1.2. LE GRANITE DE FLAMANVILLE

GEOLOGIE GENERALE DU SITE – SISMICITE ET SISMOLOGIE

sous chapitre 2.5

1. GEOLOGIE GENERALE DU SITE

1.1. CONTEXTE GEOLOGIQUE

Le site de Flamanville se trouve sur la bordure occidentale du batholite granitique de Flamanville (Cf. 2.5.1. FIG 1), intrusif dans une série paléozoïque (Cambrien, Silurien et Dévonien) plissée, qu’il métamorphise et refoule à son contact (synclinorium de Diélette).

A l’échelle du site, il convient de distinguer (Cf. 2.5.1. FIG 2 et 2.5.1.

FIG 3) :

- La partie orientale où le substratum rocheux est constitué de granite,

- La partie occidentale, où le substratum est constitué de cornéennes sombres, très riches en oxyde de fer.

La totalité des ouvrages de rejet en mer se situe dans la série métamorphique, constituée, au moins à proximité du rivage, par ces mêmes cornéennes.

Le contact entre le granite à l’Est et la série métamorphisée à l’Ouest est localisé sur la figure 2.5.1. FIG 2. Sur le plan masse EPR, il se situe dans le tiers oriental de la Salle des Machines, à la cote 0 NGF environ, et correspond grossièrement à l’ancienne ligne de rivage.

1.2. LE GRANITE DE FLAMANVILLE

Le batholite granitique a une forme régulière voisine d'une ellipse dont le grand axe est orienté EW, sa longueur est de 7 km environ, et le petit axe NS mesure 4.5 km (Cf. 2.5.1. FIG 2). Il s’abaisse du SW (cote + 85 NGF) vers le NE où coule la Diélette (+15 NGF) qui draine le plateau. La surface totale du massif est de l’ordre de 25 km² environ.

Le granite de Flamanville demeure, d’après les auteurs récents, l’exemple d’un diapir syntectonique dont la mise en place s’exerce postérieurement au paroxysme orogénique mais demeure contemporaine des stades ultimes de la déformation régionale. La mise en place de ce granite s’effectue à l’emporte pièce au sein d’une croûte superficielle froide dans laquelle il développe un thermométamorphisme atteignant le faciès des cornéennes à pyroxène. Elle est associée à des injections tardives de filons de microgranite et d’aplite.

Le granite de Flamanville pourrait tirer son origine d’une fusion de la croûte inférieure en liaison avec une éventuelle remontée du manteau s’effectuant le long du linéament Nord armoricain.

1.2.1. Pétrographie

Il s’agit d’un granite de couleur gris-rosé, grenu, montrant des phénocristaux de feldspaths pouvant localement atteindre plusieurs centimètres. Il s’agit d’un monzogranite subalcalin.

Sa composition minéralogique est la suivante : - Macrocristaux

- Orthose : 30 % à 32 %,

- Biotite : 5 à 11 %, parfois altérée en chlorite, - Hornblende verte : 1 % à 14 %,

- Microcristaux

- Feldspaths plagioclases (oligoclase et albite) : 14 à 27 %, parfois légèrement séricitisés,

- Quartz xénomorphe : 28 % à 36 %, - Minéraux accessoires (1 %) :

- Sphène, altérée en xantitane, - Apatite,

- Zircon, - Magnétite.

Sa composition chimique moyenne (norme) est résumée ci-dessous : - SiO2 :65 %

- Al2O3 : 15 %, - Na2O : 4%

- K2O : 2.7 %, - CaO : 2.9 %, - MgO : 2.2 %, - Divers : 8,2 %

Les filons de microgranite (Cf. chapitre 1.2.2.3), souvent altérés et hématisés, se composent de :

- Macrocristaux

- Plagioclases, souvent entièrement séricitisés, - Biotite, altérée et décolorée par endroits, - Feldspaths potassiques, très peu abondants, - Cryptocristaux

- Quartz.

1.2.2. Fracturation

D’une manière générale, la direction générale de la fracturation est soulignée par la présence des nombreuses criques qui découpent la côte ; cette direction est perpendiculaire au contact granite- roche encaissante.

Un deuxième système de cassures, de direction parallèle au rivage, c’est à dire au contact granite-cornéenne, peut être observé sur toute la bordure Ouest du massif granitique. Ces cassures présentent un pendage assez fort vers l’intérieur du massif.

Dans le détail, le massif granitique est parcouru par les discontinuités suivantes :

- Des diaclases (absence de mouvement relatif des épontes), - Des failles,

- Des filons.

1.2.2.1. Les diaclases du granite

Dans l’emprise de l’îlot nucléaire EPR, le levé des talus correspondant aux déroctages réalisés en 1993-1994 met en évidence les grandes familles de diaclases suivantes :

Famille A : typiquement N110°E [N105 à N120°E], avec un pendage variant entre 70°N et 70°S. Cette famille est nettement dominante sur les autres familles. Fréquemment, les diaclases des familles B, D et D’ buttent sur les diaclases de la famille A et ne se continuent pas au-delà. La maille de cette famille varie entre 1/m dans certaines zones à 10/m dans les cortèges de fractures accompagnant les zones faillées. La maille moyenne vaut sans doute 2/m. Ces diaclases sont exemptes de remplissage et sont donc saines (sauf peut-être une altération pelliculaire sur les épontes des diaclases). Elles sont en général fermées, sauf à proximité de la surface (décompression liée au déroctage en masse de la falaise naturelle en 1978-1980). Cette famille est très pénétrative et sa continuité peut atteindre 20 m dans la partie occidentale des fouilles.

Famille B : N25 à N30°E, avec un pendage 70°E, mais pouvant localement atteindre 70°W. C’est la deuxième famille en terme d’importance (continuité). Sa maille varie entre 1/m et 10/m dans les cortèges de fractures qui accompagnent les failles, typiquement 2/m. Comme pour la famille A, il s’agit de diaclases sèches (sans remplissage), généralement fermées, sauf à proximité de la surface où elles ont été ouvertes par les effets arrières des déroctages à l’explosif lors du déroctage en masse de 1978-1980. La continuité de cette famille est plurimétrique.

Famille C : joints subhorizontaux, plus ou moins ondulés, avec des pendages variables de l’ordre de 15° à 20° dans toutes les directions.

Ces joints subhorizontaux, liés à la décompression du massif granitique à proximité de la surface, et exacerbés par les effets de tirs de déroctage, sont typiquement remplis d’une épaisseur centimétrique à pluricentimétrique de gore, plus ou moins altéré (mais jamais argileux). Ces joints sont responsables de venues d’eau au travers du béton projeté de la falaise et dans le talus Est des fouilles. La maille de cette famille varie entre 2/m et un joint tous les 2 m, typiquement 1/m.

Famille D : direction N110 à N130°E, avec un pendage variant entre 40° et 60° SW. Ces diaclases, continues sur plusieurs mètres, présentent une maille typique de l’ordre de 1/m. Elles sont généralement sèches, mais quelques remplissages centimétriques de gore ont été relevés (en deux endroits de la fouille).

Famille D’ : direction N110° à N130°, pendage 60°NE. Il s’agit de la famille conjuguée de D. Une seule diaclase a été observée sur la totalité du périmètre des fouilles, ce qui suggère une maille très lâche.

D’autres familles beaucoup moins représentées, mais avec une continuité plurimétrique ont été relevées :

- N10° à N15°E, 40 à 60°E ou W, avec une maille de 2/m à localement 5/m. Ces diaclases sont fermées lorsqu’elles sont visibles (talus Est),

- N30° à N40°E, pendage vers l’Est de 30 à 65° (maille typique 1/m) ou vers l’Ouest de 45° à 60°; ce sont des diaclases fermées, - N0°E 55°E (une seule observation),

- N55°E 65°S (une seule observation).

1.2.2.2. Les failles du granite

Dans l’emprise du site la principale faille « historiquement » connue est la faille dite de Guerfa. Cette faille décrochante dextre affecte le site dans sa partie Nord. Il s’agit d’une faille d’extension régionale. Elle a été recoupée à plusieurs reprises par les travaux miniers de la mine de Dielette. Elle présente en surface une largeur moyenne de 30 m environ. Sa direction est sensiblement perpendiculaire au rivage (N130°E) et son pendage est de 50°N (entre les cotes –70 et –130 NGF dans la mine de Diélette).

Elle affecte à la fois le granite et les cornéennes voisines.

A terre, elle a été étudiée par des sondages en 1993 ; son remplissage, variable entre 4 et 15 m, est constitué de sable granitique, de débris rocheux et d’argile.

La plus importante faille affectant directement le site (entre les îlots nucléaires des futures tranches 3 et 4) est celle dite du « trou Baligan » ; en cet endroit, une profonde dépression dans le rivage, affectant le granite et se prolongeant dans les cornéennes, a été mise en évidence lors des terrassements principaux (1978-1979).

Cette zone rencontrée dans un sondage carotté en 1993, se caractérise par un remplissage d’argile beige plastique et de débris de cornéennes très fracturées et oxydées sur environ 4 m de large.

Plusieurs petites failles à pendage très redressé, montrant grossièrement des directions parallèles et perpendiculaires au rivage, sont visibles sur la falaise du site :

- La famille perpendiculaire au rivage (famille A d’orientation N120°E) montre des pendages très importants (70°E à 90°), vers le Sud ou vers le Nord. C’est la famille de failles dominante. Le remplissage de ces failles est composé de roches très fracturées (stade gore) de couleur lie-de-vin, typiquement sur une épaisseur d’environ 20 centimètres. Un remplissage de type gore + film de calcite + film (continu) d’argile a été observé sur deux failles dans les fouilles de l’îlot nucléaire. Sa maille de fracturation typique est de 5 m, mais les zones faillées peuvent atteindre 6 m d’épaisseur.

Plusieurs zones faillées de ce type sont observables sur le talus oriental de la fouille, avec une maille typique de 10 m.

- La famille parallèle au rivage (correspondant à la famille B, c’est à dire une orientation N30°E) montre des pendages variant entre 70°SW et 70°NE. Le remplissage de ces failles est composé de roches très fracturées et localement altérées (stade gore) de couleur lie-de-vin, typiquement sur une épaisseur d’environ

20 centimètres. La maille de fracturation moyenne est de l’ordre de 5 m. Aucune zone faillée de plusieurs mètres d’épaisseur appartenant à cette famille n’a été observée dans les fouilles au droit de la tranche EPR.

Une autre faille isolée a été interceptée par les fouilles de l’îlot nucléaire, dans l’angle Nord de la fouille. Il s’agit d’une faille orientée N55°E 78°E, réglant le talus à cet endroit. Son remplissage se compose de roches broyées (pas d’argile) et de gore, sur une vingtaine de centimètres. Sa continuité est supérieure à 20 m.

1.2.2.3. Les filons

Les filons sont relativement nombreux et assez bien visibles à l’affleurement sur le talus de la falaise et en sondages carottés. Ils se développent dans le granite et se prolongent à l’Ouest dans les cornéennes, en continuité.

Le contact avec l’encaissant est souvent net et subvertical.

Leur direction est comprise entre N 110°E et 130°E, c’est à dire parallèle aux fractures de direction A.

Ces filons apparaissent en sismique réfraction par des pertes de la vitesse de fond, ou par des zones à vitesses plus faibles (4500 m/s dans le granite). Ils semblent plus vulnérables à l’altération que la roche granitique encaissante.

3 types de filons ont pu être distingués grâce à leur nature géologique :

1. les filons de microgranite porphyriques de couleur rose (liée à la damouritisation) ou verdâtre (chloritisation) donnant au filon une teinte typique lie-de-vin. Ce type de filon est le plus représenté sur le site. Le levé géologique des talus de l’îlot nucléaire de la future tranche 4 permet d’observer un filon d’environ 7 m de largeur, bordé à ses épontes par une épaisseur d’environ 1 m d’argile, 2. les filons aplitiques de couleur rose (damouritisation des

feldspaths),

3. les filons de quartz (moins nombreux et d’épaisseur limitée, décimétrique), souvent associés à des éléments bréchiques.

Dans l’emprise de l’îlot nucléaire de la tranche EPR, aucun filon altéré n’a été relevé.

Trois filons d’aplite, très sains et très raides (sonnant très clairs au marteau), se distinguent sur les talus de la fouille. Compte tenu de leur orientation (famille A) et de leur positionnement, il est fort possible que ces trois filons ne forment qu’une seule et même structure, ramifiée, voire localement amygdalaire. Ces filons sont intensément fracturés, mais leur contact avec le granite encaissant est très bien fermé (il est d’ailleurs difficile de distinguer ce contact sur un des affleurements).

1.2.3. Altération

L’altération du granite est une altération météoritique, à laquelle il convient d’ajouter une altération filonienne.

L’altération météoritique est importante sur le plateau dominant le site, où elle atteint le stade d’arène et forme ainsi une couche meuble de plusieurs mètres d’épaisseur. Le processus d’altération est un processus d’altération météoritique classique : altération des feldspaths (en général par kaolinisation et damouritisation) et plus exceptionnellement des biotites, affaiblissant la cohésion de la roche, qui prend alors une teinte jaunâtre.

Les sondages réalisés en 1993 sur l’emprise de la tranche EPR ont montré que le rocher sain (exempt de toute altération) était atteint en moyenne à la cote –8 NGF. Dans le détail il faut distinguer la partie du site où la couverture rocheuse était importante (avant le déroctage en masse de la falaise de la partie orientale de la tranche) de la partie où la couverture était moindre (en bordure du massif, c’est à dire à proximité de l’ancien rivage, dans la partie occidentale de la tranche). Dans la première zone, le granite rencontré en profondeur est très rapidement sain. Dans la deuxième zone, le granite est altéré, mais localement décapé par l’effet des vagues, il apparaît sous la forme d’une roche compacte.

Il est à noter des zones de granite altéré à très altéré à l’intérieur même du massif sain. Cette particularité est liée à la mise en place même du batholite et à l’hydrothermalisme qui a vraisemblablement accompagné la mise en place des filons. Ces zones se situent en

effet à proximité de filons altérés de microgranites ou à proximité des épontes de zones de fractures.

L’altération des filons est très marquée. Elle se traduit par une damouritisation des plagioclases et une chloritisation des biotites, donnant une couleur caractéristique lie de vin au filon. Cette altération se poursuit en profondeur, à la fois dans le granite et dans les cornéennes.

1.2.4. Caractéristiques mécaniques

Le granite est un matériau dur (résistance à la compression matricielle supérieure à 100 MPa) et raide (module matriciel statique de l’ordre de 100 000 MPa).

1.2.4.1. Mesures in-situ

1.2.4.1.1. Caractéristiques dynamiques

Les caractéristiques dynamiques ont été établies à partir des données recueillies sur site lors des études de Flamanville 1-2 (1979-1980) et lors des études de Flamanville 3-4 en 1993.

A l’emplacement de Flamanville 1-2, des essais down-hole, un essai cross-hole et des essais de transparence sismique ont été réalisés. Ils ont mis en évidence l’anisotropie du granite dans le plan horizontal, notamment dans les zones fracturées. La famille A de direction sensiblement perpendiculaire au rivage apparaît prédominante.

Ces essais ont également mis en évidence une forte anisotropie⁵des vitesses entre le plan horizontal et le plan vertical : jusqu’à 1,5 dans le granite sain et peu fracturé, beaucoup plus variable dans le granite fracturé et décomprimé.

Les investigations lors des études de Flamanville 3-4 ont consisté en la réalisation de :

- 4 profils de sismique réfraction, - 5 essais down-hole.

Les valeurs retenues sont données dans le tableau 2.5.1 TAB 1 ci- dessous, où :

- Vp : vitesse de propagation des ondes de compression, - Vs : vitesse de propagation des ondes de compression,

- Ed^max : module dynamique de compression aux très petites déformations,

- Gdmax : module dynamique de cisaillement aux très petites déformations,

- Ód : coefficient de Poisson dynamique.

1.2.4.1.3. Essais en laboratoire

Des essais de caractérisation ont été réalisés en laboratoire : - Poids spécifique apparent sec : 2,67 t/m³,

- Teneur en eau: 0,15 %, - Porosité : 0,24 %

- Résistance à la compression (échantillons de Ø 60 mm après module) : 103 MPa,

- Résistance à la traction indirecte : 8 MPa (sain) à 1,8 MPa (altéré), - Abrasivité : 1750 g/T,

- Broyabilité : 35 %.

Des essais en laboratoire ont également été effectués sur trois échantillons de gore prélevés dans une faille lors des travaux de Flamanville 2. Les caractéristiques de ce gore (sable argileux) sont résumées ci-dessous :

- Densité humide γh = 21,5 à 22,5 kN/m³, - Densité sèche γd = 18,5 à 20,5 kN/m³, - Passant à 80 µm compris entre 20 et 25 %,

- Limites d’Atterberg : LL= 48 à 60% et IP = 17 à 27% (il s’agit d’un sable argileux plastique),

- Cohésion non drainée, Cu = environ 50 kPa,

- Module de déformation (module tangent initial) à petite échelle mesuré à l’essai triaxial :

- 20 MPa sous une contrainte latérale de 0,2 MPa, - 76 MPa sous une contrainte latérale de 0,6 MPa.

1.3. LE SYNCLINORIUM DE DIELETTE

Les informations géologiques sont issues des travaux de Saleeb- Roufaiel (1962)⁶et de Gresselin (1992)⁷, ainsi que des observations faites lors des travaux des ouvrages de rejet des tranches 1 et 2 entre 1981 et 1983.

1.3.1. Structure géologique

Les terrains affleurant à l’Ouest du batholite de granite appartiennent à une série sédimentaire d’âge paléozoïque, affectée par un métamorphisme de contact. Ce métamorphisme est lié à l’intrusion dans cette série du batholite de granite de Flamanville.

Cette série constitue le flanc Sud du synclinal de Siouville, vaste structure d’extension régionale durant la phase dévonienne de l’orogenèse hercynienne (Cf. 2.5.1. FIG 1 et 2.5.1. FIG 2). Il s’agit d’un pli dissymétrique et déversé vers le Sud, et affectant des terrains d’âge cambrien à dévonien inférieur (= Siégénien). L’axe de ce synclinal est orienté ENE-WSW ; il est faiblement penté vers le SSW.

A proximité du site de Flamanville, la structure de la série sédimentaire est en relation avec la mise en place du batholite.

La mise en place « à l’emporte pièce » du pluton granitique syntectonique au sein du flanc Sud du synclinal de Siouville s’est accompagnée de plusieurs phénomènes affectant grandement la structure de la série sédimentaire :

- Refoulement des couches sédimentaires par l’intrusion du pluton granitique, d’où l’apparition de nouveaux plis (moulés sur la bordure occidentale du pluton, c’est-à-dire présentant des axes grossièrement parallèles à la côte) au sein des terrains les moins compétents de la série. Ces plis, d’amplitude hectométrique, sont en général faiblement déversés. Toutefois, à proximité immédiate du massif, c’est à dire dans les premières centaines de mètres à partir du rivage, ces plis peuvent avoir évolué en plis-failles et apparaître assez fortement déversés. Ce vaste ensemble de synclinaux, anticlinaux, plis-failles est nommé « synclinorium⁸de Diélette ». Sa forme générale est concave, tournée vers l’Est et son axe est orienté parallèlement au rivage. Se développant essentiellement dans le domaine marin, il est fermé à ses deux

Vs (m/s) Vp (m/s) Gd max

(MPa) ννννd Ed max (MPa)

trajet H 1700 3300 8 000 0.32 20 000

trajet V 2300 4500 14 000 0.32 32 000

trajet H 2100 4400 12 000 0.35 32 000

trajet V 2500 5500 17 000 0.37 45 000

Granite fracturé / décomprimé

Granite massif

Compte tenu de l’anisotropie marquée du granite, les caractéristiques dynamiques dans les plans horizontaux (trajet H) et verticaux (trajet V) ont été individualisés.

1.2.4.1.2. Caractéristiques statiques

L’analyse des tassements observés sous les bâtiments réacteurs des tranches 1 et 2 donne un module équivalent à long terme compris entre 10 000 ± 4 500 MPa pour le BR1 et 5 100 ± 1 500 MPa pour le BR2.

En accord avec les modules dynamiques, les valeurs de modules statiques (à long et court terme) sont les suivantes :

- Granite fracturé / décomprimé : 5 000 MPa, - Granite massif : 10 000 MPa.

5 anisotropie : qualité d’un milieu dont les propriétés varient suivant la direction selon laquelle on les évalue.

6 SALEEB-ROUFAIEL.G (1962) Contribution à l’étude du gisement ferrifère de Diélette (Sciences de la Terre - Mémoire n°2 - 184 pages - Nancy)

7 GRESSELIN F. (1992). Etude structurale du Cotentin - Thèse de l’Université de Caen

8 Synclinorium : structure syndicale complexe plus ou moins faillée, constituée par des synclinaux élémentaires

2.5.1 TAB 1 : CARACTÉRISTIQUES DYNAMIQUES DU GRANITE POUR DES FAIBLES DÉFORMATIONS

extrémités Sud et Nord. Le point bas du synclinal semble se situer sensiblement au centre de la structure à la hauteur du grand axe du batholite granitique. Dans le détail, les synclinaux élémentaires peuvent néanmoins avoir des plongements inversés par rapport au plongement principal. Les principales failles recoupent le synclinorium selon une direction sub-parallèle à la côte, parallèlement à l’axe des plis élémentaires du synclinorium.

- Apparition de vastes zones cisaillantes accommodant cette déformation plicative au large, avec une orientation N20°E et N110°E. Gresselin (Cf. 2.5.1. FIG 2) positionne ces dernières à plusieurs kilomètres au large du site ; de telles zones cisaillantes ne concernent donc a priori pas la zone des ouvrages de rejet.

- Ouverture et injections de filons de microgranite de plusieurs mètres de large, dans des directions préférentielles perpendiculaires à la côte.

- Apparition d’une schistosité dans les formations les moins compétentes.

Concernant la structure du synclinorium dans lequel se développent les mines de Diélette, on observe à partir de la côte, deux synclinaux successifs (S1 et S2) séparés par un accident important parallèle au rivage (F1), puis un troisième synclinal (S3) dont la liaison avec le 2^èmesynclinal est incertaine.

1.3.2. Pétrographie

La mise en place du batholite granitique s’est également accompagnée de transformations minéralogiques des roches encaissantes, atteignant des stades de métamorphisme HT-BP (cornéennes à pyroxène).

Ces transformations sont très complexes et ont vraisemblablement affecté la série en plusieurs phases. L’imprégnation de la série par des fluides riches en fer est un point important de ces minéralisations. Elle affecte la totalité de la série, au moins jusqu’à 400 m du rivage. Cet enrichissement en fer a donné, vraisemblablement dans les couches contenant déjà une notable quantité de fer, des teneurs en fer qui ont justifié une exploitation minière sous-marine (mine de Diélette) jusqu’en 1962 (Cf. § 1.3.2.4).

D’après Gresselin (1992), les terrains susceptibles d’être rencontrés dans la zone de rejet appartiennent vraisemblablement aux formations du Siégénien⁹des « Schistes et calcaires de Néhou », plus ou moins intensément métamorphisées.

Il convient donc de distinguer les terrains originels de la série sédimentaire et ces mêmes terrains lorsqu’ils sont affectés par le métamorphisme de contact. On comprend aisément que le degré du métamorphisme étant décroissant avec l’éloignement à la bordure du batholite, les modifications minéralogiques, tout comme les modifications structurales s’estompent progressivement.

1.3.2.1. Série sédimentaire originelle

Cette série originelle correspond à une série sédimentaire de plate- forme carbonatée, installée au Dévonien. Ces « Schistes et calcaires de Néhou » se présentent sous la forme de packstones¹⁰ silto- quartziques à matrice calcaréo-argileuse, parfois riches en péloïdes.

De rares wackstones¹¹et calcaires silicifiés sont identifiés.

Les terrains également susceptibles d’être rencontrés sont les grès à Platyorthis Monnieri d’âge Geddinien¹². Ce Geddinien est uniquement connu sous la forme d’écailles tectoniques, notamment celle jalonnant le grand accident de St Germain-le-Gaillard. Il s’agit de grès fins à ciments chloriteux, parfois micacés et bioturbés.

1.3.2.2. Série métamorphisée

Lorsqu’ils sont métamorphisés, ces terrains sont abusivement dénommés « cornéennes ».

Au sens strict, les cornéennes sont des roches très dures, non fissiles, à patine et à cassures d’aspect corné, à cristaux fortement engrenés et enchevêtrés, avec parfois des porphyroblastes automorphes.

Ce sont des roches totalement recristallisées (quartz, cordiérite, sillimanite, andalousite, plagioclases biotite et tourmaline). Saleeb-

Roufaiel distingue les cornéennes à micas, à pyroxène et à amphiboles, selon la nature de la roche originelle (respectivement schistes silico- alumineux, calcaires et grauwackes plus ou moins calciques).

Ces cornéennes sont le faciès le plus représenté, au moins dans les 300 mètres à partir du contact avec le granite. Localement, elles contiennent des intercalations de quartzites, de cipolins et de pyroxénites.

La description lithographique de la série proposée sur la figure 2.5.1 FIG 4 est issue de la thèse de Saleeb-Roufaiel. Elle a été établie à partir d’observations à l’intérieur de la mine de Diélette. Elle est donc valable sur environ les trois cents premiers mètres à partir du rivage.

On remarquera la prépondérance des cornéennes et l’existence d’une puissante couche de quartzite (14 m) au mur de la couche n°5.

Les cornéennes sont décrites comme des roches massives, de couleurs très sombres, à grains fins, qui ont été entièrement recristallisées lors du métamorphisme. Leur structure rubanée se manifeste par des variations de couleur des bandes micacées, pyroxéniques, épidotiques et amphibolitiques. L’épaisseur de ces bandes est généralement comprise entre 2 et 10 cm, mais de vastes variations locales peuvent être observées.

Les cornéennes peuvent être grenatifères, et quelques lits de grenatite sont connus, avec des épaisseurs pouvant atteindre 3 m.

Saleeb-Roufaiel distingue trois types de cornéennes selon le minéral mafique (riche en Mg et Fe) dominant :

1. cornéennes micacées à dominante de biotite ; composées de quartz, feldspaths potassiques et biotites, ces roches présentent une teneur moyenne en SiO2de 67 % et une teneur moyenne en oxydes de fer (Fe2O3+FeO) de 8 %,

2. cornéennes pyroxéniques à dominante de diopside, contenant quartz, feldspaths plagioclases et pyroxènes ; ces roches présentent une teneur en silice SiO2très variable entre 40 et 86 % et une teneur moyenne en fer (Fe²O³+FeO) également variable entre 3 et 28 %,

3. cornéennes amphibolitiques à dominante de hornblende ou de trémolite actinote ; composées de quartz, feldspaths plagioclases et amphiboles, ces roches présentent une faible teneur moyenne en SiO2 (34 %) et une importante teneur moyenne en fer (Fe2O3+FeO) : 51 %.

Les quartzites sont des roches à grains fins très bien soudés entre eux ; composées de quartz et de feldspaths, elles présentent des teneurs en silice SiO2très élevées de l’ordre de 95 % et des teneurs en fer très faibles (Fe2O3+FeO : 1 %). La roche sédimentaire originelle est un grès siliceux.

Les cipolins sont des calcaires métamorphiques à texture saccharoïde, essentiellement composés de calcite, et par conséquent très pauvres en silice (3%) et en fer (Fe2O3+FeO : 3 %). La roche sédimentaire originelle est un calcaire pur.

Les grenatites sont des roches très lourdes, à structure granoblastique, se présentant en bancs pouvant atteindre jusqu’à 3 mètres d’épaisseur. Leurs teneurs en silice (33 %) et en fer (Fe2O3+FeO : 33 %) sont moyennes.

Les épidotites sont très peu répandues, sous forme de fines bandes intercalées dans les cornéennes.

Cet ensemble de roches, entièrement recristallisées lors du métamorphisme, passent progressivement, lorsqu’on s’éloigne du contact du granite, à des roches où la transformation minéralogique a été partielle, et dans lesquelles la trace de la structure originelle est encore visible. Ce sont typiquement les schistes tachetés qui correspondent à une structure argileuse, parfois finement litée, où se distinguent des cristaux typiques du métamorphisme : cordiérite et andalousite. Des variantes sont également recensées en fond de mine :

- Schistes à chloritoïdes, à allure schisteuse à cause de l’orientation des micas,

- Schistes sériciteux…

Au-delà des schistes tachetés, c’est à dire plus au large, aucune information sur la nature pétrographique des roches, validée par sondage carotté, n’est disponible.

9 Siégénien : étage du Dévonien Inférieur

10 packstones (classification de Dunham 1951) : roches carbonatées à grains fins et jointifs

11 wackstones classification de Dunham 1951) : roches carbonatées à grains fins et non jointifs, présentant moins de 10 % de boue

12 Geddinien : étage du Devonien Inférieur, antérieur au Siégénien

1.3.2.3. Extension de l’auréole de métamorphisme

Le degré de métamorphisation décroît en s’éloignant de la bordure du pluton. L’extension au large de l’auréole métamorphique est mal connue. Par conséquent, l’évolution pétrographique de la série vers le large est également mal appréhendée.

- Gresselin (1992) indique la présence d’une paragénèse typique de l’isograde de la chlorite à 2500 m de l’intrusion granitique, toujours au sein des schistes et calcaires de Néhou. Dans cette hypothèse, la totalité des ouvrages de rejet en mer se situerait dans l’auréole métamorphique,

- Saleeb-Roufaiel (1962) mentionne l’apparition de schistes tachetés dans les couches en travers bancs à environ 600 m du contact avec le granite. Dans ce cas, il est possible que la partie terminale des ouvrages de rejet en mer se situe hors de l’auréole de métamorphisme.

De plus, à proximité des grands accidents associés au diapirisme¹³ granitique, la circulation tardive de fluides a pu entraîner un rétro- métamorphisme, avec modification locale de la minéralogie du terrain (quartz, biotite, muscovite et hydromicas).

1.3.2.4. Minerai de fer et mine sous-marine

La série métamorphisée se distingue par l’omniprésence de fer.

Le minerai de fer apparaît sous la forme de couches, dont les épaisseurs varient entre quelques décimètres et 8 mètres. C’est une roche très lourde (d =4,6) qui a généré d’importants problèmes de marinage lors du creusement des rejets 1 et 2. Le minerai de fer extrait lors de l’exploitation des mines était lié à la présence de cristaux d’oligiste et de la magnétite dans une structure originelle oolithique. La teneur de la minéralisation est très variable (entre 38 et 62 %), avec une moyenne de 49%, avec des concentrations locales en blende et galène.

Ces couches ont été exploitées dans la mine sous-marine de Diélette, qui concerne les premières centaines de mètres du massif métamorphisé (environ 400 m au droit des ouvrages de rejet EPR, jusqu’à 600 m plus au Nord).

La dureté du minerai est variable avec la nature de la gangue (gangue siliceuse, ou gangue à minéraux calciques ou calcaires).

Le niveau supérieur de la mine (situé à –70 NGF) a été vidangé et visité en mars 1980. Un relevé topographique a été réalisé à cette occasion, ce qui permet de superposer, avec une précision relative estimée à quelques mètres, le plan de fond de la mine et le plan masse de l’EPR.

Il apparaît ainsi qu’une galerie secondaire, dont le radier se situe à la cote –75 NGF, chemine sous l’emprise ouest de la future salle des machines (en coordonnées site, X<1845 m) et sous les ouvrages de rejet et pré-rejet de l’EPR. La cote du toit de ces galeries est d’environ –72 NGF.

Compte tenu des très bonnes caractéristiques des cornéennes, de la section a priori réduite des galeries et de la bonne épaisseur de couverture, ces galeries n’auront aucune incidence sur les ouvrages de l’EPR.

1.3.3. Altération

En surface, l’altération des cornéennes se traduit par une couleur rouille. Les vitesses sismiques observées (3 000 m/s) ne traduisent pas l’altération mais sont plutôt en relation avec l’importante maille de fracturation des cornéennes (découpage en cubes), et à l’état d’ouverture de cette fracturation à proximité de la surface.

En mer, les profils de sismique réfraction réalisés en 1993 ont montré que l’horizon d’altération (d’origine météorique) se limitait à une frange de 10 à 25 m d’épaisseur sous le fond marin. Dans cette frange, les vitesses sismiques peuvent s’abaisser jusqu’à 2700 m/s.

Au-delà les vitesses de fond sont comprises entre 4300 et 6100 m/s, témoignant d’un rocher fermé et sain (sauf localement au droit de discontinuités telles que les failles ou les filons).

1.3.4. Contact granite / cornéennes

Le contact entre le granite et les roches encaissantes n’est jamais un contact par faille. Ce contact, visible le long du rivage, apparaît comme franc et remarquablement régulier, sec et très fermé. Son

orientation est, au droit de la tranche EPR, N30°E et son pendage 80°E. Sur le plan masse, ce contact se localise dans le tiers oriental de la Salle des Machines EPR, à la cote 0 NGF environ, et correspond grossièrement à l’ancienne ligne de rivage.

Les travaux miniers ont montré que le contact entre les roches du 1^er synclinal (S1) et le granite est sensiblement vertical jusqu’à la côte –130 NGF ou légèrement convexe vers la mer. Des inclusions de granite ont cependant étaient rencontrées dans les cornéennes lors des travaux miniers.

1.3.5. Discontinuités et fracturation des cornéennes

Les galeries de la mine de Diélette recoupent des filons pétrographiquement comparables (microgranite- aplite) à ceux rencontrés dans le massif granitique, et présentent des directions identiques.

La stratification originelle qui affectait ces séries avant leur métamorphisme de contact n’est pas visible dans l’emprise terrestre du site EPR, soit parce qu’elle est très redressée et confondue avec le réseau de fracturation (en particulier famille B, Cf. ci-dessous), soit parce que l’intense métamorphisme de contact a « gommé » cette stratification, laissant la place à une roche très massive. En galerie, les joints de stratification sont par contre bien visibles dans les galeries en travers-bancs. Ils sont serrés, sans remplissage, ni altération des épontes.

1.3.5.1. Diaclases des cornéennes

Le levé de la fracturation des fouilles du bouchon du chenal d’amenée et des fouilles de la station de pompage a montré, en 1994, que la fracturation des cornéennes s’établissait selon les familles suivantes :

- N100°E, pendage 75° à 80°N, avec une maille comprise entre 2 et 10/m. les fissures sont le plus souvent rouillées et altérées, et peuvent parfois être ouvertes de quelques millimètres,

- N10°E à N30°E, pendage 75°E à vertical, avec une maille d’espacement de 3 à 6/m, oxydé et rouillée, fermé, pouvant correspondre à la stratification,

- N20°E, pendage 10° à 55°W, avec une maille de 1 à 3/m, - N30°E 30°E, avec une maille de 3 à 6/m,

- N110°E, pendage 30°S, montrant des stries de cisaillement, avec une maille de 1 à 2/m.

Les relevés effectués dans les galeries de rejet des tranches 1 et 2 ont montré que la fracturation s’orientait selon deux familles de diaclases (mais les mesures effectuées à la boussole dans un contexte aussi magnétique sont peu fiables) :

- N115°E à N130°E 70°N à vertical (famille A des diaclases du granite), dominante et apparaissant sous forme d’un réseau régulier de diaclases de densité variable. Localement ces diaclases sont serrées, l’écartement est inférieur à 10 cm. Elles peuvent être soulignées par une fine pellicule minérale blanche,

- N130°E à N140°E 35 à 45°S (famille D des diaclases du granite).

Il est à noter que la famille B (diaclases grossièrement parallèles au rivage), n’est pas mentionnée. Ceci est vraisemblablement lié à l’orientation des galeries (N130°E), à la pauvreté des levés dans les galeries de rejet et à la présence de joints de stratification bien marqués en souterrain, de même orientation que cette famille.

1.3.5.2. Failles des cornéennes

La faille de guerfa, située au Nord de l’exploitation, a limité dans cette direction l’extension de la mine. Son pendage est de 50° vers le Nord. En galeries, cette faille présente une puissance de 1m environ ; son remplissage est argileux et friable. Le rejet de cette faille est de 20 m au moins.

Plusieurs failles appartenant à cette famille ont été rencontrées en galerie. Leur orientation est sensiblement perpendiculaire au rivage, soit N95°E à N120°E, avec un pendage variant entre 70°SW et 70°NE.

Une seconde famille de failles a été rencontrée dans les travaux miniers. Parallèles à la bordure du batholite granitique, ces failles désorganisent les structures des plis, notamment dans l’axe anticlinal entre le 1^eret le 2^esynclinal. L’orientation de ces failles présente des

13 diapirisme : mécanisme de l’ascension d’un magma par différence de densité

directions comprises entre N20°E et N45°E, et des pendages variant entre 50°SE à 50°NW. Cette deuxième famille a particulièrement été bien mise en évidence lors des travaux de creusement des galeries de rejet des tranches 1 et 2, qui ont recoupé trois principales failles : - Faille F2, rencontrée à proximité de l’axe du premier synclinal (PM

27 dans la galerie de rejet de la tranche 2 R2 et PM 40 dans la galerie de rejet de la tranche 1 R1). Elle est orientée N20°E 75°NW.

Elle présente une épaisseur de roche broyée de 1 m et de roche fracturée de 15 m environ. Cette faille se situe sous le bassin de rejet et de pré-rejet de la tranche EPR,

- Faille F1, rencontrée entre les PM 146 et 210 dans la galerie R2 et entre les PM 180 et 210 dans la galerie R1. Son orientation est N20°E 50°SE à vertical. Elle présente un remplissage de 15 cm de mylonite blanchâtre et une très large zone fracturée,

- Faille F3 d’orientation N20°E 80°SE, rencontrée au PM 350 de la galerie de rejet R2.

1.3.5.3. Filons

Les galeries minières recoupent des filons pétrographiquement comparables à ceux rencontrés dans le massif granitique. Ils présentent des directions identiques. Il s’agit de filons de microgranite (en fait microdiorite quartzitique à amphiboles) et des filons d’aplite.

Sur les plans d’exploitations de la mine, les filons de microgranite apparaissent localement comme très épais (jusqu’à la dizaine de mètres d’épaisseur).

Comme à terre dans le granite, ces filons peuvent être très altérés en gore sableux. Les profils de sismique réfraction réalisés en 1994 ont mis en évidences des zones de chute de vitesses de fond très marquées, voire des pertes de vitesses, correspondant vraisemblablement à la trace en surface et en sub-surface de filons altérés.

1.3.6. Caractéristiques mécaniques

Les caractéristiques dynamiques sont issues de mesures in-situ suivantes, réalisées en 1993 :

- 4 profils de sismique réfraction, intéressant l’emprise de la tranche EPR,

- 4 essais down-hole ; dont un situé dans l’emprise de la tranche EPR (au droit du bassin de pré-rejet),

- 1 essai cross-hole, situé au Nord, hors de l’emprise de la tranche EPR, au niveau de la plate-forme de Guerfa.

Les profils de sismique réfraction ont montré la présence d’une frange superficielle très fracturée (vitesses comprises entre 2800 et 3300 m/s), surmontant, à partir d’environ –17 NGF, les cornéennes massives et compactes (vitesses de l’ordre de 4500 m/s).

Les différentes méthodes géophysiques ne mettent pas en évidence d’anisotropie de vitesses.

Les différentes caractéristiques obtenues traduisent essentiellement l’état de fracturation et la stratification des cornéennes (ou la présence de failles et filons), plus que l’état d’altération de ces cornéennes.

La synthèse des résultats, intégrant également le retour d’expérience du tassement des ouvrages lourds des tranches 1 et 2, est donnée dans le tableau 2.5.1 TAB 2 ci-dessous, où :

- Vp : vitesse de propagation des ondes de compression, - Vs : vitesse de propagation des ondes de compression,

- Ed^max : module dynamique de compression aux très petites déformations,

- Gd^max : module dynamique de cisaillement aux très petites déformations,

- Ód : coefficient de Poisson dynamique.

2. SISMICITE ET SISMOLOGIE

2.1. GEOLOGIE REGIONALE

2.1.1. Introduction : Localisation géographique du site

Le site de Flamanville se trouve sur la côte ouest du Cotentin, à environ 20 km au SW de Cherbourg.

Le Massif Armoricain, auquel appartient le site du point de vue géologique, est essentiellement constitué par un socle granitique et métamorphique d’altitudes modérées dont la topographie est marquée par un ensemble de plateaux incisés. (Cf. 2.5.2. FIG 1)

2.1.2. Présentation du Massif Armoricain

La présentation du Massif Armoricain qui est développée dans ce chapitre reprend celle faite par Chauvel et Robardet dans « Géologie des pays européens » (1980).

2.1.2.1. Morphologie

Malgré l’aspect général de pénéplaine que présente le Massif Armoricain, son relief peut apparaître heurté, en particulier à cause des vallées qui entaillent et compartimentent le massif. Les traits Les caractéristiques statiques des cornéennes sont résumées ci-

dessous.

- Poids spécifique apparent sec : 2,75 t/m³ - Poids spécifique apparent humide : 2,76 t/m³ - Teneur en eau: 0,17 %

- Porosité : 0,21 %

- Résistance à la compression (échantillons de Ø 38 mm après mesure du module) :

- 340 MPa (perpendiculairement à la stratification),

Vs (m/s) Vp (m/s) Gd max

(MPa) ννννd Ed max

(MPa)

A moins de 5 m de profondeur 1300 2900 5 000 0.37 12 000

entre 5 et 15 m 1700 3500 8 000 0.35 21 000

A plus de 15 m de profondeur 2300 4500 14 000 0.32 37 000

Profondeur sous le toit de

la couche

- 260 MPa (parallèlement à la stratification)

- Résistance à la compression (échantillons de Ø 60 mm après mesure du module) :

- 250 MPa (perpendiculairement à la stratification), - 315 MPa (parallèlement à la stratification) - Résistance à la traction indirecte : 11 MPa (sain)

- Abrasivité: 2100 g/T LCPC - 1 à 3 points CERCHAR : roche moyennement abrasive,

- Broyabilité: 23 %,

- Dureté: de 80 à 200 points CERCHAR : roche dure à très dure.

L’analyse des tassements du radier de la table des groupes de Flamanville 1-2 donne un module statique équivalent de l’ordre de 2400 à 3600 MPa.

2.5.1 TAB 2 : CARACTÉRISTIQUES DYNAMIQUES DES CORNÉENNES POUR DES FAIBLES DISTORSIONS

majeurs du relief sont dus au socle ancien (varisque) qui, soumis à l’érosion à plusieurs reprises depuis cette époque, n’a été que faiblement recouvert par des formations plus récentes.

Le réseau hydrographique s’organise essentiellement autour du bassin de la Loire et du bassin de la Vilaine, dont les eaux rejoignent l’Atlantique dans la région de St.-Nazaire. En Normandie et en Bretagne septentrionale, la longueur des cours d’eau est beaucoup plus modeste et les bassins sont de taille restreinte (Orne, Rance).

Comme le réseau hydrographique, l’aspect actuel des côtes résulte à la fois des structures du socle varisque, des gauchissements intervenus au cours du Tertiaire et des variations du niveau marin au Quaternaire.

2.1.2.2. Limites du Massif Armoricain

Les données géophysiques (principalement magnétiques, gravimétriques et sismiques) ont permis de préciser les grandes limites structurales du Massif Armoricain (Cf. 2.5.2. FIG 2). En fait, celui-ci ne se trouve pas limité au tracé sensu stricto des côtes actuelles, ni à ses contacts avec les séries mésozoïques et cénozoïques de Normandie ou du Maine. Il se prolonge au Nord sous la Manche, à l’Est sous le Bassin Parisien et au Sud sous le plateau continental de l’Océan Atlantique le long de la cote sud-armoricaine.

Schématiquement, le Massif armoricain peut donc se limiter, d’un point de vue géologique, au NW par l’anomalie magnétique de la Manche, au NE par les anomalies gravimétriques et magnétiques du Bassin de Paris, au SE par le sillon Houiller et au SW par une suite de discontinuités géophysiques arquées, qui longe la côte sud- armoricaine à une soixantaine de kilomètres vers le large, avant de pénétrer sous le Bassin d’Aquitaine.

2.1.2.3. Les grands domaines structuraux du Massif Armoricain Schématiquement, le Massif Armoricain apparaît en grand comme un ensemble de plis anciens recoupés par diverses roches plutoniques. Dans les zones anticlinoriales, affleurent les terrains les plus anciens (Précambrien), les zones synclinoriales sont quant à elles essentiellement constituées par des terrains paléozoïques. Ces unités s’allongent grossièrement selon une direction E-W, et présentent une disposition en éventail ouvert vers l’Est. Les sédiments précambriens et paléozoïques sont recoupés par des roches plutoniques d’âges divers et sont bordés, au Nord et au Sud, par des zones métamorphiques dont la plus importante est celle de l’anticlinal de Cornouaille.

Des accidents majeurs et divers faciès géologiques permettent de subdiviser le Massif Armoricain en grands domaines structuraux (Cf.

2.5.2. FIG 1 à 3) de la manière suivante : - Le Domaine Domnonéen :

C’est le domaine le plus septentrional du Massif Armoricain. Limité au Sud par les accidents de Brest-Guingamp et de Saint-Lô-Cancale, il comprend le Cotentin et la Bretagne septentrionale.

Il est constitué d’un socle précambrien polymétamorphique et polyorogénique peu réactivé par l’orogenèse hercynienne.

- Le Domaine Mancellien :

Il est situé au SE du domaine précédent, limité vers le Sud par une série d’accidents au tracé assez imprécis se relayant de Guingamp à Alençon. Le Domaine Mancellien est constitué par des terrains briovériens et paléozoïques plissés lors de l’orogenèse cadomienne, et de granites fini-cadomiens (granites mancelliens) intrusifs dans les formations briovériennes. Quelques granites intrusifs varisques recoupent aussi les séries primaires épicontinentales.

- Le Domaine Centre-Armoricain :

C’est le domaine le plus étendu. Il est limité au Sud par la faille Pointe-du-Raz - Malestroit puis par l’axe Lanvaux - Angers. Les sédiments paléozoïques, discordants sur le socle cadomien, y constituent de vastes unités plissées, recoupées surtout dans la partie occidentale par des plutons granitiques varisques.

- Le Domaine Ligérien :

Il est compris entre le Domaine Centre-Armoricain et la Zone broyée sud-armoricaine (indiquée sur la figure 2.5.2. FIG 2). Le socle protérozoïque, plus ou moins intensément métamorphisé, y est recouvert en discordance par des formations paléozoïques. De

nombreux épisodes de volcanisme acide (Ordovicien supérieur à fin Dévonien) confèrent à ce domaine une certaine originalité par rapport aux domaines septentrionaux.

- Le Domaine de l’anticlinal de Cornouaille :

Chevauché par le Domaine Ligérien tout au long de la Zone broyée sud-armoricaine, le Domaine de l’anticlinal de Cornouaille est limité, au Sud, par la côte atlantique, puis par l’accident qui va de l’embouchure de la Loire jusqu’au SE de Chantonnay. Il est constitué de roches au métamorphisme croissant du Nord au Sud, recoupées par des plutons granitiques varisques.

- Le Domaine Ouest-Vendéen :

D’extension limitée, ce domaine a des caractères qui rappellent les domaines plus septentrionaux. Le socle protérozoïque y est généralement épimétamorphique et les sédiments paléozoïques constituent des unités dont l’extension est encore mal connue.

En géologie structurale, on regroupe généralement les Domaines Domnonéen et Mancellien en un Domaine Nord-Armoricain, et les Domaines Ligérien, Ouest-Vendéen et de l’Anticlinal de Cornouaille en un Domaine Sud-Armoricain.

Les caractéristiques géologiques de ces grands domaines sont présentées dans le chapitre suivant.

2.1.2.4. Les grands domaines géologiques du Massif Armoricain - Le Domaine Nord-Armoricain

Ce domaine correspond aux régions comprises entre l’accident de la Manche et le cisaillement nord-armoricain. Cette zone est surtout caractérisée par des terrains précambriens (Icartien et Briovérien) impliqués dans l’orogenèse cadomienne, mais relativement peu affectés par les effets hercyniens. Sa partie orientale (Mancellia), constituée de granites de la fin du Cadomien intrusifs dans des formations sédimentaires briovériennes, forme une zone enveloppée de sédiments paléozoïques discordants. Les granites hercyniens y sont très rares et les déformations de même âge restent modérées (plissement avec schistosité naissante) mais associées à une tendance à l’écaillage vers le Sud ou vers le SE. Vers l’Ouest (région malouine, baie de St-Brieuc, Trégor), les structures cadomiennes sont encore largement dominantes, impliquant des roches volcano-sédimentaires ou métamorphiques et divers granitoïdes.

Ce n’est qu’à la périphérie de ce noyau normano-breton que l’on observe des granites et une déformation ductile plus intense, d’âge hercynien. Ainsi dans la partie nord du Cotentin, on retrouve des structures hercyniennes (granite de Flamanville, schistosité évoluée du synclinal de Siouville, ...). Au Sud, la limite du domaine est constituée par le synclinorium de Laval et par la terminaison orientale du Cisaillement Nord-Armoricain avec l’apparition de plus en plus fréquente vers l’Ouest des granites hercyniens.

Ainsi défini, le Domaine Nord-Armoricain apparaît comme un bloc précambrien, relativement rigide, contourné par l’activité tectono- métamorphique hercynienne.

- Le Domaine Centre-Armoricain

C’est une région où coexistent un Briovérien terminal peu impliqué dans l’orogenèse cadomienne, des sédiments paléozoïques discordants d’âge Ordovicien à Carbonifère et de nombreux granites hercyniens affleurants ou cachés. Le Briovérien terminal et le Paléozoïque sont affectés par des déformations fini-dévoniennes et carbonifères d’intensité moyenne (schistosité associée à un métamorphisme de bas grade) globalement contemporaines de la mise en place des granites. Les directions de plissement, allant de N60° à l’extrémité occidentale jusqu’à N120° à l’extrémité orientale, constituent un grand arc à convexité vers le Nord. Sur sa bordure septentrionale, le Domaine Centre-Armoricain vient s’appuyer contre le bloc nord-armoricain, puis est limité par la zone du Menez- Belair (notée 11 sur la figure 2.5.2 FIG 3) et par le Cisaillement Nord- Armoricain. La limite méridionale est constituée en partie par le Cisaillement Sud-Armoricain depuis la pointe du Raz jusqu’aux environs de la Roche-Bernard, relayé ensuite vers l’Est par une portion de la faille de Nort-sur-Erdre et le bassin carbonifère d’Ancenis (noté 16 sur la figure 2.5.2 FIG 3). La proximité d’une limite paléogéographique majeure entre les Domaines Centre et Sud-armoricain se traduit dès le Paléozoïque inférieur par les

originalités de la sédimentation et du volcanisme dans le synclinorium de Saint Georges sur Loire (noté 15 sur la figure 2.5.2 FIG 3), par comparaison à des parties plus septentrionales du massif.

Les caractéristiques principales de ce Domaine Centre-Armoricain découlent d’une évolution intracontinentale à un niveau relativement peu profond de la croûte par comparaison avec le Domaine Sud-Armoricain.

- Le Domaine Sud-Armoricain

Dans cette région, les évènements précambriens sont le plus souvent inexistants ou complètement oblitérés par les effets hercyniens qui, en revanche, y atteignent leur intensité maximale.

Les témoins sédimentaires paléozoïques sont également rares et on y observe surtout des roches métamorphiques et des granitoïdes. Les métamorphismes de haut grade atteignant la fusion de la croûte continentale (migmatites d’anatexie du Morbihan) ou associés à la haute pression (schistes bleus de l’île de Groix, éclogites de Champtoceaux...) et affectant parfois d’anciens témoins océaniques, soulignent l’originalité de ces régions méridionales. Les granitoïdes y sont très nombreux et d’âges variés : rarement précambriens, parfois ordoviciens, le plus souvent carbonifères. Enfin, la tectonique, généralement polyphasée fait une large place aux effets chevauchants (Vendée, Groix). Son évolution tectono- métamorphique essentiellement siluro-dévonienne fait de ce domaine méridional un témoin de l’histoire précoce (éohercynienne) de la chaîne, antérieure à l’histoire carbonifère mieux représentée dans le Domaine Centre-Armoricain.

Ainsi, par comparaison, il semble bien que le Domaine Sud- Armoricain représente une région beaucoup plus complexe que les autres régions armoricaines, le Léon mis à part.

Le Léon et ses prolongements occidentaux (archipel de Molène- Ouessant) constituent en effet un domaine difficile à intégrer dans le schéma armoricain. Il correspond, au même titre que la zone méridionale, à un segment profond de l’orogène hercynien qui aurait été translaté vers le NE, au cours de l’orogenèse. Comme au Sud, on y observe des roches métamorphiques, des orthogneiss, et divers granitoïdes carbonifères. Enfin, le bassin carbonifère de Morlaix, coincé entre le Léon métamorphique à l’Ouest et l’extrémité du domaine nord-armoricain à l’Est, constitue une zone tectonique particulière.

2.1.3. Les grands domaines géologiques environnant le Massif Armoricain

2.1.3.1. La Manche

La Manche est une mer épicontinentale dont la profondeur est généralement inférieure à 120 m, avec localement quelques fosses de 200 m de profondeur. Elle résulte de la juxtaposition de deux ensembles ayant une histoire et une structure différentes : la Manche occidentale et la Manche centrale, d’une part, parties intégrantes du Massif Armoricain au sens large et la Manche orientale, d’autre part, petit bassin synclinal, trait d’union entre le Bassin de Londres et le Bassin de Paris.

La structure de la Manche occidentale et centrale a pu être précisée en partie par les profils sismiques SWAT (Cf. 2.5.2. FIG 4). Le bassin de Manche occidentale dessine un périsynclinal de Crétacé supérieur-Tertiaire. Son flanc Nord remonte en pente douce, et son flanc Sud est accidenté par un faisceau d’accidents de direction ENE- WSW (Faille d’Aurigny-Ouessant) qui s’étend jusqu’en Manche centrale. Ce faisceau est lui-même bordé, au NW, par une anomalie magnétique majeure.

La couverture mésozoïque et cénozoïque de la Manche est affectée par d’importantes fractures qui se répartissent en trois familles directionnelles, chaque famille correspondant à une direction d’un épisode tectonique anté-mésozoïque :

- NW-SE en Manche orientale (direction tardi-hercynienne), - E-W en Manche centrale (direction hercynienne), - NE-SW en Manche occidentale (direction cadonienne).

2.1.3.2. Le Bassin Parisien

Le Bassin de Paris est un bassin intracratonique de 600 km de

diamètre. Il a commencé à se former au Permo-Trias, à partir des dépôts provenant de l’érosion des reliefs hercyniens. Constitué de formations secondaires et tertiaires, il repose en discordance sur le socle primaire.

Dans la partie NW du bassin, les structures majeures ont une direction NW-SE. Cette direction correspond à un héritage hercynien (direction armoricaine) d’accidents affectant le socle et ayant joué un rôle essentiel durant toute l’évolution du bassin. Parmi ces accidents, on retiendra particulièrement ceux les plus proches du Massif Armoricain : la faille de la Seine et la faille du Pays de Bray.

Le profil ECORS (Nord de la France) a permis de montrer que ces dernières (ainsi que les failles « secondaires » : faille de Barthelu, d’Eu et de la Somme) sont subverticales et affectent la croûte sur toute son épaisseur, ou tout au moins une vingtaine de kilomètres (Cf. 2.5.2. FIG 5).

2.1.4. Histoire tectonique du Massif Armoricain

2.1.4.1. Le cycle Icartien

Les formations appartenant au cycle Icartien présentent un caractère fragmentaire. Elles se rencontrent dans la partie NW du Cotentin (Cap de la Hague), dans les Iles Anglo-Normandes et dans le Trégor.

Elles ont été datées entre 2200 et 1800 Ma. Bien que l’on ne puisse pas reconstituer de façon précise son histoire géodynamique, on peut cependant y reconnaître un cycle évolutif complet avec une phase de sédimentation et de volcanisme qui se poursuit par une phase de plutonisme et se termine par une phase de métamorphisme et de déformation intense.

2.1.4.2. L’orogenèse cadomienne

L’orogenèse cadomienne reste mal connue car elle concerne une région peu étendue et qu’elle est oblitérée en grande partie par les effets de l’orogenèse hercynienne, plus récente.

Le modèle de convergence admis suggère l’existence d’une zone de subduction avec son arc volcanique et sa distension d’arrière arc. Le fonctionnement de cet arc daterait de 620 Ma, la fermeture du bassin marginal (qui possédait peut-être par endroit un plancher océanique) se serait faite aux environs de 600 Ma entraînant ainsi à St-Malo le développement des migmatites et à St-Brieuc le chevauchement des séries volcano-sédimentaires à tendance « océanique » vers le SW. L’anomalie magnétique de la Manche correspondrait à la zone de suture liée à cette ancienne subduction.

2.1.4.3. L’orogenèse hercynienne

L’évolution géodynamique du Massif Armoricain pendant l’orogenèse hercynienne peut se résumer en quatre grandes phases (d’après Le Corre et al., 1991) :

- Une phase de distension cambro-ordovicienne, caractérisée par le développement de rifts NE-SW au voisinage d’une marge limitant un domaine océanisé méridional. Les granites précoces pourraient être associés à ce contexte.

- Une phase de convergence ordovi-silurienne caractérisée par un régime de subduction active vers le Nord, se traduisant par un métamorphisme de haute pression aux dépens de la croûte océanique méridionale.

- Une phase de collision dévonienne caractérisée par une collision avec un bloc continental méridional, faisant suite à la convergence précédente. Les effets se traduisent par une tectonique tangentielle généralisée, entraînant un épaississement crustal et un métamorphisme de haute température allant jusqu’à l’anatexie.

- Une phase intracontinentale carbonifère caractérisée par l’individualisation de bassins subsidents globalement E-W, par le fonctionnement de grands cisaillements transcurrents dextres E-W à WNW-ESE, et par la mise en place de nombreux granitoïdes syntectoniques.

A l’échelle du Massif Armoricain, c’est la tectonique hercynienne qui a laissé l’empreinte la plus forte sur la structuration du massif, avec de puissants cisaillements dextres E-W à WNW-ESE et un réseau de fractures conjuguées NW-SE dextres et NE-SW sénestres, générées à la fin de l’Hercynien par une compression N-S.

Les effets de cette tectonique n’ont pas été uniformes sur l’ensemble

du massif. On peut notamment en différencier les effets selon les régions suivantes :

- Domaine Nord-Armoricain :

Ce domaine déjà cratonisé au cours de l’orogenèse cadomienne, reste durant le Paléozoïque, une région intracontinentale relativement épargnée par les effets hercyniens.

Au Cambrien, une tectonique en distension favorise le volcanisme et l’installation de bassins localisés qui seront recouverts lors de la transgression cambrienne.

Cette phase de distension pourrait être responsable de la mise en place d’un important champ filonien doléritique dans le domaine nord-armoricain.

La structuration majeure de cette région est carbonifère avec une période compressive au cours de laquelle s’individualisent les grandes structures synclinales du Cotentin et de la Mancellia, d’orientation N70° à N130°, avec un taux de raccourcissement variable selon les régions. Elle s’accompagne de nombreuses failles inverses ou chevauchements du Nord vers le Sud, qui correspondent fréquemment à une réactivation de discontinuités cadomiennes.

- Zone Nord Cotentin :

Les études effectuées par Gresselin (1990) montrent que le Nord du Cotentin a subi plusieurs phases de déformations au cours de l’orogenèse varisque :

- Phase 1 : Initiation de la déformation varisque avec la genèse des synclinaux paléozoïques. Ces synclinaux sont limités par des cisaillements de direction NE-SW à ENE-WSW. L’initiation de la structuration varisque est contrôlée par le rejeu du socle cadomien, ou plus précisément par celui d’anciennes failles crustales fini-cadomiennes.

- Phase 2 : Développement d’une phase de déformation N110°

affectant l’ensemble du Nord Cotentin. C’est un couloir de déformation contre lequel les plis principaux de la phase 1 (orientation N60°) sont transposés.

- Phase 3 : Jeu conjugué de linéaments dextro-inverses N150° et de décrochements sénestres N30° à N50°.

Ces différentes familles de discontinuités et/ou linéaments sont bien visibles sur l’extrait de la carte géologique de la France donné par la figure 2.5.2 FIG 1.

- Domaine Mancellien :

Pour Gresselin (1990), le comportement en grand du Domaine Mancellien (granodiorites, flysch briovérien et sédiments paléozoïques) est celui d’une couverture décollée le long de discontinuités tectono-sédimentaires ou structurales préexistantes.

Il suppose l’existence d’une discontinuité sub-horizontale d’origine magmatique (base du batholite mancellien) entre le socle cadomien et les formations décollées.

2.1.4.4. La tectonique cénozoïque

L’absence d’orogène récent et la rareté de marqueurs stratigraphiques rendent difficiles pour le Massif Armoricain la datation des déformations post-hercyniennes.

Au cours du Cénozoïque, la mer a plusieurs fois envahi le massif.

C’est essentiellement à partir de ces rares dépôts marins ou continentaux épargnés par l’érosion que l’on a pu dégager les principaux traits de l’évolution post-hercynienne du massif.

- Eocène-Oligocène

Vers la fin de l’Eocène, on observe le passage de la compression pyrénéenne N-S à une distension oligocène E-W. Ce passage a dû être favorisé par le ralentissement de la convergence Afrique-Europe observé vers 35 Ma.

Ce régime distensif E-W génère les principaux bassins d’effondrement de direction NNW-SSE à NW-SE, par rejeu en faille normale de grandes fractures tardi-hercyniennes (Vigneresse, 1988 voir 2.5.2 FIG 6).

Dans ces bassins très localisés, se déposent des sédiments lacustres à marins, parfois sur des épaisseurs de plusieurs centaines de mètres.

- Miocène

La compression E-W à NW-SE du Miocène supérieur qui s’exerce sur le pourtour de l’arc alpin, ne semble pas affecter le Massif

Armoricain. En effet, la distension E-W oligocène y persiste. On observe durant cette période le développement de bassins d’orientation NW-SE à NNW-SSE à caractère subsident dans lesquels la sédimentation se révèle synchrone des mouvements tectoniques (S. Durand et Estoulé-Choux, 1977).

- Pliocène et Quaternaire

A cette période, un régime de compression N-S s’installe. La tectonique correspond essentiellement à des rejeux en faille normale de fractures N-S à NNW-SSE tardi-hercyniennes induisant la formation de grabens étroits qui se disposent le long de ces grands accidents.

2.1.5. Les données de géophysique

2.1.5.1. La profondeur du Moho

Les données sismiques disponibles concernant la discontinuité de Mohorovicic dans le Massif Armoricain conduisent à une profondeur de l’ordre de 30 km, légèrement plus faible que pour la zone du Bassin Parisien où la profondeur est estimée entre 35 et 40 km.

Les profondeurs déterminées en Manche sur les profils SWAT (Cf.

2.5.2. FIG 4) varient entre 25 et 30 km.

2.1.5.2. Synthèse des données de géophysique sur le socle armoricain et sa périphérie

Les principales données de géophysique actuellement disponibles sur le Massif Armoricain sont les suivantes :

- Synthèse des données (Cf. 2.5.2. FIG 7) de géophysique marine (sismique réflexion, aéromagnétisme et gravimétrie) effectuée sur le socle péri-armoricain (Lefort, 1975).

- Carte magnétique de la France levée en 1964 (compte tenu de son échelle, cette carte ne permet de mettre en évidence que les discontinuités majeures du massif).

- Carte gravimétrique de la France au 1/80 000 (BRGM) ayant par ailleurs fait l’objet d’un retraitement et d’une interprétation par la Section Géophysique de la COGEMA (Cf. 2.5.2. FIG 8)

- La géophysique marine permet de confirmer la continuité des éléments lithologiques identifiés sur la partie émergée du domaine domnonéen et de préciser sa limite Nord (Faille Aurigny / Ouessant).

- Le domaine Nord-Armoricain garde une empreinte très nette des directions cadomiennes N70° à 80°E.

- Les grands cisaillements armoricains varisques, de direction N90° à N130°E sont particulièrement bien exprimés, ils décalent localement les directions cadomiennes.

- La direction N130° à 150°E constitue une direction de fracturation importante, représentée par de nombreux accidents dont les rejeux tardifs sont attestés par les petits bassins sédimentaires tertiaires qui les jalonnent (faille de Nort-sur-Erdre/St-Brieuc, faille de Chateaubriand/St-Malo, faille Vitré/Segré, faille de Mayenne).

2.2. GEOLOGIE DYNAMIQUE

Cette partie traite des contraintes et des mouvements actuels et récents de l’écorce terrestre.

2.2.1. Contraintes actuelles

2.2.1.1. Origine des contraintes

Les contraintes actuelles, présentes dans les matériaux de l’écorce terrestre, trouvent leur origine dans les mouvements relatifs des grandes plaques qui composent la lithosphère. Elles peuvent être résiduelles, c’est-à-dire héritées d’une configuration tectonique ancienne, mais non totalement libérées, ou entretenues par la pérennité du mouvement des plaques. D’une façon générale, en Europe de l’Ouest, le champ actuel des contraintes résulte de l’affrontement de la plaque Afrique et de la plaque eurasienne.

Il est à noter que, localement le tenseur de contrainte peut être perturbé, soit à proximité de grandes discontinuités, soit à proximité de la surface, et ce d’autant plus que le relief est plus accidenté.