Un séisme majeur antique, sur la faille de Vittel, au centre du bassin de Paris

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Un séisme majeur antique, sur la faille de Vittel, au centre du bassin de Paris

Pierre Benoit

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Un séisme majeur antique, sur la faille de Vittel, au centre du bassin de Paris

Pierre Benoit

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Un séisme majeur antique, sur la faille de Vittel, au centre du bassin de Paris.

La confluence de l’Aube et de la Seine, en Champagne dans la craie du campanien inférieur localement dolomitique, fait l’objet depuis les années 2009, d’exploitations massives industrielles de sables et graviers. Ces dépôts correspondent à des épandages fluviatils de sables et galets jurassique, sur des coulées boueuses périglaciaires de blocs de craie dans une matrice de craie en pâte (head).

Le suivi de ces travaux met en évidence d’intenses déformations de la terrasse alluviale weichselienne, que ce soient des failles normales, inverses, glissements gravitaires, éjections de fluide, hydroplastie, loadcast, structures en flamme…

Deux niveaux de déformations apparaissent, en dessous et au-dessus d’un niveau induré marneux sablonneux métrique, correspondant à des loess lités tardi-glaciaire. Ce dernier peut également faire l’objet de plissotements ou de failles affectant toute la série. Les tourbes sommitales holocènes sont affectées ponctuellement.

Une cartographie des déformations quaternaires, parfois holocènes, dans un rayon de 35 km, indique leur diminution en s’éloignant de la confluence des deux rivières.

La géophysique de subsurface (panneaux électriques) présente des diapirs crayeux traversant la masse alluviale. Un profil sismique haute résolution indique la remontée des accidents, jusqu’au toit de la craie campanienne. La sismique pétrolière montre le passage de la faille de Vittel, sous le site de Marcilly. D’imposantes séismites yprésiennes (56 à 47,8 millions d’années) sont connues aux abords de cette faille, à 20 km au NO, à Chantemerle (51).

La géomorphologie indique bien le contrôle structural du cours de la Seine par les grands accidents

Enfin, un tesson de poterie fine gallo-romaine, emporté dans les terrains déformés fournit un âge OSL entre 410 avant JC et 40 après, âge cohérent avec celui fourni par l’INRAP (paroi fine gallo-romaine, selon Anne Delor-Ahü).

L’âge holocène des dernières déformations traduit ainsi une origine cosismique pour la majorité des désordres observés, à relier à un important séisme intraplaque, de magnitude supérieure à 6, dans cette zone de jonction des failles de Bray -Malnoue- Vittel et faille de Saint Martin-Sézanne.

Introduction

La découverte de déformation pléistocènes (2,58 millions-11700 B(efore) P(resent) (1950)) sous nos climats aubois, pose toujours question, quant à leurs origines.

Naturellement, on pense à des phénomènes périglaciaires.

D’autres origines peuvent cependant exister, que ce soit des effondrements karstiques, des glissements gravitaires, voire des séismites en relation à de la néotectonique.

Voilà pourquoi notre attention s’est focalisée sur la confluence de l’Aube et de la Seine, à l’aplomb d’accidents géologiques majeurs du bassin de Paris (fig. 1). Ce secteur fait l’objet d’une exploitation importante de matériaux alluviaux.

Pierre Benoit

Figure n°1 : Carte des déformations observées, selon les hauteurs d’éjection de sable.

Maximales dans le secteur de Marcilly-Sauvage, au croisement de grands accidents géologiques, elles s’estompent sur un axe SO-NE

Outre la possibilité d’accès accordée par l’exploitant, la faible épaisseur des terrains hors nappe alluviale correspond à de terrains de moins de 25000 ans (basse terrasse). Par ailleurs, la proximité de la nappe phréatique (<2m) interdit toute origine karstique. Cependant l’âge de cette terrasse alluviale est compatible avec des déformations périglaciaires weichseliennes

(-116000 à – 11500 BP).

Par ailleurs, ces dépôts, peu ou pas indurés, correspondent à une zone deltaïque, avec

variation rapides de faciès (marnes, sables et graviers), permettant un bon enregistrement

des déformations souples.

Matériel et méthode

L’étude a profité des nombreux décaissements effectués lors de l’exploitation de 37 hectares de sablières. Elle est située en zone de confluence de l’Aube et de la Seine (Barhélémy et al., 1965).

Les nombreux affleurements sont décapés à la pelle et la pioche, avant nettoyage au jet d’eau ou à la brosse.

Il faut y adjoindre douze tomographies électriques de 128m de long, avec électrode tous les deux mètres. La méthode est fondée sur la mesure des résistivités apparentes du sous-sol le long d’un dispositif rectiligne d’électrodes plantées dans le sol. Elle apporte des informations sur la géométrie des couches du sous-sol et sur les anomalies ou structures particulières qu’elles peuvent receler comme des failles, des poches d’argile ou de sable, des talweg fossiles, des zones d’altération… La profondeur d’investigation, en mode schlumberger, est voisine de 20 mètres.

S’y ajoute un profil sismique réflexion haute résolution, long de trois cents mètres, permettant d’explorer la craie sous alluviale entre 50 m et 300 m de profondeur, aux abords de la faille de Sézanne (x :48°32’14.21’’, y :3°45’29.69’’ ; x : 43°32’04.39,’’ y :3°45’55.26’’).

Six datations sont également réalisées, par carbone 14, par le laboratoire Beta analytic et deux par OSL sur des matériaux sans composés organiques.

Par ailleurs, les montages photographiques réalisées avec le logiciel photoswitch (Canone) sont traités sous Photoshop, en mode tracé des contours.

Enfin, les coordonnées géographiques des photos, panneaux électriques, profil sismique présentés, sont fournies dans le tableau n°1.

Coordonnées sexasimales

x y

Figure n°2 48.32'22.24" 3°44'53.55"

48°32'21.63" 3°44'51.88"

Figure n°3 48°32'24.05"N 48°32'15.88"

3°43'17.66"E 3°43'21.58"

Figure n°4 48°32'17.73" 3°4342.04"

Figure n°5 48°32'21.22" 3°44'52.32"

Figure n°5 48°32'27.97" 3°43'27.65"

Figure n°6 48°32'3.63" 3°44'49.54 Figure n°7 48°32'22.65" 3°43'31'67"

Figure n°8 48°32'18.97" 3°433'00.36"

Figure n°9 48°32'21.63" 3°43'26.11 Figure n°10 48°32'01.37" 3°55'44.75"

Résultats

Coupe géologique

Le profil sismique haute résolution (Piwakowski, 2010) a permis montrer la remontée

d’accidents profonds affectant le toit de la craie sous alluviale. Le toit du cénomanien

s’observe à 300 m de profondeur.

La tomographie électrique (fig.2) présente la remontée de diapirs (fig.3) de craie marneuse conductrice, à travers les dépôts alluviaux, atteignant parfois huit mètres.

Figures n°2 : Tomographie électrique à Sauvage

Il faut noter le niveau marneux sous alluvial plus conducteur, au NE. Il correspond sans doute à des pseudogleys des toundras. Le diapir de craie à origine de la faille f se manifeste en surface par des failles et éjections de sable. Le niveau m correspond, quant à lui, à des dépôts fins lacustres (pseudogleys,

thermokarst ?). Les zones plus résistantes se composent de sable et graviers de calcaires jurassiques.

Figure n°3 : diapir de craie (Marcilly)

Le diapir, formé de blocs de craie noyés dans une matrice boueuse, est entouré de graviers. Il faut remarquer la

présence d’induration ferrugineuse à son sommet, traduisant une origine tardive. En effet les sels de fer liés à

l’induration rapide n’ont pu se dissoudre que sous l’action de l’activité microbienne ou racinaire, en période de

réchauffement post glaciaire.

Cette remontée en surface est souvent associée à des failles et éjections de sable (fig. 4).

Figure n°4 : failles sur diapir (Sauvage)

La photographie correspond à l’arrivée en surface de la faille de la figure n°2. Le sommet des niveaux marneux passe latéralement à des sables. Sables et marnes sont affectées de failles normales.

Par ailleurs, les sondages alluviaux, à la pelle mécanique, effectuées avant mise en

exploitation indiquent des dépôts, parfois chenalisés, de graviers grossiers de galets et

sables de calcaires jurassiques, mal triés, reposant sur un fond de blocs de craies souvent noyés dans une matrice fine de craie pâteuse. Ce fond est assimilé à des coulées boueuses périglaciaires (head).

Le sommet des graviers est recouvert épisodiquement des dépôts fins gris bleuâtres. Leur âge les fait assimilés à des pseudogleys des toundras déposées en milieu deltaïque lacustre (24645- 24120 BP), soit la base du dernier épisode pléniglaciaire (Antoine et al, 2009 ; Bertran et al, 2018).

Ces pseudogleys, parfois affectées de failles inverses et normales, peuvent passer verticalement à des dépôts limoneux bruns clairs, moins organiques. Ces derniers sont quelquefois entaillés par des chenaux de sables et graviers traduisant le début du fini glaciaire (16.600+/-900 BP, par OSL).

Au sommet de ces chenaux, on observe quelquefois des dépôts fins limoneux sableux de débordements (10666-10496 BP).

Des chenaux holocènes à remplissage tourbeux peuvent entailler sur plus d’un mètre le toit de la série

Déformations observées.

Le substratum crayeux peut remonter ponctuellement, en diapirs (fig. 3).

D’intenses glissements gravitaires sont observables (fig.5), associées à des failles scellées. S’y

adjoignent des éjections de fluide. Les terrains affectés ont moins de 16000 ans BP.

D

Figure n°5 : glissement gravitaire (Marcilly)

La tranchée fait 2m de haut et repose dans l’aquifère.

Il faut remarquer, à la base, sur la gauche, des failles normales scellées par un important glissement gravitaire sur pente, à l’origine des déformations au centre droit du cliché. La trace blanche, sur la gauche, correspond à une éjection de fluide.

Des plis hydroplastiques de couverture sont également visibles, reposant sur un niveau

limoneux sableux sub horizontal, sans faille. Là encore, on également des éjections de fluide

(fig.6).

Figure n°6 : hydroplastie et éjection de fluide

Le montage photographique présente vers l’Est un glissement hydroplastique sur un niveau marneux sub- horizontal. A l’Ouest, il faut noter les éjections de fluide depuis la base des marnes. L’étoile indique la position du tesson de poterie gauloise, 0,5m en devant de la coupe.

Existe également des fins niveaux marneux plissés, dans des dépôts horizontaux.

Les dépôts inférieurs aux marnes sommitales peuvent également fortement déformés (fig.

7).

Cela laisse supposer deux déformations successives ou un écran marneux indurés.

Ce niveau marneux indurés présente parfois des failles se poursuivant en profondeur. On

peut également parfois noter des éjections sous-jacentes de fluide traversant la série

marneuse, pour s’éteindre dans l’horizon pédologique de surface.

Il se rencontre également d’importantes éjections de sables (fig.7),

Figure n°7 : base déformée avec éjections de sable

Des éjections verticales de sables sont visibles sous les marnes de la base de l’holocène. Sur la droite, on note une faille verticale affectant les marnes. Les outils fournissent l’échelle.

ainsi que des loadcasts (fig.8).

Figure n°8

La photographie est prise à Sauvage. La coupe, haute de 1,2 m présente, à son sommet, un loadcast de sol organique brun noir s’enfonçant dans du matériel fluidifié. On peut également observer deux petites failles normales.

Enfin, il y a également des brèches d’explosion affectant des niveaux sommitaux de tourbe (fig.9).

Figure n°9 : brèches et failles, dans tourbe (Marcilly)

La photo permet l’observation d’une intense brèchification en bordure de paléochenal à remplissage de gravier puis de tourbe brune. La coupe fait 1,7m de haut. Il faut noter également la présence d’un bloc basculé à l’aplomb d’une remontée de marnes dans le paléo chenal.

Répartition des déformations régionales

Les premières descriptions datent des années 1970 et se poursuivent jusqu’en 2016. Les interprétations proposées varient selon les auteurs (Michel, 1972 ; Coulon, 1994 Baize et al., 2007 ; Benoit et al., 2011 ; Benoit et Megrahoui, 2013 ; Van Vliet et al., 2016 ; Bertran et al., 2018).

Un biais analytique peut se présenter, à savoir le nombre de déformations par unité de surface explorée. Les observations sur 37 hectares seront toujours plus nombreuses que sur des affleurements de surface moins importantes, dans le cas de déformations se répartissant de manière aléatoire. Afin de le contourner, il n’est pris en compte que la hauteur des éjections de sable, afin de visualiser leur atténuation en s’éloignant de Marcilly et Sauvage (fig. 1).

Age

Les marnes sommitales peuvent être affectées de failles sur toute leur hauteur, voire d’éjections de fluides remontant jusqu’en surface (fig. 6). S’y ajoutent des loadcast d’horizon pédologique (fig. 8).

Il faut également noter l’existence de fissures dans la craie à remplissage de de sol organique, à 15 km à l’Est (fig. 10), sans recouvrement de loess.

Par ailleurs, la crayère voisine de Charny le bachot présente des plans de failles inverses faisant surmonter des paléosols par la craie (Benoit et al, 2011). Dans le même secteur, des tourbes présentent d’intenses brèchification (Benoit et al, 2011).

Enfin, un tesson de poterie gallo-romaine a été trouvé en place, enfoui dans des sédiments déformés (fig.8). Il est daté par OSL, entre 410 BC-60 ADI (Re.S.Artes, 2019).

Discussion

Les déformations souples et cassantes dans du matériel alluvial et deltaïques présentent des origines multiples, allant de l’effondrement de berges à des glissements gravitaires en masses, sans occulter des crues subites (Russell et Wheeler, 2002 ; Shanmugam, 2016).

Si les dépôts ont fait l’objet d’une période froide, l’influence du mollisol est à prendre en considération (Van Vliet et al., 2016).

Une cause sismique, enfin, peut également être présente. Auquel cas, l’intensité des déformations synchrones diminuera en s’éloignant de l’épicentre (Obermeier et al.,2002).

Toutes ces causes peuvent agir en synergie.

Les failles affectant des niveaux varvés et les pseudogleys des toundras correspondent sans doute à des effondrements de thermokarst.

A l’opposé, les brèchifications affectant les tourbes de surface sont holocènes, (fig.8).

Les glissements gravitaires et l’hydroplastie affectant des remplissages de chenaux sont également tardif, puisque qu’ayant donné naissance à des loadcast holocènes (<10000 ans BP), la tourbe étant affectée.

Des glissements sur mollisol périglaciaires ne peuvent donc pas être évoqués comme unique origine.

La piste cosismique doit ainsi être proposée, pour des raisons complémentaires :

- Des glissements gravitaires et hydroplastiques ont été décrits dans des séries fluvio- lacustres (Lignier, 2001 ; Aslop et Marco, 2013). Les montées tardives de diapirs de craie expliquent leur genèse (fig.4)

- Des déformations similaires se rencontrent, dans la vallée de la Meuse liégeoise, dans un secteur à forte sismicité historique (Desmoulins, 1996)

- Une légère activité sismique locale est reconnue depuis 1964 (Cara et al., 2015) - La diminution des déformations en s’éloignant de Marcilly et Sauvage, aux abords du

croissement de deux accidents majeurs du bassin de Paris (fig.1)

- Le réseau hydrographique local apparaît conditionné par les grands accidents géologiques (Obert et al. 1992)

- Des liquéfactions et éjections de fluides peuvent être associées à des séismes (Obermeier et al., 2002).

Par ailleurs, la craie locale, sous alluviale, présente des caractères physico-chimiques permettant sa mobilisation en dyke, sous l’influence de séismes de magnitude supérieure à 6 (Sigismond et al., 1983). De telles déformations en dyke de matériaux souples, sous l’influence de séismes, ont été décrites en Bretagne (Van Vliet et al., 2018).

Les brèches d’explosion dans les chenaux tourbeux reposent sur des marnes sableuses. Elles s’expliquent par augmentation brutale de la pression de fluide dans un milieu saturée d’eau, à faible perméabilité. De telles bréchifications ont été observées à Charny le bachot (point 14 de la figure n°1) (Benoit et al, 2011)

La présence de matériel archéologique, à 1,2 m de profondeur, s’explique par des crevasses

cosismiques (fig.10). Le rapport final des études archéologiques du site de Marcilly (Langry,

2010) indique ainsi que certains objets ont pu être découverts dans des remaniements

alluvionnaires, jusqu’à parfois 1,4m de profondeur.

Figure n°10 : remplissage à Charny

Le cliché est pris en fond de fouille pour éolienne. Il montre une importante crevasse à remplissage de terre, et de graveluche crayeuse, dans une craie gélifractée.

D’un point de vue géologique, l’existence locale d’un gros séisme est à relier à l’activité de la faille du Bray-Vittel, accident majeur du bassin de Paris, connu également pour son activité dans les dépôts tertiaires du centre de ce bassin (Briais , 2015) et les séimites yprésiennes ( points 8 et 10 de la figure n°1).Il est intéressant également de noter que le flux géothermique la plus élevé du bassin de Paris est observé, en forage pétrolier, à Saint Just- Sauvage ( 98 mW/m

, traduisant une hétérogeneité crustale dans une bande 25-30 km (Gaulier et Burrus, 1994). Une bande de roches basiques indifférenciées existerait dans le socle sous notre zone d’étude (Baptiste, 2016).

Sur la base des intensités des déformations observées, on peut admettre un séisme de magnitude de 6 ou plus (Obermeier et al, 2002).

Par ailleurs, l’âge historique de ce séisme majeur intraplaque exclut tout phénomène de rebond post glaciaire, contrairement aux séismes de la vallée hollandaise de la Meuse (Van Balen et al., 2019).

Remerciements

Ils s’adressent tout d’abord à la société Morgagni-Zeimett nous ayant fourni l’accès à son site carrier de Marcilly-sur-Seine.

Ils s’adressent tout autant au laboratoire Aquanalyse, de Plancy l’Abbaye (10), pour son soutien analytique et financier.

Monsieur Jean Marie Grisoni a réalisé la tomographie électrique.

Le profil sismique haute résolution est effectué par le bureau acoustique de l’École centrale de Lille, sous la houlette de Bogdan Piwakowski, pour le laboratoire Aquanalyse.

S’ajoutent à tous ceux-là des géologues anonymes, universitaires ou non, nous ayant fourni des commentaires constructifs et pertinents durant les nombreuses années de recherche sur le terrain.

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