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 )

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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.

28 ~ Ma BP Sea level (above HWM) Se( >rn ,4 : Qm -50m -70m - obsepe? (*)\ - sea eve Holocene Weichselian 0;31!:bore ice rafting Eemian Wolstonian II / Saallan II Warthe L8 7 Treenel Bantega-Hogeveer b shore Ice raftin!? Wolstonian I/ Saalian II Drenthe shore erid shelf (?) ice rafîing 9 Hoxnian Ang lian/eis t e ri an î I Holstenian An g I i a n/e I s t e rian î 19 Cromerian c o m p I e x Bestonian \iic i ünits I (% i Stratigraphical iolocene Weichselian Permafrost rn BUILDING 10 OF THE LARGE -0.4 ICE CAPS AND 1 2 MAIN SEA LEVEL DROP rn m Eemian Saalian II Treenian Saalian I ioxnian Elsterian II iolsteinian 3sterian 1 Valley farm pedocompiex Cromerian complex 22 Large ice sheets - eeslonian l 7 Wenapian Van Vliet-Lano6, 1997

29 11 Pl --c DÉFORMATION PERMANENTE v Former Forbulge Shenrf Compression ljnl;fi f I \ \ f INTERSiSMfQUE POSTSISMIQUE t COSISMIQUE COSISMIQUE t - Reg ional Glacio-isostatic Glacio-isostatic Compression Tension Subsidence (plate bounday niluence) 3 Insiaiatm lime 10 y Séismicité et marées terrestres. La terre tout comme la mer est sujette à l action des marées. Leur cyclicité est identique à celle de la marée océanique. Leur amplitude est de l ordre de 30cm (Cazenave, 1996) mais n est guère perceptible étant donné le mouvement d ensemble de la masse continentale. Néanmoins, ce phénomène est probablement efficace, d une part en amenant, selon nous, une extension modeste mais régulièrement répétée, susceptible d évacuer une part des forces de frictions internes d origine tectonique ; d autre part, le fait que dans la région, la marée océanique soit retardée par rapport à la marée terrestre pourrait favoriser un découplage en relation avec la charge eustatique de la plate-forme (marée haute) et la zone émergée (plaine maritime), en d autres termes activer les failles littorales. Enfin, ce phénomène doit être pris en compte dans le cadre de nivellements effectues a l aide d un GPS (référentiel sateiiitaire). Séismicité et Nappe Phréatique Les déformations associées aux séismes sont souvent superficielles en contexte sédimentaire. Les ondes de cisaillement ne sont pas transmises par l eau et leur énergie est transférée en une augmentation de l amplitude des ondes de compression et de Love dans les bassins sédimentaires, avec parfois des effets de bord très impressionnants. Par contre, la présence d eau diminue les forces de friction interne, ouvre les fissures (P.hydrostatique) et est susceptible d accentuer la séismicité dans un bassin minier dont les exhaures ne sont plus pompées, au même titre que celles apparaissant lors de la mise en eau de barrage ou lors d une déglaciation. Dans le cas d un barrage, le phénomène suit de quelques mois la mise en eau ; dans le cas d un phénomène progressif (déglaciation), la séismicité s exprime dans la centaine d années après le retrait du glacier. La présence de zones mal comblées, mais sous eau, en profondeur pourra induire, en cas de séisme, des tassements d autant plus faibles que la profondeur sera grande et le matériel de colmatage grossier. Tout dépendra de l orientation de la discontinuité dynamique (cavité, carrière souterraine) par rapport au train d ondes et de la façon dont l eau sera confinée ou non dans le système. Une expulsion d eau est potentiellement possible au niveau de puits mal comblés. Par contre, la présence de poches de gaz résiduels atténuera la surpression temporaire, mais comme l eau, ces gaz résiduels pourront éventuellement s échapper. Ces données sont purement théoriques et demandent à être validées. Les gaz résiduels classiques (CO) pourront également être enrichis en méthane principalement par désorption mais également par fermentation anaérobique bactérienne des matières organiques fossiles ou plus récentes. En système exondé, les ondes de cisaillement pourront, plus que les ondes de compression, affecter les piliers des carrières souterraines, en raison d un découplage

30 12 dynamique entre le toit, plus proche de la surface, donc plus sollicité, et la sole de la cavité. La détente de la roche des piliers, accentuée par la pression gravitaire, favorisera le <<fauchage >> sismique de ces derniers. Ceci peut être accentué par une altération bio-géochimique (nitrates) de la base et du sommet des piliers entraînant une accentuation de la fissuration, par la percolation des eaux de drainage des sols à forte teneur en acides carbonique et organiques, susceptible d engendrer une dissolution fissurale, voir une encoche de dissolution à la base de pillier, au niveau de stagnation de nappes éventuelles. 3) EVOLUTION DU CLIMAT ET REGIME DES AQUIFERES Les changements climatiques et les aquifères Pendant la dernière période froide, la pénétration du pergélisol quaternaire (SOI gelé en permanence en période glaciaire) n avait probablement pas excédé 150m dans la région Nord-Pas de Calais et les modifications cryogéniques (liées à l action du gel: ouverture de fissures) du substrat n excèdent généralement pas 35m de profondeur en raison de l effet de la pression des terres surincombantes. 1 En période de début interglaciaire comme l Holocène (la période actuelle), le climat de nos régions est encore continental et le niveau des précipitations est faible (400mm/an). Les nappes phréatiques peu alimentées en période glaciaire sont basses dans nos régions nonenglacées, malgré la fonte du pergélisol). Vers 5000 BP les Précipitations atteignent leurs valeurs les plus hautes (environ 1000mm/an) et les tourbières s installent un peu partout en Europe (Birks, 1986). Lorsque le niveau marin atteint sa position actuelle (vers 2500BP), le climat de l Holocène commence a se dégrader (1 a 2 C de température moyenne annuelle en moins) et les précipitations diminuent irrégulièrement. Actuellement, nous sommes en fin d interglaciaire (forçage astronomique : variation des paramètres de l orbite de la terre autours du soleil) et les précipitations naturelles sont plus faibles (valeur actuelle environ 800mm/an). Le niveau marin actuel est en train de compenser par dilatation le réchauffement du début du siècle (fin du Petit Age Glaciaire) après un retrait d environ 30cm en Arctique (Spitzberg). Ceci est confirmé par le caractère stable de la masse antarctique qui ne fond pas (Nature, Octobre 1998 ; effet limité de l obliquité de l orbital terrestre). i Les modifications anthropiques du climat. Actuellement, 2 zones froides existent a hautes latitudes l une centrée sur le N. de l Atlantique, l autre sur la Béringie (Jones, 1990). La zone Atlantique est sous le vent des aérosols sulfuriques industriels en provenance de la région des Grands Lacs, de l Europe occidentale et surtout de la côte nord de l Eurasie (Norilsk). C est dans cette zone N. Atlantique (Bassin de Foxe, à l Est de Baffin) que s est initiée la dernière Glaciation. La croissance actuelle de la calotte groenlandaise et la crue des glaciers scandinaves, laissent présager un retour à un épisode glaciaire sous forçage orbital ET anthropogène, malgré l effet de serre. Les zones intertropicales sont actuellement plus chaudes, mais aussi plus arides (réduction de I évapotranspiration en relation avec la déforestation. Lors de l Holocène, l extension des zones arides suit la même dynamique que celle du pergélisol dans les latitudes nordiques et celle des phases d érosion intense dans les régions méditerranéennes. Nous sommes par rapport à l Optimum Holocène (7-8000BP) à 1/3 des conditions d un glaciaire installé.

31 13 f 4 Les modifications agricoles du régime hydrique. Actuellement, depuis l époque mérovingienne, le défrichement a diminué les surfaces forestières et globalement limité la capacité d infiltration des précipitations vers les nappes, mais aussi, I évapotranspiration alors que l évaporation est favorisée (vent). Depuis 1945, les modifications des pratiques et du paysage agricole ont modifié la capacité d infiltration des sols et augmenté énormément le coefficient de ruissellement (érosion aréolaire) et l évaporation directe (vent). La recharge en eau des nappes profondes est donc limitée. Elle est d autant plus limitée que depuis 1985 nous sommes dans une période déficitaire des précipitations. Seule, la légère déprise agricole, liée à la PAC permet un reboisement encore modeste, mais celui-ci est compense par une augmentation des surfaces imperméables (infrastructures) et aussi une augmentation des prélèvements urbains (eau potable). Les modifications industrielles du régime hydrique. L extension des surfaces imperméabilisées par les infrastructures augmente le coefficient de ruissellement. Par contre, les poussières, les suies et les aérosols industrielles favorisent la nucléation des hydrométéores et favorisent les précipitations et le brouillard (limitation de l évaporation). Ces conditions favorisent la formation de sulfates au contact des roches carbonatées et favorisent l hydrolyse des sulfures dans les zones de battement saisonnier de la nappe phréatique de surface (actuellement nappe plus profonde en été). Carte du refroidissement nord-atlantique (Jones, 1991) : variation des TOC moyennes annuelles entre 1945 et B.F. : Bassin de Foxe

32 14 4) OBSERVATIONS REGIONALES A) CONTEXTE GEOLOGIQUE : MISE EN PLACE DES DIFFERENTES UNITES LITHOLOGIQ UES Le Bassin houiller Nord-Pas de Calais est localisé entre la faille du Midi au sud et le Front Varisque brabançon au nord qui s appuie sur le Massif du Brabant et ses batholithes granitiques. Ces structures hercyniennes ont en profondeur une forme listrique (plan incliné à pente plus ou moins faible, observation en géophysique profonde). A cause de cette morphologie, des phénomènes de rejeux en grandes écailles (<<blocs >> en surface) se sont produits en relation avec les poussées tectoniques - à la limite Jurassique-Crétacé (phase néocimmerienne), - à la fin du Secondaire (phase Laramide), - à I Eocène (phase Pyrénéenne), - à la fin de l Oligocène (phase Save) et du Miocène (phase Attique). Ces mouvements profonds se traduisent en surface par la propagation quasi-verticale des failles hercyniennes dans les formations jurassiques, crétacées et tertiaires en relation avec les champs de contraintes cumulées au cours des différentes époques géologiques. Ceci aboutit à une dynamique d inversion du bassin Weald-Boulonnais, dont l essentiel du mouvement se localise surtout à la fin de l oligocène (phase Save), à la fin du Miocène, et au début du Pléistocène pour continuer aujourd hui. Le front varisque brabançon a apparemment subi un premier épisode compressif puis extensif lors de la crise néo-cimmerienne, a la transition Jurassique-Crétacé, crise en relation avec l ouverture du rift de Gascogne et un bombement thermique. Les évidences en sont le bassin wealdien du Kent (épisode extensif : Coward, 1994) et le karst wealdien du Tournaisis (Bernissart) ( Vergari & Quinif, 1998) et de I Avesnois (Bettrechies). L érosion côtière du paléo- Boulonnais au début de I Albien possède une morphologie très voisine de l actuelle (Amédro & Robazinski, 1998). Cette phase est scellée par les dièvres cénomaniennes. La période d inversion des bassins mésozoïques est généralement attribuée à la fin de l oligocène ou au début du Miocène (Ziegler 1992, Coward 1994). Les données tectoniques récentes (Mansy et al., 1999) attestent de l inversion du Weald- boulonnais au moins à partir du Thanétien et non d une structure anticlinale comme il en est fait généralement mention. Lors de la phase Laramienne, à la transition Crétacé -Tertiaire, un soulèvement modeste du Weald-Boulonnais annonce l inversion de celui-ci, les dépôts paléocènes et éocènes étant préservés dans d amples vallées ennoyées par des formations sableuses et argileuses provenant des altérites de la craie. L axe Weald-Boulonnais se soulève également lors de la phase pyrénéenne, les dernières formations enregistrées sur celui-ci étant des faciès littoraux landéniens (infra-tidal à tidal : Sables d ostricourt) dénotant également une érosion un peu plus marquée qu au Paléocène. Les formations littorales n apparaissent qu au Miocène supérieur dans le Boulonnais et au Mio-Pliocène sur ses bordures nord et sud. Néotectonique et paléoséismicité Différents rejeux de linéaments quaternaires et pliocènes ont été repérés au point de vue régional (Sommé, 1975 ; Grellet et al., 1993). Une étude systématique (en cours) des bassins pliocènes et des terrasses quaternaires permet de mettre en évidence une série de

33

34 = écailles de socle de brabançon et de couverture =Carbonifère 1-1 Dévonien 1-1 socle paléozoïque inférieur / axe anticlinal axe synclinal limite stratlgraphique \ faille limite méridionale des ierralns houillei sur le Parautochtone Brabançon 50 Km Fig.1 : Carte Infra-mésozoïque et localisation du profil sismique M146 S s202 N )O00 temps double (sec), l Extrait du profil (F2c) l 0.w ' 900 F Midi F. Boussu N 1.w - LW - 3/30. temps double (sec) temps double (sec) Fig.2 : a) Pointé des réflecteurs issus du stack DMO à vitesses finales ; b) Interprétation ; c) Extrait du profil MI46 sous la faille du Midi et correspondances entre la stratigraphie et les réflecteurs sismiques. Lacquement F. & Maiisy J.L., 1999 ( avec leur autorisation) **.

35 15 interprétées comme le résultat d une activité périglaciaire (Helfaut, Sangatte, Pte aux Oies). Un rejeu métrique normal de faille extensive est observable vers 300ka sur les coupes décrites à Herzeele (Sommé et al., 1978). Des petites figures de charge sans action du gel ont été observées à Seclin (Mayoland) lors des fouilles du site archéologique (Tuffreau et al., 1991). Des failles normales affectent le niveau archéologique daté par ESR a 300ka à Cagny I Epinette (Amiens) en association avec des basculements et des figures d échappements d eau (Cagny la Garenne). D autre part, les éléments de datations que nous possédons nous permettent, dans l état actuel des connaissances, de replacer ces déformations sur 3 épisodes. Un premier événement, le phénomène hydroplastique le plus important, apparaît a la fin du stade 9 (Hoxnien) ou plus vraisemblablement au début du stade 8 (300ka) (visible à Sangatte, Cagny, Herzeele). Le second, caractérisé par la microfracturation apparaît apparemment avant ou au début du stade 6 (visible à Sangatte) ; il est responsable de la réouverture du Pas-de-Calais. Le dernier enfin, apparaît juste après la fin du stade 5 (visible à Biaches-St-Vaast). Ceci veut dire que ces séismes ou ces crises séismiques se produisent en période d englaciation (Van Vliet- Lanoë et al. 1997). Séismicité actuelle La région Nord - Pas-de-Calais n est pas inactive d un point de vue séismique. La proximité du front varisque fait que la séismicité historique ou plio-quaternaire ne doit pas être négligée. Un très gros foyer est situé dans le détroit proprement-dit, au niveau du chenal Lobourg, à sa croisée avec les Fosses Dangeard (planche 1,FD). Un second foyer majeur est situé au niveau du synclinal de la Haine (bassin de Mons). Selon la base SIRENE 1995 (BRGM- EDF-IPSN) la séismicité supérieure a 5 / échelle MSK atteint entre 1 O00 et événements pour le Pas de Calais, 4 pour le Nord ; 4 pour l Oise, 3 pour la Somme ; O pour la Meuse mais atteint 22 pour le Bassin de la Haine et peut être estimée à >10 pour la zone Lobourg. 2 séismes violents ont été enregistrés en 1392 et 1580 dans cette zone marine. Un séisme d intensité 6-7 MSK a été enregistre en 1896 dans le secteur de Douai. Les mécanismes au foyer sont de type décrochant, plus rarement inverse et les potentialités de mouvements sont de type décrochant inverse ou plus rarement normal selon les linéaments considérés (Grellet et ai., 1993). L enregistrement de la séismicité instrumentale (carte IPSN, 1999) montre que la fréquence est faible et l intensité souvent voisine de 3 et rarement supérieure a 5. Si on se fie à l échelle fournie par Serva, (Terra Nova1 994, 6 : ), cette intensité entraîne des dégâts superficiels mineurs, certainement pas des glissements ou des affaissements de terrain dans des conditions hydrologiques normales. Par contre en période de surpression hydrostatique ( hiver humide), le séisme peut révéler une instabilité existante.

36 1 ' BRGM'EDF''PSN) Instrumental seismicity LDG ( ) O 0-1 O II O El O O 111 O Ill-IV O El v-vi O VI VI-VI1 Pliocene 0 VI1 N* Quatemairy VII-VIII Moho offset on ECORS Profile,$ VIII

37 a C 5 a U #.A M Y 3. ", ch U U Y z?- z 5.. M - L;.. Y Y > c cn v) aj F r: cs O C G 5.C1 Y É O cc Y > L?i O c.. H Y. c z x Y Y H 3. s U M 9 $ 2 c.( Y > ch U 2 U H X ch V z X. 5 \2 z.. U Y X Y U cn M- U x ~ U G x 2.. g v) C a.* Y 5 v) 3 G M aj C w 'E U.A v) Y c 2 LL a C a v) 2 a r, G L-< 3 ffi U z 3 Y 9 h 4 I U Y C.C1 z L. w u 3 5 aj C O C O ccr.- u e 3 U Y 5 vi Y - 3!2

38 16 Les mouvements actuels déduits des nivellements En l absence de données régionales publiées (sauf celles de Fourniguet, 1987, assez imprécises), nous nous baserons sur celles publiées à l échelle de l Europe et sur celle des régions voisines ( Iles Britanniques et Belgique). Au niveau européen, une carte a été produite en 1975 par l Union Européenne de Géophysique. Elle montre les zones en surrection forte (Caucase et Ukraine), plus faible (Yougoslavie), la subsidence du bassin hongrois, sous l action de la poussée alpine. Un rejeu de nature glacio-isostatique toujours fonctionnel sur la Scandinavie, comme sur la figure A (Edge, 1959) pour les Iles Britanniques (Ecosse et Nord du Pays de Galles). La position du front varisque est reportée sur ces deux figures (ligne crantée) ; la position du gradient des anomalies de gravité ( Mansy) est reportée en pointillé. Pour les Iles Britanniques, on peut constater que le secteur situé au sud du front varisque et surtout au sud du gradient des anomalies de gravité (bord de ((bassin,,) est actuellement çubsident, tout comme la zone sous influence du graben de la Mer du Nord (East Anglia). La zone du bassin houiller du Kent n est pas particulièrement subsidente. Pour le Bassin Houiller, les nivellements topographiques permettent également de mettre en valeur une certaine activité régionale actuelle (1946/8 a ) sans nécessairement connaître le mécanisme responsable. Dans le bassin de Charleroi, une anomalie majeure (La-Chapelle-lez-Herlaimont) est associée -1) à une anomalie morphologique (MNT) méridienne localisée sous le dépôt éocène du Bois de la Houssière, à son croisement avec la prolongation du bassin de Mons. -2) à une activité sismique importante (Pissart & Lambot, 1989). Cette anomalie déborde de la zone exploitée par les minières. Elle n est ni conforme au front varisque ni conforme à la topographie. Les déplacements observés sont de l ordre 0.5 à lmm/an. Pissart interprète l anomalie sismique comme étant le résultat d affaissements miniers différentiels en raison de sa localisation dans un secteur exploité. Selon nos observations, les directions néotectoniques voisines de 180 ont souvent joué lors d épisodes compressifs, notamment pour la capture de cours de rivières importantes comme la Meuse. II est donc possible que dans le contexte compressif existant depuis le début de l Holocène, cette structure qui déforme déjà des sables éocènes, soit réactivée aujourd hui pour des raisons non-minières. Position de l anomalie (soulèvement, séismicité)

39 O m Carte UEGeophysique 1975 Carte Edae, 1959

40 W O W z u w d n o 3

41 17 B) LA MORPHOLOGIE GENERALE L'utilisation de modèles numériques de terrain (DEM ou MNT) traités par la technique du double ombrage (BL) permet une analyse détaillée des <:blocs >> actifs ou non en regardant l'évolution du réseau hydrographique (chevelu, organisation, pente) (fig). Les profils géologiques obtenus au niveau du Pas de Calais (Bouysse et al., 1975 ) avant la construction du tunnel sous la Manche ne montrent pas de graben contrairement à ce que proposent Colbeaux et a/. (1 993), mais présente une allure synforme du front varisque, calquée sur la forme du toit du paléozoïque a l'est et qui a pu guider l'organisation du drainage L'évidement de l'axe Weald-Boulonnais se situe avant le Messinien et la mise en place de la Fm de Wimille, c'est-à-dire qu'il pourrait être à l'origine de la Fm Cockburn (Tortonien) (van Vliet- Lanoë et al., 1998b). Le passage de déformations tectoniques à grande longueur d'onde a I'Eocène (Wyns, 1991), au Langhien-Serravalien, au Messinien et au Pliocène Sup. (van Vliet-Lanoë et al., 1998a et b), conséquence des épisodes de la structuration pyrenéene evou alpine, peut avoir accentué temporairement le relief de manière dissymétrique (poursuite de l'inversion, liée à la structure profonde du front varisque) et favoriser l'érosion. La faible subsidence du bassin oriental de la Manche (bassin Wessex, inversé au Miocène), comparée à celui de la Mer du Nord (Ziegler, 1992), peut avoir favorisé lors de la régression messinienne et du soulèvement Attique, une capture des paléovallées de la Manche orientale par un réseau nordique. Ceci rendrait compte des homogénéités fauniques observées entre les 2 mers (Margerel, 1989 ; Meyer & Preece, 1995). Le réseau de paléovallées (cartographie Alduc, 1979 ; Auff ret et al., 1980) de la Manche orientale montre la superposition de 2 réseaux hydrographiques, l'un se dirigeant vers l'ouest, l'autre, moins important mais plus évasé, vers l'est, drainant un paléo-cours de la Meuse-Oise- Somme (quartz ardennais), peut-être actif du Miocène supérieur jusqu'au début de la transgression du Pliocène (isolé de la Seine par le rejeu de la faille de Bray comparable à celui du front varisque) (van Vliet-Lanoë et al., 1998b). Le processus se poursuit lors des hauts niveaux marins du Pliocène avec la création d'un détroit accentué par la violence des courants de marées et un profil côtier probablement assez proche de la paleofalaise principale Somme - Gris-Nez (datation Sr/Sr de Fécamp : 7 Ma ; D.Mercier, Ecole des Mines, Paris-Fontainebleau). Les faciès sableux observés dans le Boulonnais sont équivalents des facies sableux miopliocènes de la Bretagne (Van Vliet- Lanoë et al., 1997b), des Cornouailles anglaises ou du Rhin. La baisse eustatique de la fin du Pliocène lié à la construction des grands inlandsis depuis le Néogène et au Quaternaire ancien explique en partie la ré-émersion du détroit (fig.3)). Sa refermeture à 1,8 Ma (Meyer & Preece, 1995) est à mettre en relation avec une nouvelle crise tectonique perçue à l'échelle régionale (rejeu du front varisque). Le détroit reste exondé au haut niveau marin du Waalien (1,4 Ma) et à ceux du Cromérien (estuaire de Wissant 0.8 à 0.4Ma). A partir du Quaternaire moyen et récent, des déformations glacio-isostatiques perturbent le système. L'absence d'enregistrement eémien en zone littorale émergée a Sangatte, montre que ce secteur est toujours subsident. Le détroit s'est rouvert au début de I'Eemien (130ka BP) après un épisode de subsidence enregistré vers 160 ka BP dans la falaise fossile de Sangatte (Van Vliet-Lanoë et al., 1999). Ceci est démontré par la nature des estrans, par la minéralogie des loess, par la vitesse de l'érosion côtière actuelle.

42 ? 50m Gelasien Cartes de l'extension marine et des paléodrainages en Manche et en mer du Nord, du Messinien au Quaternaire ancien. Van Vliet-Lanoë et al., 1998b 3

43 C) RESEAU HYDROGRAPHIQUE 18 La zone comprise entre l Artois, le Brabant, la Thiérache et le val d Oise est une zone clef pour la compréhension du façonnement des réseaux hydrographiques du Bassin Nord-Pas de Calais (en relation avec l ensemble Escaut-Meuse-Rhin) et du Bassin de Paris. Elle est contrôlée par le front varisque et le << sillon houiller >> entre la faille majeure du Bray au sud, et le Massif du Brabant au nord, Ce réseau s est constitué après le début de I Eocène et témoigne des crises tectoniques de la fin de l Oligocène, du Messinien et des différents épisodes du Plio- Quaternaire. Le réseau hydrographique de l Artois et de l ensemble Condroz-Ardenne a subi égaiement la même transformation que le Pas de Calais avec une capture du réseau supérieur des drains du Bassin de Paris par le Bassin Anglo-Belge ( cf. de Heinzelin, 1963 ; Pissart et al., 1997). Le basculement vers le sud du Bassin de Paris au Miocène (Diffre et Pomerol, 1979) a dû, par contre, détourner une partie du drainage des nappes profondes vers le sud. La morphologie des vallées et des terrasses qui les façonnent est essentiellement attribuée au Plio-Quaternaire, alors que de plus en plus, la datation radiométrique ou physique des dépôts qui les colmatent atteste des âges nettement plus anciens (Miocène moyen ou supérieur), sans commune mesure avec l idée classique d un contrôle de l incision d origine glacio-eustatique. D autre part, une idée communément admise est que les réseaux hydrographiques évoluent par capture en s adaptant à un soulèvement global lent et à la structure du substratum affleurant. II semble cependant à la lumière de travaux effectués dans d autres régions d Europe (Espagne, Armorique, Cornwall), que les réseaux peuvent évoluer - en inversant parfois leur direction d écoulement au gré de soulèvement et de basculement de blocs contrôlé par la structuration tectonique profonde du bâti paléozoïque. L analyse des réseaux hydrographiques est très importante et complémentaire à l approche stratigraphique - en mettant en évidence ces structures profondes souvent non-affleurantes par le biais de linéaments exploités en tant que drain, au gré des fluctuations temporelles du champ de contrainte; - en s adaptant à des mouvements flexuraux à grande longueur d onde engendrant des soulèvements temporaires, pas nécessairement synchrone avec I eustatisme (fluctuation du niveau marin); - en réexploitant des vallées anciennes obturées par de puissants épisodes de sédimentation (Miocène moyen, Pliocène sup.); Lors des épisodes de relaxation tectonique ( après une poussée de la compression alpine), en raison de l affaissement régional, le niveau eustatique (niveau de base marin) est apparemment plus haut et les nappes aquifères sont, en dehors des paramètres climatiques, en position relative haute. Ces rejeux récurrents vont donc intéresser le tracé des cours d eau et la dynamique des aquifères profonds, mais également la sismicité. C est le cas au Pliocène (3Ma) et vers 200 ka. D autre part, selon ces états de contrainte, le réseau karstique développé probablement dès la fin de l orogenèse hercynienne, va être réactivé et va se poursuivre dans les assises jurassiques et crétacées selon leur rhéologie (fracturation, propagation de failles). Le karst est fonctionnel (transit) pendant les épisodes de soulèvement à grande longueur d onde (cf. phases néo-cimmerienne, Save, Attique, Quaternaire). II s obture pendant les épisodes de relaxation

44 19 fini-orogénique (Wealdien : Vergari & Quiniff, 1998 ; Thanétien, Oligocène, Miocène inf. et moy. : Dupuis et al., 1997 ; Pliocène moyen : région de Laval en Bretagne). Actuellement, la sédimentation post-éocène a l aplomb du bassin minier atteint très localement la 50aine de mètres dans le << bassin de la Lys > (20m NGF) en parallèle avec les structures varisques (Sommé, 1975) et seulement la douzaine dans la vallée de la Deule. Les données du secteur d Helfaut- Forêt de Clairemarais positionnent le rivage Pliocène moyen (3Ma, + 80m, Haq et al., 1987) à 60m d altitude, alors que le rivage du début du Messinien ( Diestien des Monts de Flandre, 7Ma, +30m) a été porte a m d altitude lors de la phase tectonique attique. Ceci veut dire qu un déblaiement important est intervenu au début du Pliocène et probablement également lors de la phase tectonique rhodanienne (début du Quaternaire) : des décharges sédimentaires de 30 a 40m qui ont dû être compense par une légère surrection de nature isostatique. Cette situation perdure comme le montre la faiblesse de la couverture alluviale quaternaire dans le bassin de Lys (craie souvent affleurante). Cette zone, malgré sa platitude ne permet plus l accumulation sédimentaire et pourrait confirmer la persistance d un statut compressif actuel dans ce secteur, au nord du << sillon houiller. La dernière phase importante de creusement des vallées a débuté après la fin de I Holsténien (stade 11) avec une accélération lors du début du Saalien I comme en atteste le caractère nouvellement drainé des sédiments lors de la seconde crise séismique du Pléistocène moyen (160 ka). II en est de même pour le réseau de la Meuse en Ardennes, du Rhin en Rhénanie, du Blavet en Bretagne et pour le karst de Han-sur-Lesse en Belgique. C est ce qui semble être enregistré également dans la vallée de l Yser ( Sommé et al., 1978). Les aquifères régionaux de la craie et du Carbonifère. D un point de vue fonctionnel, les données archéologiques historiques ( cf.vieil Arras, vallée de la Scarpe etc...) et la toponymie attestent un caractère engorge et marécageux de la région. Au NW de la mare à Goriot ou dans le secteur de la Forêt de St Amand, les fosses pédologiques montrent des sols profondément gléyfiés, souvent non-décarbonatés, c est-à-dire, un engorgement bien antérieur aux pratiques industrielles. D autre part, la présence de tourbières (bassin de St Orner, Scarpe) ou de sédiments alluviaux mal consolidés peut amener l apparition de tassements d intensité décimétrique de la surface du sol, induite par un rabattement des nappes contrôlé soit par une mise en culture des marais (drainage artificiel), soit par une modification géométrique de l hydrologie de surface (route, zone industrielle en plaine inondable), soit encore par des pompages (eau potable, irriguation),. Enfin, l étude des sédiments historiques du Vieil Arras atteste l existence de pratiques pré-industrielles polluantes. Le bilan général des nappes est, en raison des paramètres climatiques évoqués plus haut, un renouvellement seulement partiel à long terme, fortement perturbé par les prélèvements urbains. Les nappes du Carbonifère sont alimentées directement en Tournaisis et en Avesnois, le karst étant accessible en bordure de vallée ; en raison de la présence de ce karst, les structures varisques n interfèrent pas avec le fonctionnement hydrologique de la nappe carbonifère. En Belgique, les prélèvements s effectuent directement dans la nappe du Carbonifère et elle est actuellement surexploitée. Les nappes de subsurface (Crétacé) sont plutôt en baisse, ce sont elles qui sont essentiellement exploitées en France. Les dièvres sont mésofracturées et présentent en carrières de petites fractures a espacement métrique et ouverture millimétrique. Le soutirage est

45 20 donc très faible mais non nul, dans les zones non-affecté par les puits de mine. Les coupes observables dans la région de St Omer montrent que les failles hercyniennes ont affecté le Crétacé (Craie), le Tertiaire (secteur d Helfaut) et le Quaternaire (rejeux encore métriques) ; l ouverture de la fracturation voisine de la direction méridienne font que quand la craie est voisine de la surface, il n est pas du tout exclu qu un pourcentage de la nappe de subsurface puisse par l intermédiaire de réseaux karstiques ou cryptokarstiques rejoindre la nappe du Carbonifère. CONCLUSIONS Le style de rejeu néotectonique est constant depuis 10Ma. Actuellement nous sommes en domaine compressif au niveau du front varisque et en domaine extensif au nord de celui-ci, vraisemblablement au nord du Bassin Houiller Nord - Pas-de-Calais. II existe des évidences d activité néotectonique dans le bassin minier particulièrement en Belgique ; cette activité est soulignée par une séismicité non-négligeable surtout à l est (bassin houiller belge), mais d intensité faible. Si on étend ces Caractéristiques à l ensemble du bassin houiller, l ouverture de la fracturation méridienne des différentes formations du Paléozoïque au Quaternaire devrait favoriser des échanges entre les nappes de subsurface et les nappes profondes, ce qui ne semble pas évident. Malgré un contexte climatique et agricole peu favorable, la réduction de l activité industrielle limite l exploitation de ces nappes et favorise donc en plus de l arrêt des pompages dans les puits, une remontée des nappes profondes, peut-être un peu plus lente qu elle ne le devrait. La nappe de subsurface, est par contre perturbée par l extension des zones urbaines, les modifications des coefficients de ruissellement qu elles entraînent et le soutirage qu elles induisent. Mécanisme Isostasie (érosion) Glacio-eustatisme Mines (Rhur) Zone d i nf I uence <200km <200km <* km Taux de mouvement Type de mouvement Réversibilité <<O,tmm/an / Ma soulèvement Non ccû,i mm/an/ 10) ans soulèvement oui 1-2mm/an /los ans (max ; probabl.+ faible en N-PC) non Glacio-isostasie Tectonique Mvmts grande h. Mvmts moyen. h Mvmts petite h Aquifères Profonds (réhydrat.) Subsurface (abaissement nappes) Eff o n d re me n ts Mines des 1 OOOkm 1000km 300km 60km 50km 50km/ local Km c1 Omm/an /1 O ans France N : affaissement oui Actuel :néotectonique l O, 1-0,5mm/an/ Ma Variable Partielle 0,1 à 1 mm/an /I ans Variable partiel le 0,1-2mm/an / 100 ans Variable partielle 1 1 mm/an /10-50 ans Soulèvement l Oui 1-20cm (plus en cas de Affaissement globaux et tourbes) / 1 à 10 ans locaux I 1 I 1 Carrières souterraines hm >1 m/an accidentel >1 cm/an progressif Affaissements accidentels & progressifs Non Karst m a décam. Accidentel (anthropique, sismique ou climatique affaissements & ouvertures Non

46 21 Sur le terrain, il est malaisé de faire la part de chaque type de mouvements analysé plus haut en raison de leur superposition et de leur découplage dans le temps. Néanmoins, la probabilité de mouvements affectant la topographie est très faible dans nos régions pour ce qui est des réajustements glacio-isostatiques, probablement très faible a notre échelle de temps pour les mouvements de type glacio-eustatiques et isostatiques simples, indépendant des effets des exploitations industrielles. Les mouvements néotectoniques a grande longueur d onde ont peu d impact (0,Ol à 0,5 mm/an) ; les mouvements néotectoniques a échelle moyenne sont du même ordre pour le secteur considéré (0,5 à lmm/an). Les mouvements à court terme et petite longueur d onde sont apparemment aléatoires et non conformes a l évolution géologique globale d une région ( ex. Bretagne, Somme). Le cumul de tous ces effets pourrait être de l ordre de 1 O mdan au grand maximum. La réhydratation de massif rocheux par remontée des nappes profondes peut induire des gonflements de valeur centimétriques. De même, dans des zones géologiquement subsidentes (bassins éocènes), probablement calquées sur des linéaments N-S, il est possible que des mouvements ductiles verticaux ou de basculement affectent encore les terrains avec des intensités décimétriques, notamment à la faveur de séismes de faible intensité (3 à 5), à fortiori, si en raison d une subsidence, les terrains s engorgent et peuvent devenir sujet à la surconsolidation (perte d agrégation des sols lessivés sur limon : environ 5cm). La combinaison de ces 2 derniers processus peut être de même amplitude que les affaissements miniers simples. Par contre les mouvements liés à un abaissement des nappes phréatiques par prélèvement excessif peuvent induire localement des affaissements métriques à décamétriques par soutirage karstique rapide (quelques années à quelques mois) ou décimétrique par dessiccation. Quant aux mouvements de détente ou de décharge, liés a la disparition d un terril, ils n ont pas été pris en compte dans ce travail étant donné leur impact très localisé. Le colmatage artificiel des chantiers exploités a pour effet d atténuer les impacts a la fois du rejeu isostatique et celui du gonflement à l hydratation, à la différence des chantiers foudroyés. La propagation d un affaissement dans une zone excédant le double de la surface d exploitation du sous-sol (voir Meilliez, 1998) ou en dehors de ces zones doit permettre de valider d autres causes que celles encore imputables aux affaissements miniers. Les causes les plus vraisemblables sont une surexploitation des aquifères de subsurface et l existence de carrières souterraines non-répertoriées. Dans le contexte du Bassin Houiller Nord-Pas de Calais, où les mouvements peuvent être imputés à d autres facteurs que les affaissements miniers, tels que l exploitation de nappes phréatiques ou des affaissements de carrières souterraines dont l existence est encore incomplètement répertoriée, il faudrait envisager une analyse détaillée sur une zone débordant de la zone exploitée - par les Houillères, - par les exploitations des aquifères de subsurface (grandes zones urbaines) et - par les grandes carrières à ciel ouvert (décharge isostatique). II semblerait, dans les zones a affaissements miniers connus, qu il faille plutôt s attendre à des réajustements isostatiques régionaux positifs (Klein et al., 1997) et a du gonflement à la réhydratation (Pottgens, 1985) du substrat, plus qu à de l affaissement. L impact de la séismicité est probablement inoffensif pour les mines, mais non anodins pour les carrières souterraines. Un travail de nivellement à haute précision et des études comparatives d états surfaciques sont nécessaires pour différencier les causes anthropiques du contrôle géologique d une part et climatique d autre part. I

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