EVOLUTION MORPHOTECTONIQUE RECENTE DU BASSIN HOUILLER NORD - PAS-DE-CALAIS DANS LE CADRE DE L'EUROPE DE L'OUEST

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1 Mai 1999 av* EVOLUTION MORPHOTECTONIQUE RECENTE DU BASSIN HOUILLER NORD - PAS-DE-CALAIS DANS LE CADRE DE L'EUROPE DE L'OUEST UMR 8577, Sédimentlogie et Géodynamique Université des Sciences et Technologies Lille 1, SN5, Villeneuve d'ascq cédex, France

2 AGENCE DE L EAU A RTO I S-P ICA R DI E SCe DOCUMWTATION N D INVENTAIRE t La possibilité de mouvements superficiels de nature néotectonique ou karstique (soustirage) est valide dans le contexte géologique actuel du Nord de la France. Le Boulonnais, l Artois, le Mélantois, l Ardenne sont en période de soulèvement depuis la fin du Crétacé (60 millions d années) et surtout depuis le Néogène (20 Ma), lié à la poussée (compression) alpine ; la fracturation tectonique N-S et les directions voisines sont ouvertes (circulation des nappes phréatiques de subsurface). Au nord du Bassin Houiller et au Nord des massifs granitiques profonds du Massif brabançon (granite des Flandres, Lessine et Quenast, sous la couverture Crétacé et paléozoïque, l extension (ouverture, affaissements) est la composante tectonique actuelle, liée principalement à l ouverture du graben rhénan hollandais et des fractures E-W y guident les aquifères ( W.Devos, com. Pers). Le but de ce travail est de faire un état des connaissances publiées et travaux en cours sur les composantes régionales de la néotectonique, les déformations de nature glacio-isostatique et les perturbations anthropiques. Les informations référencées (B.V.V.L) ou (Mansy) concernent des travaux en cours, avec différents partenaires. I) METHODES ET TECHNIQUES Différents outils sont utilisés pour cette approche. a)- Les Modèles Numériques de Terrain et la topographie. 3 II s agit d une topographie digitalisée à partir des données photogramétriques IGN, à partir d une grille ou d une maille définie. Actuellement nous disposons d un MNT au pas (grille) de 75m qui prend en compte la position des principaux terrils (Visual Média) probablement corrigée à partir des images satellitaires. L IGN commercialise un MNT au pas de 25m (disponible sous condition au Conseil Régional N-PC). II faut noter que la topographie IGN est ancienne (nivellements de 1935) et ne prend pas en compte les affaissements récents (après guerre). Ces MNT peuvent être traités par des techniques de coloration non conventionnelles pour valoriser la gamme d altitude et des ombrages dirigés, voire superposés, prenant en compte par exemple une exagération du relief (planches 1 a 3). La zone correspondant en gros au Bassin Houiller est en bleu sur les images traitées. Les zones hautes sont en rouge violacé, les plus basses en gris violacé. Ces topographies traitées peuvent être analysées pour mettre en évidence des linéaments topographiques exploités par les rivières par ex. ou des anomalies du réseau hydrographique qui percent des lignes de crête ou méandre brutalement (changement de pente de la rivière : haute Somme en amont d Amiens). Ce travail permet de définir des directions structurales identiques à celles que le géologue peut observer sur le terrain et de les intégrer régionalement. Elle valorise également des directions structurales qui n ont pas été mentionnées sur le terrain parce que n amenant pas de décalages lithologiques cartographiables. Elle permet en outre de définir des ((blocs >> à comportement homogène (altitude, régularité de la surface, type de réseau hydrographique).

3 v) a, a, 3 U O > S.- v) a, m

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5 2 La comparaison entre des campagnes de nivellements topographiques successives permet de mettre en évidence des mouvements relatifs de terrain. Une étude systématique a été effectuée par le BRGM à l échelle de la France, mais elle n est pas encore disponible pour l instant (sauf l étude de Fourniguet, 1987, peu valable dans le secteur envisagé). Les données dont nous disposons sont essentiellement belges, anglaises et nord-américaines, La géodésie spatiale (à partir des satellites) permet de mesurer la déformation et les mouvements à grande échelle qui affectent des régions de centaines, voire de milliers de kilomètres de large. La surveillance depuis l espace y est utile pour des raisons économiques et de sécurité, surtout dans les régions actives où il n est pas toujours facile de contrôler sur le terrain des mouvements significatifs. b) - les enregistrements sédimentaires récents. Ils sont enregistrés soit sous la forme de dépôts littoraux, dépôts de pentes et colluvions alluvions fluviatiles et dépôts éoliens. Ces dépôts enregistrent - en plus des fluctuations climatiques exprimées sous la forme de paléosols, matières organiques, - des déformations de nature (néo)-tectoniques ou co-séismiques (synchrone des séismes) synsédimentaires (contemporaines du dépôt) ou épigénétiques (Superposées a un dépôt préexistent). Ces déformations sont quasiment identiques à celles enregistrées dans les roches consolidées. Les sites, où ces déformations sont enregistrées, sont souvent des lieux sensibles situés sur une faille ou sur une flexure, majeure au niveau de son expression topographique (MNT), alors qu elle n est pas toujours définie par l approche cartographique géologique classique. La manière d appréhender ces déformations et leur signification se fait selon les techniques de stratigraphie séquentielle de milieu continental. L enregistrement est généralement normal (temps croissant avec la profondeur). B? Les techniques de datations sont -1 ) biologiques : palynologie, macrorestes végétaux, diatomées ; faunes et malacofaune (coquilles) etc... -2) archéologiques -3) méthodes physiques de datations sur quartz et feldspath : 10% de marge d erreur thermoluminescence (TL) limitée à ans (300ka), résonance paramagnétique de spin (RPE) limité à 20 Ma : -4) méthodes radiométriques de datation : plus précises sur carbonates Carbone 14, limité 60 ka URh, limité à 200 ka Etc ) rela tive : p é d o s t ra t i g ra p h i e ( s é q u e n c e s d é vé ne me n t s c I i mat i q u es ) Une partie des déformations peut être appréhendée par l altitude du niveau marin (littoral) à une époque donnée (dépôt, signification dynamique, datation) par rapport au standard mondial (Haq et al., 1987) pour le Cénozoïque ; Funnel, 1995 pour le Quaternaire).

6 Echelle Chronostratigraphique des temps post-hercyniens - Ma ERlOD OUA1 f 'a W Z W 13 O w Z Ill CENOZOIC EPOLti W Z W 1 t 1 Pid Zan Mes io: >A' a'i 9ur AGE Piacenzian Zanciean Messinian Tort o n i a n Serrava I l ian Langhian Bu rd ig a l ian 4qr Aq u i ta n i a n Chi 0 - Ri O (3 - O - ' E Chattian Ru pel ian - iipuifl JE my la - O O' a ! W Z W (3 O w z W z W c3 O u1 A $ -66,5 W O W U O 31- g I"'""----- BURDIGALIEN S AQ U ITA N I EN 36, PRIABONIEN - w. BARTONIEN 1 '3- UTETIEN 2, w. YPRESIEN W 2: a II ' I,' -- l..._ 1 --! 1.: -. 1 ;:. - -1, L l -*---' -' -_.--.-l _ _I 1 -r A.- a----=-- THANETIEN x ~ - - i-d DANIEN _-. MAASTRICHTIEN -I 5 1 CAMPANIEN +=/?---" I l l PHASES IROCENIOUES -cvalaque-- O rhodanienne attique slyrienne 0 Save opyreneenne O laramienne.autrichienne oneo-cirn. rnerienne W Z W 0 O W J 2 foc W Z W c) O W frb Priabonian 8rt Bartonian 1 ul Lu te t ian Il W 3 CI I v) v) a U 3 7 OXFORDIEN 1 - CALLOVIEN 1 BATHONIEN \ 7' c_ 1 \ i. BAJOCiEN ittl AALENIEN 1.\.!! 50 Yp Ypresian 5.8 ~eocinme- I rienne ' o r I 1,- i O cn a I U t- 1 TATARIEN j- --.'-. KAZANIEN. -- palatine

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8 3 2) LES MECANISMES DE DEFORMATIONS Différents types de déformations et de mouvements de la croûte terrestre vont être exposés dans ce travail. Une première proposition de classification des mécanismes de déformations de la croûte a été proposée par J.B.Minster (CNRS) en fonction de leur échelle temporelle (périodes) et spatiale, donnée ici en taux de déformation (déplacement normalisé par la distance). Tectonique des plaques a w t- 1 annec jour heure 2 l Y loo Echeile spatiale (km) A) MOUVEMENTS NON TECTONIQUES L isostasie : C est une déformation de la croûte liée à une décharge (érosion, altération) ou une surcharge (sédimentation, transgression marine). Lors des grandes phases de soulèvement du Tertiaire et du Quaternaire, l énergie du relief est accentuée et l érosion surfacique (ou areolaire) est décuplée. Elle va évacuer les altérites (30 a 60m) du Crétacé et du Paléogène, amenant par-là un allégement ou une décharge du relief, dont la conséquence va être un soulèvement lent, métrique et proportionnel à la masse sédimentaire enlevée. C est la zone plastique (ductile) de la base de la croûte qui va fluer pour compenser la décharge. Le réajustement isostatique a permis notamment l expression de processus d inversion pour certains bassins de la Mer du Nord (Nalpas, 1996). Au Quaternaire, son action est très limitée (Van Vliet-ianoë & Guillocheau, 1993, essentiellement linéaire et n amène que très peu de rééquilibrage. Le pas

9 4 de temps contrôlant son efficacité est, en région de croûte continentale épaisse (>30km) et pour de faibles réajustements, de l ordre de ans et largement inférieur au mm/an. Dans les régions à décharge importante liée à l exploitation de charbon, il faut s attendre à un réajustement important ( de l ordre de 1 à 2mm/an pour un rayon d environ 200km autours des sites selon les modèles) pendant le prochain millénaire (Klein, Jacobi & Smidle, 1997) : dans la Rhur, l histoire géologique cénozoïque suggère une subsidence de 1 mm/an alors que les mouvements actuels attestent d une surrection. La Glacio-Isostasie : C est une déformation de la croûte terrestre liée a une surcharge glaciaire régionale en période froide (calotte glaciaire ou inlandsis). Elle s accompagne par un enfoncement de la croûte de plusieurs centaines de mètres dans les secteurs englacés et par la propagation d un bourrelet réactionnel (forbulge) en aval de la zone englacée, dont l amplitude pourrait atteindre 30 à 60m selon les auteurs. Cette zone déformée est, selon les modèles proposés, sensibles sur quelques dizaines de kms jusqu à 1000km en aval du secteur englacé. Cette surcharge glaciaire engendre une distension en zone englacée et une extension dans la zone de propagation du bourrelet/bombement. Le pas de temps contrôlant son expression est de 1000 ans lors de l installation des calottes et ans en période de réajustement postglaciaire. Ce phénomène induit au sud du domaine englacé des phénomènes de subsidence qui peuvent être de l ordre du mm/an. Englacement Centre of ice mass and of isosiaiic depression B I 1 I staticall\/ depressed land surface Extension de la calotte weichsélienne (20 ka BP) Déglô ciation

10 5 I Le Glacio-Eustatisme. Le glacio-eustatisme est un mouvement du niveau de la mer contrôlé par le stockage temporaire de l eau sous forme de glace au niveau de calottes glaciaires. En chargeant la plateforme exondée en période giaciaire, la remontée du niveau marin au début de l Holocène a induit 1 O une charge pondérale, ralentissant le rééquilibrage résultant de la déformation glacioisostatique et, une déformation à tendance flexurale du bord de la plate-forme selon la géométrie de propagation de l inondation ; 2 une remontée des nappes aquifères continentales en association avec la remontée du niveau de base marin depuis le début de l Holocène. Ce phénomène est bien visible dans les sols de vallées (acquisition récente de caractères hydromorphes). La bordure continentale de la plaine maritime a commence a être ennoyée lors que le niveau marin a atteint la cote -25m NGF. 3 une accumulation sédimentaire (prisme de haut niveau pouvant atteindre une 20aine de mètres d épaisseur) amenant une mise en charge locale (fonctionnelle aujourd hui : ensablement des estuaires): L intensité de ces mouvements est en cours d évaluation, mais est probablement d ordre décimetrique sur ans. Un bon exemple de ce phénomène est donné par le drainage accidentel du lac glaciaire de Bonneville (Utah, USA) suite au rejeu de la faille de Wasatch. Le schéma de gauche donne les isobathes reconstruites a partir des plages fossiles du lac (en pieds) et celle de droite donne le réajustement isostatique du bâti (soulèvement, en pieds) lié à la décharge eustatique.

11 6 Variation de volumes rocheux et nappes phréatiques Les argiles des dièvres et du Paléocène-Eocène sont relativement sensibles a l hydratation. En surface, la capacité de gonflemenvretrait d une argile type réfractaire (kaolinite) est de l ordre de 30%. Elle excède 50% pour les argiles gonflantes (smectites). Ce phénomène est surtout valable pour les formations de surface affectées par les fluctuations saisonnières de la nappe phréatique (Paléocène-Eocène). Son contrôle est strictement climatique. Par contre, il ne doit affecter que très faiblement les dièvres ( zones affleurantes en bord de vallée). Y En profondeur, un autre phénomène peut intervenir. Les exploitations minières étant généralement à température relativement élevée (40 C) la tension de vapeur d eau dans les galeries et leur ventilation ont favorisé la dessiccation des parois. Ceci veut dire que, sauf dans les zones d infiltration active (puits, failles), les films capillaires dans les microfissures de la ---- roche ont disparu. Pottgens (1985) a clairement montre que la mise sous eau des galeries remblayées provoquait un soulèvement. Des expériences de dilatométrie effectuées par Pissart et Prick (1996) ont montré que l hydratation d un échantillon microporeux préalablement desséché en étuve peut amener une dilatation non négligeable (2-3%) lors d une réhydratation. D autre part, l oxydation de schistes charbonneux peut amener un foisonnement et l ouverture de microfissures dans ces matériaux en plus de la détente. La réhydratation des roches consécutive à la remontée progressive des nappes peut donc induire une augmentation de volume modeste par la restauration des films capillaires au sein de la microporosité fissurale, proportionnelle au volume de roches effectivement réhydratées (irrégularités vraisemblables selon les zones préférentielles de circulation des eaux), mais sera limitée par le poids des roches surincornbantes. II faut s attendre à des mouvements d amplitude centimétrique dans une zone localisée à l aplomb des anciennes exploitations. Les zones comblées par l homme sont apparemment moins sensibles que les secteurs foudroyés en raison de la persistance d une porosité d entassement susceptible d accommoder le foisonnement par réhydratation. f!

12 7 B) MOUVEMENTS TECTONIQUES Tectonique des plaques ; ouverture de l Atlantique Depuis le Jurassique, la Pangée ou supercontinent qui s est créé par la suture de différentes plaques tectoniques (phase tectonique varisque) s est fissurée à partir de l Atlantique sud par la création d un rift océanique. Cette ouverture s est propagée vers le nord pour atteindre l Arctique à la fin du Crétacé ; elle va entraîner d abord un soulèvement des marges (côtes) de l Atlantique nord par fonte et décharge de la base de la croûte continentale (cf. Norvège par rapport à la Suède), puis un effondrement (extension) de ces marges en relation avec la charge eustatique et sédimentaire (cf. côte sud de la Bretagne). A l Oligocène, ce phénomène est très marqué et va entraîner l ouverture de rifts a l intérieur de la plaque européenne (graben de la Mer du Nord, graben rhénan, fossés du Massif Central). Elle est associée à une remontée progressive de l Afrique et de l Amérique du Sud vers le nord, avec une légère composante de rotation des continents, qui va notamment générer l ouverture du golfe de Gascogne (faille transformante). Cette remontée va, pour nos régions, engendrer l orogenèse alpine. La mer équatoriale qui existait au Mésozoïque, la Téthys (le résidu actuel est la Méditerranée) va se refermer progressivement. Au début de la période qui nous intéresse (Miocène vers 15 Ma), il n existe pas encore de connexion entre l Atlantique et l océan Arctique et Panama est toujours un détroit (Balboa), La grande régression marine vers 11Ma (base du Tortonien, Haq et al., 1987) est liée à une extension du plancher océanique mondial et à une activité volcanique accrue au niveau du rift atlantique (émersion de l Islande) ; les premières glaciations de l hémisphère Nord apparaissent en conséquence (émersion de terres en position polaire). Vers 4 Ma, après la (crise messinienne >> le Spitzberg glisse vers l est et l océan Arctique s ouvre sur l Atlantique : le détroit de Fram s ouvre. Le phénomène s accentuera vers 3Ma donnant aux continents la morphologie que nous connaissons et le vrai démarrage des glaciations du Quaternaire. L Europe et le Bassin Houiller Les Massifs brabançons et ardennais sont localisés actuellement en position intraplaque dans le domaine de l Europe de l Ouest. La séismicité actuelle et historique est faible, souvent en relation avec des réajustements isostatiques ou eustatiques (Vogt, 1979 ; Müller et al., 1992) ; elle est souvent en relation avec la réactivation de failles hercyniennes (Le Corre et al.,1991) dans le champ de contrainte induit par la poussée de la plaque africaine au Sud de l Europe (Ziegler, 1987,1992). Le champ actuel de contrainte jusqu au niveau du front varisque est compressif de direction N150 depuis le début du Néogène et surtout la crise messinienne aboutissant à un étirement/cisaillement SE-NO du massif (Müller et al., 1987 ; Bergerat, 1987 ; Grellet et al., 1993). Au nord du front varisque, notamment au N de la flexure de Landrethun et de celle du Tunnel (J.L.Mansy) sous la Manche, le champ de contrainte est extensif, en relation avec la structuration de la Mer du Nord (graben) et du graben hollandais. Un domaine majeur de la dynamique européenne est délimité au nord par le front varisque brabançon et au sud par la branche nord du cisaillement sud-armoricain. Entre ces deux fronts, la plaque européenne réagit de manière homogène à grande longueur d onde (2-300km). L ensemble se soulève lors d épisodes compressifs plus ou moins orthogonaux à l axe et s affaisse en période de relaxation. Des déformations a moyenne (50km) et courte longueurs d onde (km) modulent les mouvements a partir des failles majeures (Bray, Seine, Somme

13 , Y Fig. 77. Pliocene framework of North Atlantic domain. Abbreviations: APB-Algero-Provençal Basin, FC-Flemish Cap, GB-Grand Banks, IBM-lberia Meseta, IM-Irish Massif, JMR-Jan Mayen Ridge, MC-Massif Central, MM-Morocco Meseta, NAF-North Anatolian Fault, PB- Pannonian Basin, PT-Porcupine Trough, PYR-Pyrenees, RG-Rhine Graben, RG-Rur Valley Graben, RHB-Rockall-Hatton Bank, VP-Vsring Plateau. b k

14 Sub-Hercynian compressional foreland deformation of Western and Central Europe. ( 2 t'e3i.e p, OLIGO-MIOCENE FORELANO - TECTONICS PRE-CAMBRIAN ûnd NORMAL HRENCM 3 PALAEOZOIC HiGHS FAUL'S, MESOZOIC SEDIMENTARY -TC STEEP QEVERSE j BASINS FAuLTS AREAS Cf RAPIC JURASSIC/ -- - ZECHSTEiN CRETACEOUS SUBSIDENCE SALT EOGE - AREAS OF OLltO - _c_ MIOCENE C)EFORYATIONS '- 1 OCEANIC BASINS Oligo-Miocene cornpressional foreland deformation of Western and Central Europe. ( 2,'e3/ ec, / '3 87 )

15 nn 05 x 3r 3s iz I -_ - *- + - lsm3 NVIYBWV3-3Yd - NVlNOO3lV3 O* 0s oz O1 tvn, O 4 N

16 8 etc...) et de leurs composantes décrochantes (Mansy et al., 1999; Van Vliet-Lanoë et al., 1999 ).? A la limite Jurassique - Crétacé (145 Ma), lors de l ouverture du golfe de Gascogne, l extension des marges européennes est importante et de nombreux bassins se forment comme le bassin du Weald-Boulonnais. Au Crétacé la situation est relativement stable, malgré une activité du rift atlantique importante. A la fin du Crétacé (60 Ma), la première grosse phase de compression alpine (phase Laramienne) engendre quelques mouvements au niveau du front varisque et plus particulièrement du Boulonnais (Lamarche et al., 1997). L accentuation de l ouverture de l Atlantique depuis la fin de I Eocène favorise l ouverture de graben E-W en période de relaxation ou, une extension E-W, complémentaires aux épisodes compressifs nord-sud (Müller et al., 1987; Bergerat, 1987 ; Grellet et al., 1993 ; Ziegler, 1992). Depuis la fin de I Eocène, ces phénomènes vont guider la morphologie du réseau hydrographique de la Flandre et du Bassin de Paris. A l oligocène (38 Ma), l extension est très marquée, c est la période principale de l ouverture du rift européen (grabens rhénan et hollandais). A la fin de l Oligocène, le champ de contrainte prend sa configuration actuelle avec une composante N150 au sud du front varisque, notamment en relation avec une réaccélération du rifting depuis 14 Ma (Géli, 1991) et un transfert majeur de la poussée de la plaque africaine à partir de la zone NW des Alpes (Jura). Ce phénomène accentue le comportement décrochant (glissement latéral le long des failles) des fronts structuraux et des failles hercyniennes majeures, permettant l expression de domaines subsidents, souvent préexistants (Seine, Somme, bassin de Rennes, Bassin Houiller) et de domaines soulevés (Monts d Arhées, Mauges, Ardennes) en contexte compressif décrochant. Ce phénomène est localement accentué par des mécanismes d inversion de bassins sédimentaire : le Weald et le Boulonnais forment un dôme (cf. : Bray, Wessex, Weald : Ziegler, 1987 ; Coward, 1994). Un soulèvement isostatique différentiel lié à l activité du rift européen (Rhin, Massif Central avec activité volcanique en Eiffel et Massif Central) (soulèvement des marges lié à une érosion thermique de la base de la croûte ; ouverture et échappement de magma grâce à l extension ). 3 Pendant ces épisodes, les rejeux se traduisent en surface par des déformations à grande longueur d onde, en général calquées sur les limites de fronts varisques et des soulèvements - basculements de blocs vers le sud. Pendant les épisodes post-compression, une relaxation s opère avec de nouveaux rejeux de blocs, notamment des affaissements différentiels de secteurs précédemment soulevés. De plus, tous ces mouvements se produisent dans un contexte européen transpressif (compression + décrochement), avec des décrochements sur des failles hercyniennes ou tardi-hercyniennes, ce qui induit la formation de bassins subsidents de type pull-apart (en forme de boîte). La sédimentation s y produit généralement seulement pendant les épisodes de relaxation en contexte post-orogenique (cf. grabens Oligocènes, Pliocène moyen), avec formation de failles synsédimentaires. Depuis le début du Néogène (20 Ma, phase compressive Save : arrêt de la sédimentation dans les graben oligocènes) jusqu au Quaternaire récent, le champ de contrainte dans nos régions reste orienté de la même manière (environ N150 ) pendant les épisodes compressifs et le style néotectonique reste le même : inversion des bassins jurassiques. Différents épisodes compressifs ont été reconnus dans le N de la France depuis 1 O Ma : 7-5 Ma, Ma, 1.O-

17 9 0.8 Ma, Ma et apparemment depuis la transition Tardiglaciaire - Holocène (environ ans). C) SEISMICITE ET PALEOSElSMlClTE (secteur compris entre les 2 fronts varisques). b Au Néogène et au Quaternaire, 2 phases tectoniques majeures sont enregistrées au '' Messinien '' (5-7Ma) et au Quaternaire ancien (1-0.8Ma) : elles sont responsables du façonnement de la morphologie actuelle (Van Met-Lanoë et al., 1998a &b) en couplage avec les grandes variations du niveau marin ou variations eustatiques. Nos nouvelles observations ont permis de valoriser la forte fréquence de ces figures entre les 2 fronts varisques (Van Vliet-Lanoë et al., 1997). Les descriptions ont été effectuées sur fronts de taille actifs de sablières et le long de falaises littorales. Une attention toute particulière a été portée aux involutions et / ou aux microplications, aux paléosols et à leur relation avec une microfracturation éventuelle exploitée par les glosses ou I'illuviation d'argiles, aux caractéristiques géotechniques des matériaux, aux indicateurs paléohydrologiques (déferrification et hydromorphie), aux traces de ségrégation de glace en relation avec des indicateurs de l'existence de pergélisol (sol gelé en permanence en profondeur en période froide, en dehors de zones englacées) et de pseudomorphoses de coins de glace (figure de contraction thermique de SOIS riches en glace). Une position stratigraphique de chaque événement est donnée lorsqu'il est scellé par un paléosol, un dépôt littoral ou de versant non-affecté par la déformation ou par une diagenèse périglaciaire. Toutes ces déformations observées sont superficielles, épigéniques, non-périglaciaires, bien que parfois retouchées par une activité plus récente du gel. Elles sont fréquemment retouchées par une microfracturation. Elles ne peuvent pas être expliquées ni par la charge seule ni par le diapirisme. L'effet d'une charge sédimentaire surincombante doit être négligé, étant donnée l'évolution morphologique du relief en France du Nord-Ouest depuis la fin du Pliocène. Par contre, elles nécessitent la présence d'une nappe phréatique élevée pour expliquer la liquéfaction de sédiments saturés et les injections de boue conséquentes. La caractéristique principale des déformations associées aux séismes est justement leur caractère superficiel. Les ondes de cisaillement lors d'un séisme augmentent la pression de l'eau interstitielle en modifiant l'organisation microscopique interne du sédiment, ce qui contribue à la surconsolidation observée. Ce phénomène sera limité s'il existe une charge sédimentaire surincombante. D'autre part, les déformations séismiques sont amplifiées par la présence de masses meubles, surtout si elles sont gorgées d'eau (Audemard & de Santis, 1991). Toutes les figures observées sont identiques à celles décrites dans la littérature et attribuées à des séismites (Kuenen, 1958 ; Sims, 1975) aussi bien dans le cas de bassins tertiaires (Brodzikowski et al,, 1987) que dans les formations glaciaires de Scandinavie (Lagerbak, 1990). Les figures en forme de coins, les microfailles inverses et les micro-effondrements sont l'expression du glissement superficiel d'une masse sédimentaire, inexplicable sur pente très faible, sans l'aide d'un choc. La présence de microfractures est par contre indicatrice d'un statut drainé ou consolidé, surtout lorsqu'elle est exploitée par les glosses blanchies des sols. Certaines fractures peuvent s'ouvrir en milieu engorgé mais consolidé (liquéfaction interne à la fracture) : ce phénomène est fréquent dans les sables éocènes en Flandres belges.

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19 -4" -2" O" 2" 4" 6" 8" 1 O" SISMOTECTONIQUE DE LA FRANCE MÉTROPOLITAINE dans son cadre géoiogique et gwysique 50" Indices de déformation pl io-q ua ter nai re A Failles inverses A Failles normales # Décrochements senestres 40" H Décrochements dextres / Plis / Mouvement indéterminé * Orientation et mouvement indéterminés 46"

20 I 1 50" Sismicité historique Épicentres d'intensité 2 VI MSK &, a /\ a O I imprécise 18" i. O0 En noir: VI I IO c Vlll MSK En rouge et numéroté: IO 2 Vlll MSK 16" a

21 O / / O

22 -4" -2" SlSMOTECTûNlWE DE LA FRANCE MhROPOLiTAINE danssoncabegedogiqueetgeophysique Types de mouvements potentiels 50' -es types de mouvements potentiels sont déduits de : ' l'extrapolation. sur l'ensemble du segment dune faille najeure, chi type de mouvement observé au niveau d'un ndiœ ponduel cîe dt2cmation récente sur cene faille; l'extension de cette extrapolation aux failles majeures Kodres en tenant compte de leur géométrie et de leur rnentaîion par rapport aux trajectoires des contraintes IctlJelles; la vérification de la ahérence de ces extrapolations avec es solutioris des mécanii au foyer des séismes les plus mpoctanb (M ' 3,q. Composante inverse - décrochante (en pian) a1 48' InVetW déadunle a3 = a2 90' Composante normale - décrochante (en pian) uz =al ff 46 I Nomiale déaochante Decrochanie m l e 03 90' 44

23 I -~ -_ SîSMOTECTONIQUE DE LA FRANCE M~ROfWLlTAlNE dans son cadre géologique et géophysique F a Trajectoires de la \ i. "contrainte maximale \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ des mécanismes au foyer \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ J \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ y- - \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ c;. \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \.i

24 SlSMOTECTONlQUE DE LA FRANCE MÉTROPOLITAINE dans son cadre géologique et géophysique Types de déformations actuelles 6: Déformation décrochante - compressive P+ D. Deformation decrochante - distensive Les blocs diagrammes représentent les différents types de déformations actuelles par région independamment de leur intensité. A: Déformation compressive F C: Déformation distensive ' V.c -.' '-: t I t! I

25 I -- '. I

26 . Reguiny Carrière St Fiacre F Pénestin - La Mine d'or O 50cm Détail de la poche A 1 l cl d 5m f3jjl 4; I La Frelonnière / Le Rheu St Renan I 1 COUPE OUATERNAIRE

27 10 Un autre point important est la fréquence de telles figures. Elles ont d'abord été attribuées au siècle passé à des phénomènes de tassements consécutifs à l'altération du matériel. Depuis, elles ont été communément attribuées à une activité périglaciaire. Bovey-Tracey (Devon, Jenkins & Vincent, 1981) et Pénestin (estuaire de la Vilaine, en Bretagne, Rivière et Vernhet, 1962) en sont de très bons exemples. Les observations de Strunk (1983) et d'eisseman (1982) dans les bassins de lignites oligo-miocènes du Rhin moyen et de l'allemagne correspondent clairement en forme et en taille aux figures compressives décrochantes en fleurs positives (cf. Sylvester, 1987) de Pénestin et à celles plus caractéristiques encore de Bovey-Tracey (bassin lignifier oligocène sans trace de gel) (Van Vliet-Lanoë et al., 1997) ; de plus elles sont souvent associées à des figures d'échappement d'eau confondues, elles aussi, avec des traces de coin de glace! Y Les séismites ainsi induites dans les formations superficielles ont souvent été confondues avec des cryoturbations du Quaternaire ancien (déformations plicatives liées au gonflement différentiel de sédiments superposés de compositions granulométriques différentes) alors que les données régionales attestent plutôt d'une installation tardive du pergélisol, apparemment depuis les glaciations du Quaternaire moyen. Cette confusion est d'autant plus fréquente que ces figures Co-séismiques ont pu, étant donné leur position stratigraphique être retouchées par le gel. Néanmoins, une analyse scrupuleuse de ces formes permet de mettre en évidence un certain nombre de critères validant leur initiation Co-séismique. Pour cette raison, beaucoup d'observations de "pergélisol" antérieures au Quaternaire moyen en Europe de l'ouest sont à revoir, du simple fait que leur préservation s'est faite dans de petits graben ou dans des secteurs franchement subsidents comme le N de la Belgique et le complexe des graben rhénans. Cette information est importante pour comprendre la dynamique du climat au cours du Quaternaire : le pergélisol semble être un phénomène tardif dans nos régions (Van Vliet-Lanoë & Hallégouët, 1 998), probablement seulement à partir du stade isotopique 16 (0,6 Ma) si l'on se réfère à la courbe proposée par Shackelton et al, (1991). Glaciations et séismicité La charge glaciaire induit une extension sous les calottes mais bloque la sismicité (Johnston, 1987). En aval de la zone englacée, le bourrelet réactionnel (forbulge) est également extensif.. Dans les zones englacées, une sismicité s'exprime pendant les 1000 ans qui suivent la déglaciation ; elle s'exprime sous la forme d'une microsismicité continue en domaine de croûte souple (Islande) ou de très gros séismes récurrents (Scandinavie) en domaine de croûte épaisse (Lagerback, 1993) : les contraintes sont libérées tant que le contexte reste extensif et les aquifères en charge (fonte des glaces, du pergélisol, augmentation des précipitations). Dans les zones situées au sud des grands inlandsis en cours d'installation, l'arrivée brutale d'un contexte extensif (forbulge) au contact d'un champ de contrainte régional transpressif (domaines varisques), en relation avec un niveau marin encore relativement haut (Glaciaire ancien) amène l'apparition d'une séismicité accrue temporairement, avec des réajustements de blocs inlandsis (Van Vliet-Lanoë et al., 1997) : la séismicité peut être temporairement accentuée en période d'englaciation.

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