luxemburger Sandstein

TABLE DES MATIERES

1. Introduction

2. La formation du relief actuel
2.1 La mise en place de la stratigraphie
2.2 L’installation d’un réseau hydrographique
2.3 Les périodes glaciaires au Quaternaire
- doc.1: formation du relief actuel
2.4 La geomorphologie structurale actuelle
- croquis geomorphologique de la région
- coupe du versant oriental de la vallée de l’Alzette
2.5 Les processus de geomorphologie dynamique
- doc.2: formes d’érosion dans le Grès de Luxembourg

3. Lithologie des différentes couches géologiques
3.1 Echelle stratigraphique de la région
3.2 Keuper moyen (km3)
3.3 Keuper supérieur ( ko1 et ko2)
3.3.1 Rhétien inférieur (ko1)
3.3.2 Rhétien supérieur ( ko2)
3.4 Lias inférieur ( li1 et li2)
3.4.1 Hettangien inférieur (li1)
3.4.2 Hettangien supérieur (li2)

4. Les sources du Grès de Luxembourg
4.1 Les eaux souterraines
4.1.1 Des précipitations
4.1.2 à travers la nappe phréatique
4.1.3 vers la source.
4.2 Pollution des eaux souterraines

1. INTRODUCTION

J’ai choisi comme sujet de mon excursion le Grès de Luxembourg et ses sources, un choix qui à moi me paraît évident lorsqu’on prend conscience du fait que le plateau du Grès de Luxembourg occupe la partie essentielle du Gutland luxembourgeois. En effet, ce grès affleure dans notre pays sur plus ou moins 493 km2 ( Schreiber, 1987 ). Et c’est justement à cause de sa présence excessive et bien sûr de sa perméabilité qu’il constitue le plus puissant réservoir d’eau potable du Luxembourg. 90% de notre consommation en eau potable ( 265 l par jour par personne en 1988) étaient couverts par les eaux souterraines de ce grès avant mise en marche du barrage d’Esch sur Sûre en 1969 ( Service géologique ); voilà pourquoi j’ai trouvé intéressant d’examiner le grès et ses sources dans ma région. Je vais donc, en passant par la formation du relief actuel, présenter de plus près les différentes roches affleurantes et le circuit des eaux souterraines dans les mêmes et surtout dans le Grès de Luxembourg.

2. LA FORMATION DU RELIEF ACTUEL ( voir doc.1 p.4 )

2.1 La mise en place de la stratigraphie

L’histoire de ma région commence au Paléozoïque ( Dévonien ). C’est au Carbonifère que l’orogenèse hercynienne imprima aux couches dévoniennes des plis, dont le plus important du Gutland fut le synclinal de Weilerbach dans lequel aujourd’hui se situe ma région. Le climat tropical au Permien a permis à l’érosion de réduire ce massif ardennais à une vaste pénéplaine. Au début du Mésozoïque ( Trias ), il y a environ 240 millions d’années, une nouvelle transgression marine envahit notre pays de l’Est et déposa successivement, en discordance dans le synclinal de Weilerbach, les couches du Buntsandstein, celles du Muschelkalk, puis celles du Keuper. Pendant la régression marine au Jurassique, il y a environ 205 millions d’années, ont eu lieu les dernières dépôts sédimentaires de ma région, c’est-à-dire les couches du Lias, dont fait également partie le Grès de Luxembourg. En général les dépôts mésozoïques présentent un faible pendage vers le SW, bien que dans la région de Blaschette le pendage soit vers le NW probablement à cause de la position du synclinal de Weilerbach, mais également de celle de l’anticlinal de Blaschette. Au Tertiaire, le plissement alpin affecte le socle dévonien et sa couverture mésozoïque, de telle sorte qu’un soulèvement et de faibles ondulations de même direction SW-NE que les plis hercyniens affectèrent les nouvelles couches. Aux endroits où la limite de plasticité des roches était atteinte il se forment même des failles.

2.2 L’installation d’un réseau hydrographique

Au Tertiaire règnait dans notre région un climat tropical qui entraînait une érosion intense ( surtout une altération chimique: dissolution et oxydation des roches ) et ainsi la formation d’importants manteaux d’altération. C’est à la fin du Tertiaire ( Pliocène ), il y a seulement quelques millions d’années, qu’un réseau hydrographique primitif s’est installé sur la pénéplaine. Mais vue leur faible pente et vitesse d’écoulement, ces cours d’eau n’étaient pas en mesure de transporter tous ces débris de roche; ainsi des sols de plusieures dizaines de mètres ont pu s’établir.

2.3 Les périodes glaciaires au Quaternaire

Il y a environ 2 millions d’années, au début du Quaternaire ( Pléistocène ), les températures avaient fortement baissées. On est maintenant en présence d’alternances successives de périodes glaciaires et de périodes interglaciaires plus chaudes. C’est maintenant que l’altération mécanique des roches est la plus efficace et que les manteaux d’altération et les éboulis de pente sont évacués rapidement. Les vallées sont entaillées par les cours d’eau en étappes successives de creusement et d’alluvionnement. D’importants dépôts éoliens ( loess ) ont été accumulés par le vent pendant ces périodes glaciaires en milieu de désert froid. Les sources ont apparu au fur et à mesure du creusement. Le creusement des vallées a duré encore jusqu’au Holocène ( période postglaciaire ) il y a environ 10 000 ans. Pendant ces périodes de dégèl, les glissements de terrain, les chute de blocs ainsi que les éboulements de falaise étaient particulièrement actifs.

2.4 La géomorphologie structurale actuelle

Aujourd’hui, l’Alzette, qui méandre du Sud au Nord ( cours d’eau anaclinal ) à travers la vallée, s’est creusée son lit jusque dans le Keuper à marnolithes compactes (km3). Voilà pourquoi son bassin-versant est assez large et a un fond plat; à partir du moment où l’Alzette s’est creusée son lit jusqu’au fond du Grès de Luxembourg et a atteint les couches du Keuper, l’érosion latérale, qui, jusqu’ici n’a pas pu suivre l’érosion verticale, aide celle-ci à creuser ce fond large. Le grès sus-jacent qui est ainsi mis en surplomp n’a pas d’autre chance que de se débriter suivant ses plans de diaclases et de telle sorte renforcer la largeur de la vallée ( voir 2.5 ). La forme des pentes dépend de la nature des roches sur place; ainsi les versants de la vallée de l’Alzette présentent une corniche somnitale, une pente raide au niveau du Grès de Luxembourg (li2), roche dure et difficilement altérable et une concavité basale, un talus à pente faible à partir des couches à psiloceras planorbe (li1) jusqu’aux marnes du km3, roches tendres et facilement altérables. Sur le plateau du Grès de Luxembourg les couches de marnes et calcaires de Strassen (li3) ont été érodées à l’exception de quelques îlots isolés. Perpendiculairement à la vallée principale et encaissant le plateau, les sources de l’Alzette ont creusé des vallons latérales en faisant regresser les roches. Sur les pentes raides du grès on trouve pratiquement essentiellement de la forêt, tandis que sur les pentes plus faibles et sur les alluvions on trouve des vergers, des prés et des pâturages.

2.5 Les processus de geomorphologie dynamique

Depuis la dernière période glacière, de nouveaux manteaux d’altération ainsi que les alluvions actuelles (sédiments sableux et argileux de plusieurs mètres ) se sont accumulés et ont recouvert le plateau et les pentes. Sur le plateau on a des sols légers sableux qui recouvrent même encore les couches à psiloceras planorbe (li1), tandis que sur les pentes marneuses-argileuses on trouve des sols lourds argileux, peu épais, melangés même à des marnolithes, comme c’est le cas pour les sols du km3. Les processus d’érosion différentielle sont toujours actifs et continuent à modeler le paysage.

A part l’émiettement, du à la dissolution de son ciment calcaire, le Grès de Luxembourg se casse surtout le long de ses nombreuses joints de stratifications et de ses diaclases. L’eau exploite ces diaclases en les élargissant jusqu’à ce qu’elles forment finalement de véritables gorges. La formation des diaclases est due soit à la détente du grès libéré du poids des roches sus-jacentes erodées par l’érosion, soit aux efforts tectoniques lors du plissement alpin, soit aux conditions de consolidation des sables après leur dépôt, donc lors de la diagenèse, ici de la grésification. L’affouillement ou le sapement des roches meubles sous-jacentes aux pentes raides de roches cohérentes tel les grès, provoquent ainsi leur mise en surplomp ( formation d’abris sous roche ), puis leur cisaillement le long des plans de diaclases. Le résultat sont des éboulements, des écroulements en masse d’un pan de falaise et des chutes de blocs. La majorité des éboulis de pente du grès est donc constituée de grains de sable et de blocs de tailles différentes.

Les mouvements des argiles et des marnes en dessous du grès expliquent très bien le comportement du grès. Leurs mouvements sont soit lents ( creeping ) soit rapides ( solifluxion, glissements de terrain ), suivant la pente et la quantité d’eau disponible. Le Rhétien, constitué pratiquement essentiellement d’argiles, est un substrat particulièrement infavorable aux constructions de toute sorte. Les eaux du grès qui ne sont pas absorbées complètement par les couches du li1 pénètrent dans les couches du Rhétien et causent ainsi leur humidité et leur plasticité permanente. Les résultats sont les mêmes que pour les marnes du km3 orsque celles-ci sont mouillées: les particules des roches se gonflent ( à cause du pourcentage élevé de smectit, un minéral argileux qui gonfle fortement ) lorsqu’elles sont imbibées d’eau et ne peuvent s’échapper seulement dans une direction ( angle droit par rapport à la pente ). Lorsqu’ils sèchent, les minéraux se retrécissent et, à cause de l’influence de la gravité, se déplacent vers le bas de la pente ( = reptation, creeping ). Plus la pente est raide, plus grand est le parcours des particules et plus vite est ainsi la migration du sol. Dans le paysage on constate ces reptations sur la courbure typique des troncs d’arbre qui occupent une telle pente. Mais beaucoup plus dangereux sont les mouvements en masse tels les glissements de terrain. Ceux-ci se forment lors des périodes de précipitations exagérées, et qui saturent complètement la roche en eau. Après une poussée décisive, la masse rocheuse est rendue mobile et commence à se comporter comme une masse liquide et à se déplacer brusquement vers le bas de la pente. Le plan de décollement est en général courbe et concave vers le ciel. Au Holocène, où ces glissements étaient particulièrement fréquents, la cause était la persistance d’un sous-sol gelé ( donc imperméable ) sous un sol dégelé ( mollisol ), imbibé d’eau et donc particulièrement instable. Pratiquement hors danger contre ces décollements sont les pentes couvertes de forêt, qui augmente considérablement la résistance de la masse rocheuse.C’est donc ce comportement dynamique des marnes et des argiles qui cause les éboulements, les chutes de blocs et ainsi les pentes raides caractéristiques du Grès de Luxembourg.

Les éboulis de pente, issues de cette érosion sur les versants, évoluent lentement vers le fond de la vallée, avec une vitesse qui varie avec la pente et l’épaisseur du manteau d’altération et est généralement comprise entre 1 et quelques mm par an. Mais, localement, dans des versants potentiellement instables, ce mouvement peut s’accélérer et peut évoluer en glissement de terrain. Une augmentation temporaire des précipitations et ainsi des débits de sources émergeant sous les éboulis de pente peut conduire à la rupture. Actuellement, la capacité de transport de l’Alzette ( et de tous nos cours d’eau ) , même pendant les crues, n’est pas suffisante pour garantir l’évacuation totale des éboulis de pente, qui , ainsi continuent à s’accumuler dans les points bas.

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1. Grès de Luxembourg 2. Argile et Calcaire 3. Résidu des Marnes et Calcaires de Strassen 4. Niveau du Grès de Lux. avant la formation de la vallée 5. Nappe aquifère 6. Source 7. Tuf calcaire 8. Cours d’eau actuel 9. Eboulis de pente 10. Abri sous roche 11. Diaclase 12. Gorge “Schlëff” ( remplie de sable ) 13. Caverne

“Hiel” formée par éboulement d’un bloc

Doc.2: Formes d’érosion dans le Grès de Luxembourg Source: Thilges, 1995 ( d’après Lucius, 1950 )

3. LITHOLOGIE DES DIFFERENTES COUCHES GEOLOGIQUES

3.1 Echelle stratigraphique de la région

3.2 Keuper moyen (km3)

Les dépôts du km3 ( Keuper à marnolithes compactes ) sont constitués de marnes bariolées et d’argiles avec des intercallations de minces bancs ( 5-25 cm ) de dolomie dense, les marnolithes. Il se peut également qu’on y trouve du gypse, soit sous forme de filaments, soit dans des quantités plus importantes. Dans les couches marneuses où la stratification est difficilement visible, les couleurs gris-vert et rouge-violet dominent. Les marnolithes, de couleur gris-foncé dans l’état non encore altéré, sous le travail de l’érosion montrent une teinture gris-clair et se désagrègent facilement en de plus petits morceaux à arête vive. Dans notre région les couches du km3 atteignent une hauteur comprise entre 50 et 60 m.

3.3 Keuper supérieur

3.3.1 Rhétien inférieur (ko1)

Les couches du ko1 sont formées d’argiles feuilletées noires, de grès et de conglomérats. Les argiles ( de même que celles du ko2 ) ont des grains particulièrement fins, ce qui explique leur importante plasticité surtout en état humide. Les bancs de grès jaune-blanc, en général peu cimenté, parfois cimenté par du gravier, constituent des remplissages d’anciens chenaux. Ceux-ci ont été envahis par les courants marins qui y ont déposé leur charge. Les conglomérats sont surtout formés de marnes, de dolomie, de quartz et de quartzites et présentent seulement une importance de 80 cm au niveau de Lorentzweiler. La hauteur du ko1 dans notre région est en général de 1 à 5 m.

3.3.2 Rhétien supérieur (ko2)

Il s’agit ici de dépôts d’argiles feuilletées rouges, un faciès relativement pauvre en carbonates des “Marnes de Levallois” de la Lotharingie. Il est probable que la couleur d’origine de la roche est plutôt brune et que seulement à l’état altéré elle se colore en rouge. Les couches du ko2 ont en général une hauteur comprise entre 0 et 8 m, mais dans ma région sur l’anticlinal de Blaschette, ces strates ont une hauteur minime et ne présentent que des couleurs grises.

3.4 Lias inférieur

3.4.1 Hettangien inférieur (li1)

Ces couches à psiloceras planorbe sont constituées de marnes feuilletées gris-foncé dans la partie centrale et de bancs de calcaires gréseux gris-bleu dans la partie supérieure et inférieure. Les strates de calcaires se cassent en des plaques de quelques cm d’épaisseur et qui sont parsemées de fossiles. Les couches du li1 affleurent généralement sur une hauteur de 5 à 25 m.

3.4.2 Hettangien supérieur (li2)

Ces dépôts sont formés du Grès de Luxembourg, un dépôt marin à apports continentaux importants ( plantes et vertébrés ). Dans l’état non altéré, sa couleur est gris-bleu ce qui est à attribuer à la présence de minuscules cristaux de pyrite (FeS2) finement disseminés dans la matrice rocheuse. Exposé à l’érosion, il y a oxydation du pyrite et la couleur de la roche varie de gris-jaune jusqu’au rougeâtre. Les différents grains de sable ( composés de grains de quartz et donc de silice, SiO2 ) qui constituent le grès pour au moins 85% sont de composition granulométrique relativement homogène ( sables fins et moyens). Mais la roche cohérente qu’est le grès ne se forme qu’après cimentation des grains. Dans le cas du Grès de Luxembourg, les grains de sables sont cimentés ensemble par du carbonate de calcium ( CacO3 ) pour entre 5 et 20%, mais les proportions et ainsi sa consistance et sa résistance à l’érosion peuvent varier.

D’autres constituantes du Grès de Luxembourg sont la magnésie, l’hydroxyde de fer et le gypse ( les deux derniers proviennent de l’oxydation de la pyrite ).On trouve également des fossiles dans les niveaux de lumachelle et les niveaux de conglomérats situés dans la partie supérieure de la formation. A de maintes endroits on observe également des filons de quartz, dus à une recristallisation des fractures. Le grand nombre de diaclases et de joints de stratification sont caractéristiques pour cette roche qui, dans nos régions, peut atteindre une hauteur de 70 à 80 m.

4. LES SOURCES DU GRES DE LUXEMBOURG

Comme je l’ai déjà mentionné dans mon introduction, le Grès de Luxembourg constitue le plus important réservoir d’eau potable de notre pays. Ceci n’est pas seulement du à sa grande puissance ( jusqu’à 100m ), à l’étendue de ces affleurements nourriciers ( 300 km2 ), c’est-à-dire les affleurements par lesquels l’eau peut facilement s’infiltrer, et à l’étendue de ses affleurements émissifs ( 220 km ), c’est-à-dire des affleurements de la ligne de contact entre le li1 et le li2 ( = ligne de source), mais également à sa grande capacité de filtration et sa porosité. L’horizon de source entre li1 et li2 est le plus important de la région. Les seules autres couches réservoires sont les couches de calcaire gréseux du li1 et les couches gréseuses du ko1, mais à cause de leur puissance infime, elles ne jouent pas de grand rôle. Toutes les autres couches ( marnes de li1, ko1, ko2, km3 ) constituent de par leur imperméabilité des couches barrages. Je vais donc expliquer dans cette partie le circuit de l’eau souterraine sur l’exemple du Grès de Luxembourg.

4.1 Les eaux souterraines

Le régime des eaux souterraines et même de ceux de la surface du Grès de Luxembourg est arrivé depuis des milliers et des milliers d’années à un état d’équilibre, qui n’a pas beaucoup changé depuis la dernière période de retrait des glaciers. En calculant avec 750 mm de précipitations par an et 20-25 % d’infiltration, le capital de roulement du Grès de luxembourg est de 60-65 millions de m3 par an ( Barthel, 1965 ). Mais il faut considérer aussi que chaque année nous détournons 1/3 de ce capital de son but original, c’est-à-dire l’approvisionnement en eau fraîche des cours d’eau, voilà pourquoi l’équilibre entre le régime des sources et celui des cours d’eau est perturbé. Il est vrai que, après usage, l’eau revient dans les cours d’eau, mais souvent dans un autre cours d’eau et même polluée. Ceci a donc des conséquences néfastes sur l’équilibre établi par les lois de la nature entre ces deux régimes.

4.1.1 Des précipitation…

Au Luxembourg règne un climat océanique ( subatlantique ).Dans la vallée de l’Alzette, la température annuelle moyenne est de 9°-9,5°C, sur les versants et le plateau du Grès de Luxembourg des deux côtés, elle est de 8°-9°C. Les précipitations moyennes actuelles sont de 750-800 mm dans la vallée et de 800-850 mm sur le plateau. Les précipitations athmosphériques entrent donc dans le grès partout où celui-ci s’étale à la surface ( = affleurement nourricier de la nappe aquifère ). Le pourcentage d’infiltration des précipitations dépend de la quantité de pluie, du manteau de végétation, de la pente, mais surtout de la perméabilité de la roche et de son sol. Pour le Grès de Lux., la quantité d’infiltration est en général de quelques 25 % ( 200 l par an par m2), mais elle varie selon les saisons: en été, elle est moindre à cause de l’évaporation et de l’évapotranspiration élevée, et en hiver une plus grande quantité d’eau s’infiltre, surtout lors de la fonte de neige. ( Dans nos régions tempérées, les nappes phréatiques sont surtout alimentées par les pluies d’hiver, d’octobre à avril ). Lors de précipitations très élevées, il y a même la possibilité de formation de gouttières sur le plateau du Grès de Luxembourg. Une première partie filtrante du grès, traversée par les pluies infiltrées, constitue donc sa partie supérieure ( 4-10 m ) formée de sables fins meubles à environ 65-70 % et pauvre en minéraux. Lors d’expériences au laboratoire on a mesuré le temps d’infiltration à environ 12,5-25 cm par heure.

4.1.2 …à travers la nappe phréatique…

Une fois entrée dans le sous-sol par les pores et les fissures, l’eau est soumise à la gravité qui la conduit vers le bas. Lorsque lors de l’infiltration, la quantité d’eau qui persiste dans les cavités proche de la surface et qui est nécessaire à l’alimentation des plantes, est excédée, l’eau de trop migre vers le bas et constitue de l’eau phréatique. D’abord l’eau se situe dans une zone d’aération, remplie d’eau et d’air. La durée de son séjour dans cette zone dépend de l’épaisseur et de la nature de la roche, mais également de la quantité d’infiltration de l’eau qui suit. La surface piézométrique, qui marque le niveau de la nappe aquifère, sépare cette première zone de la zone de saturation sous-jacente. Dans cette zone, tous les interstices de la roche sont remplies d’eau, qui ici constitue la nappe phréatique. Dans le cas du Grès de Luxembourg, il s’agit d’une nappe suspendue, puisqu’elle est retenue par la couche barrage (li1) au-dessus du niveau du fond de la vallée. Le Grès de Luxembourg constitue un seul réservoir d’eau fermé, non pas des étages d’eaux phréatiques. La qualité des eaux phréatiques dépend de la composition de l’eau de pluie, de la nature des roches traversées et des réactions chimiques et biologiques qui se sont déroulées lors de sa circulation dans le sous-sol. La vitesse de circulation générale des eaux dans le grès est de 15-100 m par heure, mais elle est beaucoup plus élevée dans les fractures ( failles, diaclases, joints de stratification ) que dans les pores ( nappe de pores ). En revanche, la filtration est beaucoup plus efficace dans les pores que dans les fractures, sauf si celles-ci sont encore remplies de sable, résultant de la dissolution du ciment calcareux. En état non encore altéré, le Grès de Luxembourg est macroporeux, c’est-à-dire qu’il a peu de pores, mais beaucoup plus de diaclases. A proximité de la surface, le grès est déjà très altéré par les eaux d’infiltration chargées d’acide carbonique qui disslove le ciment calcaire et augmente ainsi le nombre de pores qui alors permettent un stockage d’eau plus élevé. K. Gronemeyer estime le volume disponible par porosité à 9 % vol. et celui disponible par fissuration à 1,1 % vol. Les zones sans CaCO3 peuvent se situer jusqu’à 40 m de profondeur ( HOYER, M. von, 1971 ) et même plus profondément encore lorsque le nombre de diaclases augmente.Sur l’axe de l’anticlinal de Blaschette, le Grès de Luxembourg est caractérisé par une décalcification presque totale. Le temps de séjour de l’eau dans le grès se situe entre 6 et 12 mois; il y a donc un renouvellement constant de ces nappes libres mais qui dépend des précipitations annuelles.

4.1.3 …vers la source.

Si la couche barrage qui limite la nappe aquifère vers la bas, ici la couche de li1, se situe au-dessus du niveau du cours d’eau, ici l’Alzette, la direction d’écoulement des eaux soutterraines est déterminée exclusivement par le relief de cette couche. La couche de li1 a un pendage vers le NW ( dans cette région ) et c’est donc la direction des eaux souterraines du Grès de Luxembourg. Au moment où la nappe aquifère touche le niveau de la topographie, on trouve un source, une sortie naturelle des eaux phréatiques. La plupart des sources du Grès de Luxembourg sont des sources pétrifiantes, des sources qui déposent une croûte calcaire sour tout ce qu’elles baignent. Ceci est du à une baisse notable de la température et de la pression des eaux souterraines lorsqu’elles sortent à la surface. Voilà pourquoi il y a évaporation de l’acide carbonique de telle sorte que les carbonates en dissolution se précipitent sous forme de tuf calcaire autour de l’exutoire de la source. Ce travertin poreux et pouvant atteindre une puissance de 5 m, constitue la roche la plus récente de la région. Sa couleur varie de grise, blanchâtre à brune. En général, l’eau des sources du Grès de Luxembourg est une bonne eau potable convenablement riche en sels minéraux. Sa température ( en relation avec la profondeur traversée ) est constante sur toute l’année et est de 8°-9°C, son ph se situe entre 7,2 et 7,6 ( THILGES, 1995 ) et son taux de minéralisation se situe entre 20 et 25 degrés frç. de dureté totale ( BARTHEL, 1965 ). Ces eaux sont bien oxygénées ( teneur en O2 dépasse 90 % de saturation ), riches en calcium, d’une limpidité parfaite et ont des qualités physiques et organoleptiques agréables pour le consommateur ( BARTHEL, 1965 ). Des nitrates et des chlorures, éléments étrangers à la composition chimique de la roche, on en trouve seulement de légères traces dans les sources de ma région, à cause du sol boisé.

4.2 Pollution des eaux souterraines

La pollution des eaux soutterraines se fait surtout aux endroits où le manteau superficiel d’altération a été enlevé sur de vastes superficies. En 1961, pour protéger cette zone importante de filtration, on a limité l’installation de carrières sur le plateau du Grès de Luxembourg. Un autre danger de contamination des sources constituent les eaux usées qui ont accès, par les fentes, aux nappes aquifère, soit par la construction de maisons dans les carrières, soit par leur déversement dans des puits creusés. Ensuite ce sont les engrais utilisés dans l’agriculture qui, par lessivage du sol, aboutissent dans la nappe phréatique et y polluent les eaux.