Synthèse

Figure 1.1.7: Localisation de l'ECRIS dans l'avant-pays alpin, modié d'aprèsZiegler and Dèzes (2007). Les failles cenozoïques sont indiquées en noir et les sédiments reliés au rifting en gris. Les prols ECORS-DEKORP sont indiqués en rouge.

croûte (gure 1.1.8) et pourraient se prolonger jusque dans le manteau.

Le fossé de la Bresse est long de 200 km et large de 50 km en moyenne. Sur sa bordure est, la Bresse est chevauchée par le Jura. De même que le fossé rhénan son remplissage s'est eectué irrégulièrement. Des sous-bassins se sont formés le long de structures héritées. La Bresse a subi deux épisodes de subsidence : un à l'Eocène-Oligocène et le second à partir du Pliocène. Entre ces deux épisodes, un régime de compression E-W a dominé au Miocène. Sa formation est donc similaire a celle du fossé rhénan avec une évolution liée aux structures héritées et aux variations du champ de contrainte.

1.4 Synthèse

Le modèle géomécanique considéré est de taille 360*400*230 km. Seules les structures de taille lithosphérique sont à prendre en compte. L'échelle des structures étudiées est prise en compte an de déterminer les structures à modéliser dans le domaine.

1. IDENTIFICATION DES STRUCTURES TECTONIQUES

Figure 1.1.8: Coupes interprétées du fossé rhénan d'après les prols ECORS-DEKORP. La localisation des coupes est indiquée sur la gure1.1.7. Modié d'aprèsBrun et al.(1992).

la lithosphère par des variations de profondeur des interfaces et par une croûte hétérogène. Dans le modèle nous traduirons cette structure complexe uniquement par les variations de la topographie, du Moho et de la limite lithosphère-asthénosphère. Pour être plus complet il faudrait déterminer une variation latérale de la densité et des paramètres élastiques dans la croûte. Cependant de telles variations seraient bien moins importantes que les variations au niveau des interfaces et seraient à prendre en compte sur un modèle plus local. En eet

Masson et al.(2002) ont déterminé dans le massif du Mont-Blanc une variation de densité de 0, 2 g.cm3 entre les terrains les plus superciels et la croûte profonde alors que le contraste de densité au Moho est de 0, 6 g.cm3, soit trois fois plus important.

Même si un niveau de décollement est avéré dans le Jura, la nappe jurassique n'a une épaisseur que d'environ 2 km, ce qui est négligeable devant un modèle de 230 km de profondeur. C'est pourquoi la structure jurassique ne sera pas introduite dans le modèle, qui ne prend en compte que les phénomènes plus profond. D'autre part, les failles que nous voulons prendre en compte sont celles de taille lithosphérique, actives sismiquement. L'étude de la sismicité dans la section3mettra en évidence le fait que le système de failles jurassiques n'est pas une zone de sismicité majeure.

1.4 Synthèse Le bassin molassique a une profondeur un peu plus importante, de 6 km au maximum. Cependant cela reste faible. La section suivante montrera que nous avons fait le choix de négliger l'impact des sédiments dans le modèle. Il n'est donc pas nécessaire de le prendre en compte.

Plus de 2000 m de sédiments se sont déposés dans les deux fossés (Sissingh, 1998) larges d'environ 40 km. Bien que cela soit important, c'est bien moins que dans le cas du bassin molassique. Le remplissage sédimentaire des fossés sera également négligé.

Par contre, la phase d'ouverture de ces fossés est susceptible d'avoir contribué à la mise en place de fractures dans le socle sous les sédiments. Cette fracturation pourrait se prolonger jusque dans le manteau. Si elle est présente, cette fracturation ne peut être négligée car, au vu de la taille de ces fossés, elle peut se manifester par une anisotropie des paramètres élastiques à l'échelle de la lithosphère.

2

Les grandes interfaces structurales à

l'échelle lithosphérique

Les diérentes couches du système lithosphère-asthénosphère peuvent présenter dif-férentes rhéologies. Si l'interface entre ces couches est plane cela ne va pas aecter les directions de contraintes dans la croûte. C'est pourquoi il est important de bien déter-miner la géométrie des interfaces entre les diérents niveaux.

Figure 1.2.1: Géométrie de la topographie. L'échelle verticale est en mètres. Le paral-lélépipède indique la zone du modèle.

délim-2. LES GRANDES INTERFACES STRUCTURALES À L'ÉCHELLE LITHOSPHÉRIQUE

itant la croûte du manteau supérieur et la LAB (Lithosphere Asthenosphere Boundary) dénissant la limite inférieure de la lithosphère.

2.1 La topographie de la surface libre

La question concernant la limite supérieure du modèle est quelle limite considérer. Deux interfaces sont à distinguer : la surface libre et la limite socle-sédiments. A priori, il parait plus évident de considérer la géométrie de la surface libre. Cependant, les sédiments sont souvent découplés du socle (Cornet and Roeckel,2012) et n'appliquent donc qu'une pression sur le socle. Il pourrait donc être intéressant d'utiliser cette dernière interface en y appliquant une pression lithostatique.

An de comparer les deux interfaces leur géométrie est déterminée. La topographie est obtenue à partir de données SRTM qui fournissent la géométrie de la surface à trois secondes d'arc près (gure 1.2.1).

Figure 1.2.2: Géométrie du socle d'après une compilation de données (J.-B. Edel Hurtig et al.,1992;Valasek and Mueller, 1997). L'échelle verticale est en mètres. Le parallélépipède indique la zone du modèle.

La géométrie du socle est déterminée par une compilation de données (J.-B. Edel communication personnelle,Hurtig et al.,1992; Valasek and Mueller,1997).Valasek and