Alexandre Aubiès-Trouilh, Université Laval

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1 Influence des structures précoces sur la géométrie des plis de propagation: Restauration 3D et modélisation cinématique directe 3D. Pli de San Corneli, Espagne. Alexandre Aubiès-Trouilh, Université Laval Directrice : Donna Kirkwood, Ph.D., Département de géologie et de génie géologique, Université Laval Co-Directrice : Jacynthe Pouliot, a.-g., Ph.D., Département des sciences géomatiques, Université Laval Table des matières : 1 Introduction Problématique et objectifs Problématique Objectifs Méthodologie Modélisation 3D Modélisation inverse ou rétro-déformation Modélisation cinématique directe En tenant compte des structures précoces Sans tenir compte des structures précoces Les avant-pays Contexte géologique Contexte géologique des Pyrénées Géologie régionale Géologie locale de l Anticlinal de San Corneli : Contexte géologique de la Gaspésie Géologie régionale Géologie locale de l anticlinal de la rivière Saint-Jean Cadre technique Encadrement et supervision Ressources financières Budget Échéancier Références bibliographiques

2 Tables des figures: Figure 1 : Schéma présentant les différents ensembles d'une chaîne de montagne. ZA : Zone Axiale, ZE : Zone Externe, ZFI : Zone de failles imbriquées Figure 2 : A. Anticlinal de San Corneli (Espagne). B. Anticlinal de la rivière Saint-Jean (Gaspésie) Figure 3 : (A) accommodation des contraintes en contexte compressif. (B) représentation schématique à l'échelle de la croûte de la déformation en contexte de subduction. CC : croûte continentale, CO : croûte océanique, ML : manteau lithosphérique, A : asthénosphère (C) représentation des failles normales montrant des horsts et grabens en avant de chaîne de montagne. (d après Bradley et Kidd, 1991)... 6 Figure 4 : tirée du mémoire de maitrise de L. Massé (2004). Les différentes représentations spatiales : A) une carte géologique en 2D. B) la carte en 2,5D, donnant une impression de volume. C) Une surface 3D extraite d un modèle 3D, définit par les coordonnées saptiales (x, y, z) et permettant la superposition d une même surface selon l axe (z) pour le même couple (x, y)... 8 Figure 5 : Les bassins d'avant-pays, d'aprés Cojan et al. (1997). A- Bassin d'avant-pays sensus stricto. B- Bassin d'avant-pays de type "piggy-back" Figure 6 : exemple de remplissage de bassin, et définition de Onlap. (d'aprés Gabaldòn et al., 1994) Figure 7 : les plis-failles : A. pli de propagation de faille et B. pli sur rampe.(fig. tirée de 14 Figure 8: localisation du secteur dans les Pyrénées (anticlinal de San Corneli) Figure 9: (a) carte de répartition des différentes zones structurales dans les Pyrénées (ZNP: Zone Nord Pyrénéenne; FNP: Faille Nord Pyrénéenne) et (b) coupe de la zone sud pyrénéenne d après Soto et al., Figure 10 : Carte géologique des Pyrénées centrales, d'après Soto et al. (2002) Figure 11 : Carte géologique de l'anticlinal de San Corneli (d'après Kirkwood et al., 2003; modifié) Figure 12 : Evolution du pli de San Corneli d'aprés Kirkwood et al. (2003) Figure 13 : Carte géologique de la Gaspésie simplifiée (d'après Bourque et al., 1995, modifié) Figure 14 : carte géologique de l'anticlinal de la rivière Saint-Jean (Kirkwood, Lavoie et Marcil, in press) Tableau 1 : budget couvrant les dépenses dues au projet Tableau 2 : échéancier du projet

3 1 Introduction Une chaîne de montagne se décompose en trois grands ensembles, qui sont les zones interne et externe ainsi que la zone de failles imbriquées (fig. 1). La partie plus déformée, celle au cœur de la chaîne, correspond à la zone interne. La zone externe et la zone de failles imbriquées viennent ensuite et sont de moins en moins affectés par la déformation. La zone externe est caractérisée par des plis et un ensemble de failles de chevauchement. Les plis de la zone externe sont formés par les failles chevauchantes qui se nomment également décollement et qui entraînent la déformation des couches stratigraphiques. La zone de failles imbriquées, quant à elle, correspond à la zone la moins déformée de la chaîne de montagne. Elle est affectée, comme la zone externe, par des failles de chevauchement qui déforment faiblement les couches lithologiques. Figure 1 : Schéma présentant les différents ensembles d'une chaîne de montagne. ZA : Zone Axiale, ZE : Zone Externe, ZFI : Zone de failles imbriquées. À l'avant des chaînes de montagne se trouve le bassin d avant-pays sensu stricto. Cet ensemble est un bassin tectoniquement actif où s accumulent des sédiments provenant de l érosion de la chaîne de montagne en formation. La subsidence dans l avant-pays d une chaîne de montagne est contrôlée par des failles normales qui affectent ces bassins. Ces structures en extension sont formées par une relâche de la lithosphère pour accommoder la contrainte que représente la surcharge pondérale créée par l orogène. Au cours de la période de déformation générant un orogène, des chevauchements se propagent de plus en plus loin et affectent les bassins d avantpays. La partie ainsi déformée de ces bassins se retrouve donc incorporée à la zone de failles imbriquées et éventuellement à la zone externe. Cependant, nous avons vu que les bassins d avant-pays possédaient des structures en extension. Nous pouvons donc nous demander quelle sera l influence de ces structures précoces du bassin d avant-pays sur la géométrie des plis-failles ainsi formés, dans la zone externe au moment de l'incorporation des unités lithologiques du - 3 -

4 bassin d avant-pays dans la chaîne de montagne. Pour déterminer l'influence des failles et fractures précoces sur la géométrie des plis-failles, nous avons choisi deux sites d'étude : le premier en Espagne dans le bassin d avant pays sud pyrénéen et le second dans la péninsule gaspésienne (fig. 2). Figure 2 : A. Anticlinal de San Corneli (Espagne). B. Anticlinal de la rivière Saint-Jean (Gaspésie). Le premier secteur traité est l anticlinal de San Corneli, situé dans les Pyrénées centrales, un plifaille, dont la géométrie est bien connue. Nous l avons choisi pour son nombre de données de surface disponibles. Des failles normales ayant subi une inversion tectonique lors de la phase compressive alpine y sont décrites (Muñoz, Martinez et Vergés, 1986; Vergés et Muñoz, 1990; Capote et al., 2003; Casas et al., 2003; Sussman et al,. 2004). Le second secteur correspond à l Anticlinal de la Rivière Saint-Jean (ARSJ). Sa géométrie ressemble à celle de l anticlinal de San Corneli (fig. 2). Ce pli se situe à 40 km à l'ouest de la ville de Gaspé, dans la péninsule gaspésienne. Cette région boisée de la péninsule offre très peu d'affleurement. Conséquemment, les données de surface sont peu nombreuses et éparses sur le territoire. Dans le bassin de la Gaspésie, des failles normales précoces sont décrites (Bourque, 2001 et Désaulniers, travaux en cours). Bien qu aucune faille normale n ait été cartographiée à l anticlinal de la rivière Saint- Jean, il est fort possible qu elles existent en sous-surface. Pour étudier et comprendre au mieux la géométrie et l'évolution structurale de ces deux régions, nous utiliserons une méthodologie basée sur la cartographie en 3D. La notion de modélisation 3D concerne la représentation d un objet par ses propriétés géométriques dans les trois directions de l espace (x, y et z). L office de la langue française (OQLF, 2004) nous dit que la modélisation dans le monde de l informatique est «la description dans un langage compréhensible par l ordinateur de la forme, du mouvement et des caractéristiques d un objet ou d un ensemble d objets qui crée un modèle.» (Lachance et al., 2004). Les objets en 3D sont donc représentés sur un plan en 2D, comme un écran d ordinateur par exemple, en gardant toutes ses propriétés - 4 -

5 géométriques. Il nous est donc possible de faire des mesures, de se déplacer et de modifier le modèle géologique 3D obtenu. La 3D permet au géologue de bien faire ressortir la géométrie d ensemble d un objet. De plus, grâce à l outil 3D, il est possible de modifier des paramètres géométriques et temporels permettant entre autre de vérifier des hypothèses. Dans la nature, les objets géologiques comme les plis, les dômes, les chenaux, etc., sont des volumes, d où l utilité de travailler avec de tels outils. De nombreux logiciels existent, endossant le label 3D. Cependant, seuls quelques uns sont de véritable modélisateur 3D (par exemple : gocad, 3Dmove, Earth Vision ), les autres ne permettant que de visualiser les objets en 3D. Ces modeleurs sont donc des aides pour l interprétation géologique grâce à la troisième dimension. L Université Laval (Québec) fait partie du consortium de gocad, ceci permet l utilisation de cette plate-forme. De plus, ce logiciel autorise l accès aux codes sources, ce qui présente l avantage de pouvoir y faire des développements. Mon étude s inscrit dans le cadre du réseau de centre d excellence GEOIDE (GÉOmatique pour des Interventions et des Décisions Éclairées). GEOIDE est un réseau de centre d excellence (RCE) subventionné par le gouvernement fédéral afin de consolider les compétences canadiennes en géomatique. Des experts d horizons différents (des universités, des gouvernements et de l industrie) y travaillent ensembles. GEOIDE agit en tant que lien stratégique donnant accès au financement de la recherche et à une banque de compétences au niveau mondial dans le domaine de la géomatique. Mon étude fait partie de la phase II de GEOIDE et du projet RES#LON : «Applications géomatiques adaptées pour l exploration des ressources et des risques naturels», et s inscrit dans le thème du développement de nouvelles méthodologies de fusion et d intégration de données 3D appliquées aux géohazards et des géoressources. L équipe de modélisation 3D de l Université Laval a été fondée par les Professeures D. Kirkwood et J. Pouliot en 1998 et se compose, en plus, de B. Lachance, professionnel de recherche, de K. Bédard, K. Nault et moi-même, étudiants gradués et ainsi que P. Mercier, étudiant au premier cycle. Notre projet de recherche GEOIDE s inscrit dans la continuité du projet RES#25 de la phase I et intitulé: «Intégration numérique en 3D de données géologiques, photogrammétriques, géophysiques et de télédétection : application à la prospection pour des ressources dans les chaînes de déformation d avant-pays». C'est-à-dire utiliser les données de surface et de subsurface pour modéliser et comprendre la géométrie des plis-failles, méthodologie développée par L. Massé (2004)

6 2 Problématique et objectifs 2.1 Problématique Figure 3 : (A) accommodation des contraintes en contexte compressif. (B) représentation schématique à l'échelle de la croûte de la déformation en contexte de subduction. CC : croûte continentale, CO : croûte océanique, ML : manteau lithosphérique, A : asthénosphère (C) représentation des failles normales montrant des horsts et grabens en avant de chaîne de montagne. (d après Bradley et Kidd, 1991) La problématique de ce projet est d ordre géologique et concerne l influence des failles normales du bassin d avant-pays sur la géométrie des plis-failles formés dans la zone incorporée à la chaîne de montagne

7 Les bassins d avant-pays qui se forment en avant d un orogène, peuvent posséder des structures en distension précoces : c est-à-dire des structures telles que des failles normales et/ou fractures, présentes avant la formation de l édifice montagneux (fig. 3). Ce bassin se retrouve incorporé à la chaîne de montagne au cours de la déformation. En effet, lors de la convergence de deux plaques, les séquences lithologiques sont affectées par des plis et des failles de chevauchement qui déforment le bassin. Cette zone tectonique fait partie de la zone externe de la chaîne et est également connue sous le nom de «Foothill». Il est donc possible de se demander comment réagissent alors les structures en distension précoces. Y aura-t-il inversion tectonique? Serontelles réactivées en failles inverses au moment de la convergence? Si tel est le cas, quelle sera leur influence sur la géométrie des plis-failles? 2.2 Objectifs Pour pouvoir répondre à ces questions, nous nous sommes donnés une série d objectifs : 1) Regarder les horizons les plus pertinents afin de créer un modèle 3D simplifié. 2) Construire le modèle 3D simplifié de l anticlinal de San Corneli. 3) Tester les modules de rétro-déformation proposés par gocad et comparer sa robustesse avec ceux distribués par 3Dmove. 4) Déterminer les paramètres de dépliage. 5) Établir notre méthodologie de dépliage du modèle 3D. 6) Déplier le modèle 3D simplifié de l anticlinal de San Corneli. 7) Valider le résultat. 8) Créer deux modèles paléogéographiques 3D simplifiés, un avec les failles et les fractures et un autre sans. 9) Tester le module de gocad afin de voir s il peut faire de la modélisation directe 3D. 10) Établir la méthodologie pour la modélisation directe 3D. 11) Procéder à la modélisation directe 3D de l anticlinal de San Corneli, en utilisan les deux modèles paléogéographiques 3D simplifiés (avec et sans failles et fractures). 12) Comparer les géométries ainsi obtenues. 13) Évaluer l influence et le rôle des structures précoces sur la géométrie du pli de San Corneli. 14) Appliquer ces 13 étapes sur l anticlinal de la rivière Saint-Jean

8 3 Méthodologie Afin de pouvoir répondre à ces objectifs, des modèles géologiques 3D seront utilisés pour montrer, si elle existe, la relation entre les structures précoces et la géométrie des plis-failles. La notion de modèle géologique volumique mérite d être discutée, car les abus de langage sont nombreux concernant ce type de représentation. D un point de vue géométrique, sur une carte géologique standard, une unité géologique est représentée dans un environnement défini par trois variables (x, y, z) qui sont les coordonnées spatiales exprimées par la carte topographique. Une carte géologique est donc une vue en plan (2D) qui représente trois variables dimensionnelles. En digitalisant une carte géologique, nous créons une matrice 2D (x, y). À chaque élément correspond l information altimétrique (z) qui est prise en compte comme attribut. La possibilité de draper une carte géologique sur un MNT (Modèle Numérique de Terrain) est le moyen d accéder à cette variable (z). Cette technique permet de visualiser les unités géologiques et leur association avec le relief à partir d ombrages artificiels. Il est alors aisé de générer des images en perspective, mais ce ne sont cependant pas des vraies cartes volumiques, puisqu elles ne prennent pas en compte l information géologique en profondeur. Figure 4 : tirée du mémoire de maitrise de L. Massé (2004). Les différentes représentations spatiales : A) une carte géologique en 2D. B) la carte en 2,5D, donnant une impression de volume. C) Une surface 3D extraite d un modèle 3D, définit par les coordonnées saptiales (x, y, z) et permettant la superposition d une même surface selon l axe (z) pour le même couple (x, y). L apparition du SIG (Système d Information Géographique) a constitué un progrès majeur dans la confection de nouvelles cartes, en offrant la possibilité d intégrer un grand nombre d information sur une simple carte 2D. Cependant, cet outil ne permet la manipulation que de - 8 -

9 cartes planes. Et même superposées, elles ne produisent pas une vision du sous-sol telle que devrait le faire un vrai modèle géologique 3D : ceci sont des modèles 2,5D. En effet, un modèle géologique volumique représente bien les unités et les structures géologiques en 3D. Pour cela, l information est contenue dans une matrice 3D (x, y, z), ce qui présente l avantage, pour un même horizon, de pouvoir avoir plusieurs valeurs de z. 3.1 Modélisation 3D A partir d un logiciel de modélisation, nous allons construire un modèle géologique en 3D. Nous utiliserons la méthodologie proposée par L. Massé (2004), qui consiste à utiliser des données de surface : Carte géologique Image de satellite Modèle Numérique de Terrain Données de terrain A cette méthodologie, nous rajouterons l analyse de coupes sismiques ainsi que des données de puits, qui nous permettrons de mieux contraindre notre modèle en profondeur. Une fois le modèle en 3D fini, nous pourrons l étudier pour comprendre la géométrie de l anticlinal de San Corneli. Il faudra alors déterminer quelles unités ont été affectées par la déformation, comment les failles normales se sont comportées, si elles ont rejoué en failles inverses. Ensuite, seul les horizons vraiment utiles à la compréhension de la formation du pli seront retenus, dans le but de créer un modèle 3D le plus simplifié possible. Il nous faudra aussi voir, s il ne serait pas plus judicieux de travailler à deux échelles : une dite «régionale» pour voir l influence des failles normales et une dite «locale» pour observer le comportement des fractures. Nous pourrons ensuite passer à l étape suivante qui consistera au dépliage de ce modèle 3D simplifié. 3.2 Modélisation inverse ou rétro-déformation Ce modèle est obtenu en dépliant le modèle géologique. Pour cela, il faut respecter l ordre chronologique des évènements géologiques de la région, et regarder aussi la direction de la déformation pour mieux déplier ensuite. Les rétro-déformations s'effectuent généralement à partir de coupes en 2D. Cette méthode a fait ces preuves depuis plusieurs années. Grâce à elle, des scientifiques ont pu, par exemple, calculer le raccourcissement de chaîne de montagne (Fitzgerald et al., 1999). Aujourd hui, l outil 3D nous permet de mieux exploiter les possibilités d une telle - 9 -

10 pratique. Depuis peu, des logiciels spécialisés ont été développés pour permettre d'effectuer ces manipulations en 3D. Ceci est l adaptation en 3D des coupes équilibrées. Un de ceux-ci, 3DMove, et plus récemment gocad, nous proposent un module qui permet de déplier des modèles géologiques 3D. Les résultats de rétro-déformation à l'aide de ces logiciels représentent le modèle géologique 3D de la région avant la déformation, soit la paléo-géométrie du territoire. Nous pouvons, par exemple, apprécier la géométrie des bassins d'avant-pays avant leur déformation et leur incorporation à la chaîne de montagne, quantifier le raccourcissement résultant de la compression du bassin et mieux comprendre la relation entre les plis et les failles. 3.3 Modélisation cinématique directe Pour mieux comprendre le mécanisme qui régit la formation des plis, il est nécessaire de faire un modèle cinématique direct. La modélisation cinématique directe est la technique qui nous permet de replier un modèle à partir du résultat obtenu par la rétro-déformation. L avantage d un tel modèle est de pouvoir faire varier la cinématique du système (ici un modèle de rétrodéformation) et de contrôler les mouvements des failles et/ou fractures afin d'apprécier le rôle de ces dernières sur la géométrie finale du système. Grâce à cela, nous pouvons regarder l influence des failles précoces et de fractures sur les plis-failles. L intérêt est de pouvoir générer plusieurs modèles à partir du modèle inverse et de les comparer avec le modèle géologique 3D. Cette partie du projet se séparera en deux volets : une étude de la déformation en tenant compte des structures préexistantes et une autre sans en tenir compte En tenant compte des structures précoces Le fait de replier le modèle en tenant compte des failles, nous permettra de voir si ces dernières ont influencé la formation du pli. Si les structures héritées ont un rôle à jouer dans la déformation, le nouveau modèle obtenu sera semblable à notre modèle. Ceci nous servira de comparatif avec le modèle cinématique direct sans faille Sans tenir compte des structures précoces Comme précédemment, nous allons replisser le modèle de retro-déformation, mais cette fois-ci, sans tenir compte des structures héritées. Ceci nous permettra de voir si ces dernières ont bien un rôle sur la géométrie des futurs plis. En comparant les deux modèles cinématiques directs ainsi

11 obtenus, nous pourrons voir à quels endroits ils diffèrent et essayer de comprendre pourquoi ils diffèrent là et pas ailleurs. Et ainsi mieux comprendre le rôle joué par les structures préexistantes. 4 Les avant-pays Figure 5 : Les bassins d'avant-pays, d'aprés Cojan et al. (1997). A- Bassin d'avant-pays sensus stricto. B- Bassin d'avant-pays de type "piggy-back". Dans le cadre de ce projet, les deux cas étudiés (le pli de San Corneli et l anticlinal de la rivière Saint-Jean) sont des plis-failles formés en contexte d avant-pays. L'avant pays se situe au front d une chaîne de montagne et est lié à sa formation, que se soit en contexte de marge active (ex. chaîne Andine) ou de collision intracontinentale (ex. les Pyrénées). Le bassin d'avant-pays se forme par fléchissement de la lithosphère sous la charge que représente la chaîne de montagne (Cojan et Renard, 1997, Lacombe et Mouthereau, 1999). Cette flexure de la croûte est un phénomène en distension et voit l apparition de nombreuses failles normales et fractures en avant de la zone de subduction (Bradley et Kidd, 1991). La formation ultérieure des plis-failles présents dans un tel bassin, est probablement influencée par les structures en extension générées lors de la formation de ce dernier. Il est donc important, pour nous, de bien comprendre les bassins d avantpays, pour pouvoir ensuite modéliser les plis-failles, en respectant leur géométrie. En effet, le cas de l anticlinal de San Corneli et de celui de la rivière Saint-Jean présentent également des

12 structures précoces formées en contexte d avant-pays (Vergés et Muñoz, 1990, Bourque, 2001, Soto et al., 2002, Capote et al., 2003). L avant-pays comprend la zone affectée par la déformation (zone de failles imbriquées), le bassin d avant-pays sensus-stricto, peu ou pas déformé (fig. 5A) et les bassins dits en «foothills ou piggy-back» qui sont situés au-dessus des nappes de charriage et affectés par la déformation compressive (fig. 5B). Les bassins d avant-pays sensus-stricto (par exemple le bassin molassique Suisse) sont formés de matériaux clastiques et carbonatés. Ils peuvent s étendre sur plusieurs centaines de kilomètres et sont peu ou pas déformés. Dans les deux cas, ces bassins sont dissymétriques. D épaisses formations continentales se retrouvent proches des fronts de chevauchement alors qu en bordure de bassin, les dépôts montrent des terminaisons en biseaux avec des discordances angulaires. Ce sont ces bassins qui seront repris par la déformation et incorporés dans la zone de failles imbriquées, pour donner des bassins de taille plus réduite : les bassins de type piggy-back. Les bassins de type piggy-back ou zones foothills correspondent à la partie du bassin d avantpays qui a été déformée et incorporée dans la chaîne de montagne (Fermor, 1999). Ces bassins ne sont pas larges, quelques dizaines de kilomètres, et peuvent recevoir des sédiments détritiques de toutes les directions. Ils sont transportés et déplacés pendant l orogenèse. Les différentes structures tectoniques, telle que les plis et les failles de chevauchement se trouvent dans cette zone, affectant les séquences lithologiques. Les bassins d avant-pays en «piggy-back» (le bassin de l Alberta, par exemple) se développent au dessus de nappe de chevauchement. L accumulation des sédiments se fait dans les synclinaux en arrière des plis-failles. Ces plis correspondent à une structure anticlinale. L avant-pays est une zone complexe où des relations existent entre la tectonique et la sédimentation (Cojan et Renard, 1997). La sédimentation rencontrée dans les bassins d avant-pays, nous renseigne sur les différents évènements tectoniques de la région. En effet, un épaississement des séquences lithologiques, à l arrière d un anticlinal, peut nous indiquer un dépôt pendant la formation de ce pli. Le type de dépôt rencontré dans les bassins d avant-pays passe de dépôts marins à des dépôts continentaux. En ce qui concerne les dépôts marins, Sinclair (1997) les a divisés en trois unités stratigraphiques. La première, dite «Lower Unit», est constituée de sédiments carbonatés de plate-forme, ensuite, la «Middle Unit» qui est composée de marnes riche en organismes planctoniques et enfin la «Upper Unit» qui est formée d alternance de grés et de marnes,

13 formant des turbidites. Les dépôts continentaux quant à eux, sont représentés par des sédiments fluviatiles, des cônes deltaïques ou des éventails sous-marins. Cet ensemble sédimentaire est appelé dépôt molassique. Cette sédimentation est généralement importante en terme d épaisseur. Les sédiments détritiques qui remplissent le bassin, proviennent de l érosion de la chaîne en formation et la composition des sédiments molassiques reflète donc la nature de la couverture sédimentaire qui est en cours de déformation et d érosion (Cojan et Renard, 1997). Lorsque les nappes de charriage d une chaîne de montagne se mettent en place, les sédiments déposés dans la zone externe avant la déformation se plissent pour former des structures anticlinales et synclinales. La sédimentation qui se produit lors du plissement est dite syntectonique. Les dépôts présentent alors une géométrie particulière, dite en «On Lap» se déposant en discordance angulaire sur les plis en cours de formation (fig. 6). Figure 6 : exemple de remplissage de bassin, et définition de Onlap. (d'aprés Gabaldòn et al., 1994) Dans certains cas, les failles préexistantes du bassin d'avant-pays sont reprises lors d une nouvelle phase de déformation (Chalaron et Malo, 1998, Argyriadis, 2000, Casas et al., 2000, Laumonier et Autran, 2001, Soto et al., 2002) : ce phénomène se nomme l inversion tectonique. Lacombe et Mouthereau (1999) ont montré que pour avoir inversion des structures préexistantes, cela prenait une lithosphère rigide. La géométrie des failles inverses est alors changée. En effet, les chevauchements qui présentent en théorie de faibles pendages se retrouveront avec des pendages plus importants. De ce fait, il est probable que la géométrie et l'orientation des plisfailles en soit affectée. Les travaux de Vergés et Muñoz (1990), Soto et al. (2002) et Capote et al. (2003) nous montrent que le pli de San Corneli a été affecté par une inversion tectonique

14 A B Figure 7 : les plis-failles : A. pli de propagation de faille et B. pli sur rampe.(fig. tirée de Les plis qui se forment dans ces régions foothills, sont associés à des failles inverses de chevauchements. Certains plis dit : «plis-failles» sont génétiquement reliés aux failles et présentent, généralement, une orientation parallèle à la chaîne de montagne. Les plis-failles définis comme «plis déversés ou couchés dont le flanc inverse a été laminé» se forment en régime compressif. D un point de vue génétique, il en existe deux types : les plis sur rampe et les plis de propagation. Les plis sur rampe («fault-bend fold»; fig. 7a) se forment lorsque une surface de décollement passe du palier à la rampe au palier. Le toit (partie supérieure) va chevaucher le mur (partie inférieur) donnant une répétition dans les séquences stratigraphiques. Les plis de propagation («fault-propagation fold»; fig. 7b) sont générés par des surfaces de décollement en profondeur qui entraîne la formation de ces plis. L anticlinal de San Corneli est interprété comme un pli de propagation générer par le chevauchement de Boixòls. Récemment, les travaux de Kirkwood et al. (in press) suggère que l anticlinal de la rivière Saint-Jean serait également un pli de propagation. Cette information se révèle très importante, par rapport au rôle que peuvent jouer les structures précoces sur la formation de ces plis-failles. En effet, si nous avons à faire à un pli sur rampe ou un pli de propagation, la géométrie finale du pli ne sera pas la même

15 5 Contexte géologique Dans cette étude, nous voulons voir si les failles ou fractures qui sont présentes avant la déformation, jouent un rôle sur la géométrie des plis-failles en contexte d avant-pays. Pour cela, nous utiliserons l outil 3D qui a l avantage de bien faire ressortir la géométrie d un système. Dans cet optique, deux plis-failles seront étudiées. Le premier pli se situe au Nord-Est de l Espagne dans la chaîne pyrénéenne. Il s agit du pli de San Corneli. Ce pli présente des failles normales et une fracturation qui est bien décrite dans la littérature (Muñoz, Martinez et Vergés, 1986 ; Vergés et Muñoz, 1990 ; Casas et al., 2003 ; Capote et al., 2003 ; Sussman A.J. et al,. 2004). De plus toutes ces structures sont très bien marquées en surface (Fig. 2a). Des travaux récents Kirkwood et al., 2003) suggèrent que ces structures ont rejoué en compression lors de la formation du pli. Cette zone sera donc utilisée pour éprouver notre méthodologie et tester notre hypothèse. Le second pli, l'anticlinal de la Rivière Saint-Jean (ARSJ), se trouve dans la chaîne apalachienne en Gaspésie dans la région de Gaspé. Il s'agit d'une structure anticlinale à double plongement, développée à la faveur de failles de chevauchement et de rétrochevauchements (Lavoie, travaux en cours). L'anticlinal est découpé obliquement par des failles de décrochements de même orientation que les failles normales reconnues en profondeur plus au nord-est (Bourque, 2001; Lavoie, 1992) (fig. 2b). Les failles de décrochement seraient-elles reliées à des failles normales en sous surface? Les failles normales auraient-elles influencées la géométrie de l'anticlinal? Nous appliquerons la méthodologie développée sur le cas de San Corneli pour tenter de répondre à ces questions. 5.1 Contexte géologique des Pyrénées Géologie régionale La chaîne pyrénéenne forme une frontière naturelle entre la France et l Espagne. Cet orogène s étend sur près de 430 km de long de l océan Atlantique à la mer Méditerranée (Fig. 8). Elle s'étire sur 50 à 150 km de large entre le bassin d Aquitaine au nord et le bassin de l'èbre au sud. L orientation générale de cet édifice est WNW-ESE (Casas et al., 2003). Les Pyrénées correspondent à une chaîne de montagne dite «intracontinentale» ou encore de collisioncollision concernant les plaques Eurasie et Ibérie. L histoire de cet orogéne débute au Mésozoïque par deux épisodes extensifs (Muñoz et al ; Vergés et Muñoz, 1990 ; Soto et al

16 2002 ; Capote et al. 2003), le premier au Trias-Jurassique et le second au Crétacé inférieur. Ce dernier sera suivi de la phase compressive alpine qui donnera naissance aux Pyrénées. Cette chaîne possède la particularité d être à double vergence. Le versant nord est caractérisé par des nappes à vergence nord et le versant sud, caractérisé par des nappes à vergence sud. Elle est bordée par deux bassins molassique d avant-pays : le bassin d Aquitaine au nord et le Bassin de l Èbre au sud. Figure 8: localisation du secteur dans les Pyrénées (anticlinal de San Corneli) L ouverture de l océan Atlantique au Jurassique supérieur ( Ma) (Sussman. et al. (2004)) est l un des facteurs en cause dans la surrection des Pyrénées. En effet, lorsque les continents Africain et Américain se sont éloignés, l Ibérie s est retrouvée prise entre deux grosses masses continentales (l Eurasie et l Afrique). A l Albien et l Aptien (Crétacé inférieur), un bassin de subsidence se développe entre l Ibérie et l Europe. Il est comblé par des dépôts de «flysch ardoisiers» et, limité au nord et au sud par les calcaires récifaux Urgoniens. Un volcanisme basaltique alcalin synsédimentaire et un métamorphisme thermique sont associés à cette phase de distension, suggérant un stade de rift bien avancé. Cependant la création de croûte océanique n a pas eu lieu, aucune trace d ophiolite n ayant été trouvé dans les Pyrénées. A la fin de l Aptien, l Ibérie commence à glisser vers le sud le long de la faille Nord Pyrénéenne (FNP). Cette faille est un ancien accident du cycle orogénique hercynien qui a affecté toute l Europe au Carbonifère

17 La réactivation de cette faille en décrochement senestre a permis la création de plusieurs bassins en «pull-apart» entre les plaques Ibérique et Europe. Ces bassins étaient générés par de nombreuses failles normales très actives. Au Crétacé supérieur, le mouvement décrochant relatif senestre le long de la Faille Nord Pyrénéenne s inverse. La plaque Ibérique commence alors sa remontée vers le nord-est et entre en collision avec la plaque Européenne : cet épisode correspond à la naissance de la phase compressive alpine. Le plissement commence alors dans les Pyrénées Orientales, refermant les bassins petit à petit. A l Éocène, le mouvement relatif de l Ibérie se fait vers le nord et la déformation affecte alors l ensemble de la marge nord Ibérique et sud Européenne actuellement formée. Figure 9: (a) carte de répartition des différentes zones structurales dans les Pyrénées (ZNP: Zone Nord Pyrénéenne; FNP: Faille Nord Pyrénéenne) et (b) coupe de la zone sud pyrénéenne d après Soto et al., Les Pyrénées peuvent se séparer en plusieurs grandes unités structurales qui sont de la zone la plus déformée vers les moins déformées (fig. 9) : La Zone Axiale ou «Haute Chaîne Primaire» (ZA) qui correspond au cœur de la chaîne. C est là où se trouve les roches les plus anciennes (roches paléozoïques ayant subit l orogenèse Hercynienne). Cette unité tectonique est la plus déformée. Le métamorphisme rencontré dans

18 cette partie des Pyrénées est du type haut grade (Fitzgerald et al., 1999, Casas et al., 2003). Trois grandes unités sont individualisées dans la zone axiale. Du nord au sud, se retrouvent les unités de Gavarnie, de Millares et de Bielsa. Elles sont séparées par les chevauchements du même nom. Les zones des couvertures sédimentaires décollées se trouvent de part et d autre de la zone axiale (Fig. 9). 1) La Zone Nord Pyrénéenne (ZNP) se situe du côté européen et est comprise entre le chevauchement frontal nord pyrénéen (CFNP) au Nord et la Faille Nord Pyrénéenne (FNP) au sud. Elle est constituée en majorité de roches mésozoïques déformées. Cet ensemble est découpé par plusieurs nappes charriées par des décollements à vergence Nord. 2) La Zone Sud Pyrénéenne (ZSP) quant à elle se situe sur la marge nord Ibérique. Elle est formée de deux unités : une unité chevauchante supérieure et une unité chevauchante inférieure (Muñoz, Martinez et Vergés, 1986). L unité chevauchante supérieure est constituée de matériels Mésozoïques et Paléozoïques. Les failles normales du Crétacé inférieur ont subit une inversion tectonique au Crétacé supérieur permettant par endroit la localisation des chevauchement et la formation de nappes de charriage. L unité chevauchante inférieure se situe plus au nord et correspond à une zone de duplexes Figure 10 : Carte géologique des Pyrénées centrales, d'après Soto et al. (2002)

19 La région qui nous intéresse se situe dans l unité supérieure, il s agit des Pyrénées centrales (fig. 10). Les Pyrénées centrales sont composées de trois nappes majeures qui sont du nord au sud : Cotilla-Bòixols, Montsec et les Serres Marginals (Vergés et Muñoz, 1990). Les chevauchements constituant ces écailles se propagent vers l extérieur de la chaîne en «piggy back», déformant le bassin d avant-pays. Le niveau de décollement de ces ensembles correspond aux évaporites triassiques (Vergés et Muñoz, 1990 ; Capote et al., 2003). La nappe de Cotiella-Boixòls est une écaille d une puissance de 5000 m de sédiments du mésozoïque et majoritairement d âge Crétacé inférieur. L'anticlinal de San Corneli est situé dans la nappe Boixòls, au dessus du chevauchement de Boixòls. La limite nord de la nappe avec la Zone Axiale est le rétro-chevauchement de Noguerres. Plusieurs chevauchements, dits «aveugles» car ils n affleurent pas en surface, se greffent sur le plan de décollement majeur du chevauchement de Boixòls (Vergés et Muñoz, 1990). Cet ensemble s est mis à migrer vers le Sud du Sanonien inférieur au Maastrichtien inférieur (Sussman et al. 2004) de sorte que les sédiments détritiques du Crétacé supérieur se sont déposés en discordance (onlap) au-dessus du flanc méridional de l'anticlinal de San Corneli. Cette séquence de dépôt est la preuve d une sédimentation synchrone au développement des plis et du déplacement de la nappe. Le Crétacé supérieur correspond à l inversion tectonique des bassins extensifs du Crétacé inférieur. Nous pouvons également constater, une variation d épaisseur des sédiments crétacés. La nappe de Montsec est une structure simple en piggy back, comprise entre le chevauchement de Boixòls au nord et le chevauchement de Montsec au sud. Elle se décompose en deux structures, le synclinal du bassin de Graus-Tremp et l anticlinal de Montsec. L épaisseur de cette nappe est d environ 3500 m. Elle est constituée de carbonates synorogéniques qui correspondent à des faciès de bassin d avant-pays et de turbidites déposées dans la fosse au pied de la nappe de Boixòls en formation au Crétacé supérieur. Les dépôts de l Éocène moyen et supérieur sont discordants dans le bassin de Tremp et recouvrent le chevauchement de Montsec. Le chevauchement de Montsec est donc âgé de l Yprésien dans l Éocène inférieur (Vergés et Muñoz, 1990, Soto et al., 2002, Capote et al., 2003). Les nappes des Serres Marginals sont limitées au Sud par le Chevauchement Frontal Sud Pyrénéen et au nord par le chevauchement de Montsec. Les Serres Marginales correspondent à une série d unités imbriquées. Cet ensemble est constituée de matériels Mésozoïques de plus en plus épais en allant vers le nord et recouvert par l Éocène inférieur et les conglomérats Éocène

20 supérieur-oligocène inférieur. Cette succession est particulièrement étudiée pour les relations entre la tectonique et la sédimentation (Vergés et Muñoz, 1990) Géologie locale de l Anticlinal de San Corneli : 2 km Figure 11 : Carte géologique de l'anticlinal de San Corneli (d'après Kirkwood et al., 2003; modifié). Notre région d étude concerne l anticlinal de San Corneli (fig. 11). Ce pli se situe dans la région de Pallars Jussà à Tremp en Catalogne espagnole à 130 km au nord-est de Barcelone. L anticlinal de San Corneli se trouve dans la Zone Sud Pyrénéenne et fait parti de la nappe de Cotiella- Bòixols qui s est formée au Sanonien inférieur au Maastrichtien inférieur. C est un pli qui s étend sur 7 km d est en ouest et sur 5 km du nord au sud. L axe de cet anticlinal est de direction N100, ce qui correspond bien à la déformation pyrénéenne. Cette structure présente la particularité d être découpée par des failles normales et des fractures dont certaines sont associées aux failles normales et d'autres à la formation du pli (fig.12). En effet, selon Kirkwood et al. (in press), la couche représentée dans la figure 12, correspond aux unités du Santonien inférieur, déposées dans le bassin d avant-pays des Pyrénées en formation. Cet horizon a été affecté par des failles normales (Aramunt et Montagut) et deux jeux de fractures (NNE-SSW et NE-SW) associées aux failles. Une faille normale inactive (la faille de Organyà), vestige d un bassin de rift Crétacé, rejoue en faille inverse durant le Santonien supérieur. L'inversion tectonique de la faille a pour conséquence la création du pli de San Corneli, le développement de trois familles de fracture associées au plissement et la réactivation des fractures et failles normales. La faille de Organyà deviendra alors le chevauchement de Boixòls

21 Figure 12 : Evolution du pli de San Corneli d'aprés Kirkwood et al. (2003) Les roches qui affleurent dans ce secteur sont essentiellement datées du Crétacé supérieur (Coniacien à Maastrichtien terminal). Il s agit de sédiments marins qui passent progressivement de calcaires de plate-forme (Coniacien) à des séries turbiditiques (Maastrichtien), alternant des marnes et des grès. Stratigraphiquement, les dépôts du Crétacé inférieur appartenaient à un bassin de rift dans les marges duquel s est développé une plate-forme carbonatée. Dans le centre du bassin, la sédimentation y était plus marneuse. Bien que le Coniacien, comme le Santonien, le Campanien et le Maastrichtien possèdent une vaste représentation lithologique et faunique avec des significations biostatigraphiques très précises, la partie inférieure de la série dans la région de San Corneli est discordante sur le Crétacé inférieur, et très partielle. Il n existe que du matériel du Cénomanien terminal et du Turonien. Le Santonien supérieur lui est marqué par une discordance importante et un amincissement des marnes syntectoniques sur le flanc sud du pli. Le Crétacé terminal - Paléocène recouvre en discordance les sédiments du Crétacé supérieur et correspondent au faciès dit «Garumnien» : il s agit de dépôts détritiques. La base de cette formation qui est datée du crétacé terminal (Maastrichtien supérieur) et correspond à des calcaires lacustres. Le Paléocène et Éocène quant à eux, coïncident à des dépôts d argiles et d évaporites en domaine continental, c est ensemble est appelé molasse. Les molasses remplissent le bassin d avant-pays avec des dépôts détritiques issus de l érosion de la chaîne de montagne. Ces sédiments sont de bons témoins sur la nature de la couverture sédimentaire qui est en cours d érosion (Cojan et Renard, 1997). 5.2 Contexte géologique de la Gaspésie Géologie régionale La deuxième zone d étude correspond à l'anticlinal de la Rivière Saint-Jean. Il se situe dans le bassin de la Gaspésie, un bassin d'âge siluro dévonien des Appalaches canadiennes. Cet

22 orogène qui se situe le long de la côte Est du continent Nord Américain (fig. 13), présente une longueur avoisinant les 2000 km et une largeur de 400 km. La région qui nous intéresse se trouve dans la péninsule de Gaspésie dans l est de la province de Québec. Figure 13 : Carte géologique de la Gaspésie simplifiée (d'après Bourque et al., 1995, modifié). L histoire géologique des Appalaches est liée à l ouverture puis à la fermeture d un océan Paléozoïque : l océan Iapétus. A la fin du Pré-Cambrien, un épisode tectonique extensif entraîne la séparation en plusieurs plaques du méga continent Rodinia. Ce rift s est mis en place entraînant l ouverture de l océan Iapetus et l éloignement de deux nouvelles plaques continentales qui sont appelées Laurentia et Baltica. Le début de l Ordovicien est marqué par de la compression, la croûte océanique commence lentement un processus de subduction ayant pour conséquence la fermeture de l océan Iapétus. Deux phases tectoniques majeures ont causé la fermeture de cet océan et la formation des Appalaches. Il s agit de la phase taconique à l Ordovicien moyen et la phase acadienne au Dévonien moyen. C est au nord de la péninsule de Gaspé que nous retrouvons une bande Cambro-Ordovicienne correspondant aux vestiges de la chaîne taconique. Cette bande est appelée la zone Humber. Cette dernière est recouverte, en discordance, au sud, par les sédiments Siluro-Dévonien du bassin de Gaspé et elle recouvre au nord les dépôts de plate-forme Cambro-Ordovicien des basses terres du

23 Saint-Laurent. La faille Logan représente la limite nord de la zone Humber et les failles de Shickshock-Sud (centre et ouest de la Gaspésie), de Negette (Matapédia) et de la Guadeloupe (au Sud de Québec) marquent sa limite sud. Les roches du bassin de la Gaspésie, datées de l'ordovicien supérieur (Caradocien) au Dévonien supérieur (Frasnien), ont été seulement affectées par l'orogenèse acadienne. Elles occupent la grande majorité de la péninsule gaspésienne. Les roches proviennent de sédiments déposés dans un bassin Siluro-Dévonien et ont subit du métamorphisme lors de l orogenèse acadienne (Malo et Kirkwood, 1995). Dans le sud de la péninsule, des dépôts carbonifères reposent en discordance sur l'ensemble Siluro-Dévonien (Malo, 2001). La séquence stratigraphique est divisée en quatre grands ensembles lithologiques, qui sont de la plus vieille à la plus jeune : le groupe de Honorat et Matapédia, le groupe de Chaleurs, le groupe des Calcaires Supérieurs de Gaspé et le groupe des Grès de Gaspé (Bourque, Kirkwood et Malo, 2001). Le groupe de Honorat et Matapédia correspond à des dépôts Ordovicien supérieur (Caradocien) Silurien inférieur (Llandavénien). Ce groupe est composé de sédiments d eau profonde avec des faciès de grains fins silicatés et carbonatés. Le Groupe de Chaleur est composé de dépôt Silurien inférieur (Llandavénien) Dévonien (Lochkovien). Il s agit de faciès de plate-forme peu profonde à profonde. Le groupe des Calcaires Supérieurs de Gaspé s est déposé au Dévonien inférieur (Pragien Emsien) avec des faciès de plate-forme externe, voire même de bassin avec des silicates et des carbonates associés. Le groupe des Grès de Gaspé : Dévonien supérieur (Emsien Frasnien) correspond à des dépôts littoraux et continentaux. D un point de vu structural, la ceinture de Gaspé se divise en trois grandes zones, le synclinorium de Connecticut Valley Gaspé, l'anticlinorium d Aroostook Percé et le synclinoruim de la Baie des Chaleurs à l intérieur desquelles l orientation des plis varie de NE à ENE (Malo et Kirkwood, 1995, Malo, 2001). Ces zones (fig. 13) sont traversées par des failles de décrochement dextres. Dans l'est de la Gaspésie, deux jeux de failles dextres sont présentes, une E-W (la faille du Grand Pabos) et l autre NE-SW (les failles de troisième lac et de Bras Nord Ouest). Les failles orientées selon le NE sont les plus récentes, car elles recoupent les failles d orientation E-W

24 5.2.2 Géologie locale de l anticlinal de la rivière Saint-Jean Figure 14 : carte géologique de l'anticlinal de la rivière Saint-Jean (Kirkwood, Lavoie et Marcil, in press). L anticlinal de la rivière Saint-Jean (fig. 14) est l une des quatre grandes structures majeures du synclinorium de Connecticut Valley en péninsule gaspésienne. Cette structure de 200 km² est située à environ 30 km au sud-ouest de Gaspé. Elle s étend sur une cinquantaine de kilomètres vers l ouest en partant de la faille du Troisième Lac. Le synclinorium de Connecticut Valley Gaspé est caractérisée par de grands synclinaux orientés selon le nord-est. Ils ont la particularité d être à fond plat et associés à des anticlinaux serrés de même direction. Ces plis sont, pour la plupart, des plis asymétriques présentant un flanc nord avec des pendages plus forts que pour le flanc sud. Dans le synclinorium de Connecticut Valley Gaspé, nous pouvons différentier quatre grands plis principaux : les anticlinaux de Gastonguay et de la Rivière Saint-Jean, et les synclinaux de Champoux et du Mont Alexandre. Associé à ces plis majeurs, nous trouvons des failles inverses de direction NE. Ces plis majeurs sont par endroit coupés par des failles de décrochement dextre, dont les plus importantes sont : la faille de la Grande Rivière, la faille du Bras Nord-Ouest et la faille du Troisième Lac. Le déplacement cumulatif le long de ces failles est estimé à une quarantaine de kilomètre (Kirkwood, 1989). La lithologie visible en surface à l'anticlinal de la Rivière Saint-Jean, expose des couches de l Ordovicien supérieur Silurien inférieur avec les turbidites de la formation de White Head, du Silurien Inférieur - Dévonien basal du Groupe de Chaleurs, du Dévonien inférieur représenté par les calcaires de Gaspé et le Groupe de Fortin. Une variation latérale de faciès est à noter concernant cet anticlinal. En effet, la succession stratigraphique diffère d est en ouest avec des faciès plus littoraux en allant vers l est (Kirkwood et al., 2001). L anticlinal de la Rivière Saint-Jean est un pli-faille orienté E-W (Lavoie, travaux en cours). La formation de ce pli est associée à la faille de la rivière Saint-Jean. Cet accident est aussi orienté

25 E-W. Le pendage de la surface axiale varie de 50 à 70 vers le nord. Cette structure est découpée par de nombreuses failles de décrochement à mouvement dextre SE. Ces failles sont parallèles à la faille majeure du Troisième Lac et décalent l anticlinal de la Rivière Saint-Jean (Kirkwood et al., in press). Il est donc possible d observer deux évènements tectoniques qui sont : 1) un décollement de la zone et la formation de l anticlinal de la Rivière Saint-Jean, lors de la phase acadienne et 2) un déplacement dextre avec des failles décrochante de direction S E (Lavoie et Kirkwood, 2002). De plus, les roches sédimentaires qui composent l anticlinal de la Rivière Saint-Jean, sont fracturées. Trois familles de fractures subverticales sont décrites par Kirkwood et al. (2001) : une famille de veines de tension perpendiculaires au litage, un autre perpendiculaire à la direction de raccourcissement de la phase acadienne et aux plis et une dernière qui est parallèle à cette direction de raccourcissement acadienne. 6 Cadre technique 6.1 Encadrement et supervision Ce projet est réalisé sous la direction de Donna Kirkwood, professeure de géologie structurale à l Université Laval (Québec) et de Jacynthe Pouliot, professeure en géomatique à l Université Laval (Québec), en qualité de co-directrice. Le comité aviseur de ce travail est composé de Donna Kirkwood (professeure de géologie structurale), Jacynthe Pouliot (professeure en Géomatique), de Michel Malo (professeur en géologie structurale à l INRS) et de Denis Lavoie (sédimentologue à la commission géologique de Québec). 6.2 Ressources financières Les principales ressources financières proviennent du projet GEOIDE

26 6.3 Budget Coûts ($Ca) Bourse sur 3 ans ,00 Formation Formation gocad 300,00 GEOIDE Summer School ,00 Terrain en Espagne (été 2004) Avion 1.380,00 Location voiture 1.770,00 Hébergement 1.200,00 Nourriture 320,00 Terrain en Gaspésie avec un assistant (été 2005) Location voiture 1.500,00 Hébergement 1.200,00 Nourriture 750,00 Assistant 5.500,00 Utilisation de gocad 4.800,00 Participation colloques 3.000,00 Total ,00 Tableau 1 : budget couvrant les dépenses dues au projet