4. Compte rendu de de mission du comité de pilotage NéoPal dans

Transcription

Base de données NEOPAL – Travaux des experts 2009
4. Compte rendu de de mission du comité de
pilotage NéoPal dans le fossé rhénan supérieur 18 et 19 juin 2009
Rédacteurs : O. Bellier, S. Baize, Ch. Durouchoux et M. Sébrier
4.1.
CONTEXTE
Le graben supérieur du Rhin (Upper Rhine Graben – URG ; Figure 1) appartient au système
de rift Ouest-européen et fait partie des grands Rifts intracontinentaux au monde (i.e. Baikal,
rift Est-Africain, Rio Grande …). Celui-ci s’étend sur plus de quinze cents kilomètres de la
Mer du Nord à la Méditerranée. Au cours de son évolution cénozoïque, il a connu de forts
taux d’extension essentiellement pendant le Paléogène et une activité volcanique non
négligeable (Auvergne, domaine rhénan).
Le graben supérieur du Rhin proprement dit correspond à un fossé d’environ 40 km de large
et de 300 km de long qui est limité au Nord par le Massif Rhénan et l’appareil volcanique du
Vogelsberg et au Sud par le front septentrional du Jura. L’altitude moyenne du plancher du
rift est modérée (environ 200 m). Il est bordé par des épaulements pouvant atteindre dans sa
partie supérieure des altitudes de 1000 à 1500 m (Vosges et Forêt Noire). Le graben est
bordé à l’E comme à l’W par une zone de failles listriques à pendages forts près de la
surface (70 à 80°), orientée NNE-SSW. On observe des rejets verticaux de l’ordre de 500 m
sur les failles affectant les dépôts de remplissage tertiaires et un remplissage total de 1000 à
3500 m.
Bien que la période majeure du rifting du graben supérieur du Rhin soit paléogène, cette
région se caractérise par une activité sismique notable, de type faible à modérée (Figure 2).
La répartition des sismicités instrumentale et historique montre que la moitié sud du fossé
rhénan se caractérise par une sismicité significativement plus importante que celle de sa
partie nord, à la fois dans le fossé lui même et sur ses bordures. Cette sismicité et
caractérisée par plusieurs séismes historiques de magnitudes supérieures à 5.
4.2.
EVOLUTION TECTONO-SEDIMENTAIRE DU FOSSE RHENAN
SUPERIEUR
L’histoire tectono-sédimentaire cénozoïque à actuelle du fossé supérieur du Rhin est
relativement complexe. L’extension majeure d’âge éocène supérieur et oligocène, qui est
responsable du rifting, succède à un régime décrochant à l’Eocène moyen (≈40-48 Ma) qui
semble contemporain de l’épisode compressif pyrénéen. Ce raccourcissement méridien
affecte toute la croûte de l’Europe occidentale.
BRGM/RP-57831-FR – Rapport final
31
Base de données NEOPAL 2009
Figure 1 – A/ Le système de rift cénozoïque européen d’après Ziegler (19925) avec le Graben
supérieur du Rhin (URG). LRG = Graben du Rhin inférieur, HG = Rift Hessian, BG = Graben de
Bresse, LG = Graben de Limagne, RG = Graben du Rhône. B/ carte géologique de l’URG modifiée
d’après Lahner et Toloczyki (2004)6. C/ Carte montrant l’extension des domaines varisques. Dans
Peters (2007)7
5
Ziegler P.A. (1992), European Cenozoic rift system. Tectonophysics, 208: 91-111.
6
Lahner L. and Toloczyki M. (2004) – Geowissenschaftliche Karte der Bundesrepublik Deutschland 1:2000000 –
Geologie und Verkehr, GK2000. Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, Hannover.
7
Active tectonics in the Upper Rhine Graben. Integration of paleoseismology, geomorphology and geomechanical
modelling.
32
Figure 2 – Distribution des séismes de magnitude ML > 2 enregistrés dans la zone de l’URG entre 858
et 2002 (Peters, 2007)8
Le maximum d’extension s’étend de L’Eocène supérieur à l’Oligocène inférieur (Sissingh,
199819) et résulte d’une extension E-W qui affecte l’Ouest de l’Europe, L’initiation du rifting
passif (stade « tectonique » du rifting) se produit à l’Eocène supérieur (≈37 Ma). En effet, la
subsidence est très forte (≈0,4-0,5 mm/a) entre 37 et 31 Ma et permet l’envahissement du
centre du fossé par la mer qui est responsable du dépôt de couches salifères marines
(Figure 3). A partir de 27 Ma, le retrait de la mer s’initie et les dépôts deviennent alors
continentaux (lacustres) jusqu’à la fin de l’Oligocène.
Au Mio-Pliocène, la cinématique du domaine de rift est dominée par un régime décrochant
transtensif, caractérisé par un axe d’extension NE-SW. L’inversion des mécanismes au foyer
des séismes montre qu’actuellement l’extension domine, l’axe de tension étant orienté NE-
8
Peters (2007) - Active tectonics in the Upper Rhine Graben. Integration of paleoseismology, geomorphology and
geomechanical modelling.
9
SIssingh W. (1998), Comparative Tertiary stratigraphy of the Rhine Graben, Bresse Graben and Molase Basin :
corrélation of Alpine foreland évents, Tectonophysics 300, 249-284.
33
SW implique une cinématique oblique, senestre normale, sur la plupart des failles majeures
du fossé supéreur du Rhin. En terme de tectonique régionale, le Nord et le Sud du graben
ont des caractéristiques différentes : le domaine septentrional du graben est marqué par une
subsidence et une sédimentation continentale quasi continue alors que le Sud est
caractérisé par un soulèvement régional qui s’accompagne d’une phase d’érosion au
Miocène ; ainsi les dépôts plio-quaternaires (maximum 250 m dans la région de Freiburg im
Breisgau) sont discordants sur les séries oligocènes.
4.3.
STRUCTURE DU FOSSE DU RHIN
Les profils de sismique réflexion (ECORS-DEKORP) montrent clairement une structure
d’ensemble asymétrique, mais cette asymétrie est inversée entre le nord et le sud du
graben. Au Sud, la faille majeure borde le bassin à l’Ouest. Elle est listrique avec des
pendages d’environ 55° dans la croûte supérieure et diminue progressivement vers la croûte
inférieure. La majorité des interprétations semblent montrer un déplacement vertical
d’environ 2 km de l’interface croûte-manteau (i.e., du Moho). Cette dissymétrie implique que
le dépôt-centre du fossé est décalé vers l’Ouest. Au Nord du graben on observe une même
géométrie d’ensemble comparable ; cependant la faille majeure est localisée à l’Est du
bassin ce qui a permis la localisation d’un dépôt-centre localisé vers la bordure orientale du
bassin. Parallèlement, à cette variation longitudinale de la géométrie on peut noter que le
remplissage total varie du Sud vers le Nord avec 1000 m de dépôts au Sud pour 3500 m, au
Nord (Figure 4), cette différence résulte probablement du soulèvement continu de l’avant
pays jurassien (Sundgau) depuis le Miocène.
La sismique réfraction ainsi que les campagnes de sismologie (programme lithoscope,
enregistrement de la vitesse de propagation des ondes P) ont mis en évidence : 1-un
amincissement crustal (24 km de croûte / 30 km pour croûte normale), ainsi qu’un
amincissement lithosphérique ; 2- l’existence d’un manteau anormal sous le fossé ; 3- une
lithosphère supérieure (sous crustale) anormalement chaude jusqu’à 60 km de profondeur
(Vp très atténuées).
4.4.
SISMICITE ET TECTONIQUE ACTIVE
La sismicité instrumentale du fossé rhénan reste modérée, toutefois de fortes secousses ont
ébranlées la région ; la plus importante correspond au séisme de Bâle de 1356 qui produisit
plusieurs centaines de mort. La ville de Bâle fut très largement détruite en partie à cause de
l’incendie qui suivit le tremblement de terre. L’intensité épicentrale (macrosismique) du
séisme de Bâle est de IX (Sisfrance), et correspondrait à des magnitudes estimées
comprises entre 6,2 (Lambert et al., 2005) et 6,9 (projet PEGASOS). Par ailleurs, une
sismicité régulière de magnitude estimée de l’ordre de 5 caractérise le Fossé rhénan
supérieur (i.e., séismes du Kaiserstuhl en 1926, de Rastatt, 1933, de Seltz en 1952, de
Sierentz en 1980 ou de Waldkirch en 2004).
34
Figure 3 – Lithostratigraphy du graben supérieur du Rhin (d’après Sissingh, 1998)
35
Figure 4 –A/ isobath de la base des dépôts tertiaires (relativement à la surface) d’après Doebl &
Olbrecht (1974)10. B/ isobath de la base des dépôts quaternaires, d’après Bartz (1974)11 et
Haimberger et al. (2005)12
10
Doebl F. and Olbrecht W. (1974) – An isobath of the Tertiary Base in the Rhinegraben. In: K. Fuchs and J.H.
Illies (Editors), Approaches to Taphogenesis, Stuttgart, pp. 71-72.
11
Bartz J. (1974) – Die Mächtigkeit des Quartärs im Oberrheingraben. In: K. Fuchs and J.H. Illies (Editors),
Approaches to Taphrogenesis. E. Schweitzerbart’sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart, pp. 78-87.
12
Haimberger R., Hoppe A. and Schëfer A. (2005) – High-resolution seismic survey on the Rhine River in the
norther Upper Rhine Graben. Int. J. Earth Sci. (Geol Rundsch.), 94(4): 657-668.
36
Les études paléosismiques entreprises le long des failles de ce graben suggèrent des
possibilités de réactivations récentes, c’est-à-dire au cours du Pléistocène voire de
l’Holocène, de ces accidents. Les vitesses de déplacement vertical quaternaire sont en
général nettement inférieures à 0,1 mm/an, ce qui correspond à l’ordre de grandeur des
vitesses de faille qui caractérisent les failles actives du territoire métropolitain. Les vitesses
de subsidence relative du plancher de graben par rapport aux épaulements (Forêt Noire)
déduites des mesures GPS sont elles de l’ordre de 0.1-0.2 mm/an et cohérentes avec les
vitesses de subsidences déduites de l’accumulation des sédiments plio-quaternaires.
4.5.
LE SITE D’OSTHOFEN AU NORD DE L’URG
Le site d’Osthofen (49,7213°N ; 8,3154°E ; vers 100 m d’altitude) est situé à 10,5 km au
NNW du centre ville de Worms et à 2 km au NNW du bourg d’Osthofen (Figure 5). Ce site
est localisé sur la limite W de la plaine alluviale wurmienne du Rhin, celle-ci coïncide
approximativement à cet endroit avec la trace en surface de la faille bordière occidentale
(Western Border Fault - WBF) de la partie Nord du graben du Rhin. Dans cette partie Nord
du graben supérieur du Rhin, la WBF sépare le bassin de Mayence (une dépendance
paléogène du graben du Rhin), à l’Ouest, du fossé du Rhin proprement dit, à l’Est. La WBF,
orientée NNE, est une faille normale à pendage E qui est antithétique de la faille majeure à
pendage W qui borde à l’Est le fossé du Rhin entre Frankfort et Heidelberg. Le long de la
partie septentrionale de la WBF, l’épaisseur totale du remplissage du fossé rhénan est de
3200 m près de Worms dont environ 40 m de Quaternaire à proximité du site d’Osthofen.
Figure 5 – Localisation de la faille bordière occidentale (WBF), la faille de Worms (WF) et la faille de
Oppenheim-GrPunstadt (OGF) au nord de l’URG. (Peters, 2007)13
13
Peters (2007) - Active tectonics in the Upper Rhine Graben. Integration of paleoseismology, geomorphology
and geomechanical modelling.
37
L’étude paléosismologique du site d’Osthofen (Peters et al. 2005 et 200714) a été effectuée
sur la partie sud, la plus rectiligne, du segment de la WBF qui s’étend approximativement sur
18 km entre Oppenheim et Osthofen (Figure 6). D’Osthofen vers le sud, ce segment est
relayé par la faille de Worms. D’après les profils sismiques, la trace de la WBF est
approximativement localisée au niveau d’un dénivelé topographique d‘environ 30 m, entre un
plateau lœssique situé à l’Ouest vers 120 m et la terrasse wurmienne du Rhin située à l’Est
vers 90 m. Dans le détail (Figure 7), l’escarpement qui correspond à ce dénivelé est affecté
par deux ruptures de pente : un petit talus (<1 m) en haut de l’escarpement vers 112 m et un
talus plus marqué (≈5 m) vers le bas de l’escarpement, entre 95 et 105 m. Ces talus sont en
partie façonné par l’exploitation viticole, néanmoins le talus inférieur, le plus élevé, a très
vraisemblablement une origine naturelle. L’étude conduite à ce site avait donc pour but de
déterminer si l’escarpement topographique résultait en partie d’une réactivation quaternaire
de la WBF. Elle repose sur la mise en œuvre de plusieurs profils géophysiques de proche
surface (électrique, sismique, GPR), de carottages, suivi par le creusement de quatre
tranchées.
Les résultats de ces explorations montrent une zone de sédiments perturbés localisés au
niveau de l’escarpement topographique. Les observations de tranchées ont montré la
présence au pied de cet escarpement d’une faille normale (« main fault ») avec un pendage
de 60°E et un déplacement de 50-60 cm de dépôts contenant des âges TL compris entre 19
et 37 ka détail (Figure 8). Un déplacement similaire a été observé dans la partie haute de cet
escarpement mais avec un style de fracturation beaucoup plus distribué (Figure 9). D’autre
part, ces tranchées on permis d’observer de nombreuses évidences d’instabilités gravitaires
montrant des glissements de sédiments superficiels vers l’Est ou des dépôts de pente vers la
même direction, c’est-à-dire vers la plaine alluviale du Rhin.
En conclusions, cette étude montre clairement que ces failles coexistent avec des
glissements des sédiments superficiels vers l’Est. Ces instabilités devraient être associées à
la dynamique fluviale de la plaine alluviale du Rhin. En conséquence deux interprétations
sont possibles : soit la totalité des observations peut s’expliquer par la seule dynamique
fluviale et l’escarpement topographique n’est que le bord de la plaine alluviale du Rhin, soit
cet escarpement résulte de l’interaction de l’érosion fluviale et de l’activité sismique. Cette
dernière alternative est privilégiée par les auteurs de l’étude qui pensent que le déplacement
d’un demi mètre résulte d’un séisme de Mw=6.5 qui s’est produit entre 8 et 19 ka. Le taux de
déplacement sur la faille étant probablement de l’ordre de 0,04 mm/a. Cependant, les
observations décrites pourraient tout aussi bien correspondre à la dynamique de la concavité
d’un méandre sans qu’il y ait d’activité de faille. Il convient de souligner que la majorité des
indices paléosismologiques qui ont été décrits dans le graben supérieur du Rhin sont dans
des configurations similaires au site d’Osthofen. Ainsi on ne possède pas de données
indiscutables qui puisse étayer qu’une rupture de surface se serait produite au cours du
Pléistocène ou de l’Holocène lors d’un séisme sur une des failles majeures du fossé
supérieur du Rhin.
14
Peters, G., T. Buchmann, P. Connolly, R. van Balen, F. Wenzel & S. Cloetingh (2005), Interplay between
tectonic, fluvial and erosional processes along the Western Border Fault of the northern Upper Rhine Graben,
Germany, Tectonophysics 406, 39-66. Peters G. (2007), Active tectonics in the Upper Rhine Graben : Integration
of paleoseismology, geomorphology, and Geomechanical modeling, Thèse Vrije Universiteit Amsterdam, 298p.
38
Figure 6 – MNT des 20 km étudiés de l’escarpement. La trace en surface de la WBF (ligne tiretée) est
cartée à l’aide de la morphologie (Steuer, 191115 ; Frank, 200116). Au sud de Oppenheim, deux failles
E-W transverses à la WBF (lignes continues, d’après Steuer, 1911) limitent un glissement de terrain.
Dans Peters (2007)17
15
Steuer A. (1911) – Geologisch Karte des Grossherzogtums Hessen im Masstabe 1 :25000, Erläuterungen, Blatt
Oppenheim Hessisches Landesamt für Bodenforschung, Wiesbaden.
16
Frank W.R. (2001) – Geologische Karte von Rheinland-Pfalz 1 :25000, Erläuterungen, Blatt 6215 GauOderheim. Geologisches Landesamt Rheinland-Pfalz, Mainz.
17
39
Figure 7 – Carte topographique détaillée du site de la tranchée montrant la localisation des tranchées
et des coupes.(Peters, 2007)
40
Figure 8 – Coupe de la tranchée TR1 du mur sud montrant les unités stratigraphiques, les failles, les
décollements et les datations en âge absolu (Peters, 2007)18.
18
41
Figure 9 – Coupes de la tranchée TR3. Le zoom sur la zone de la faille (C) met en lumière le
déplacement vertical de 0.7m et le déplacement de 0.4m du sommet de l’unité 1B. L’unité 2B montre
un décallage d’un minimum de 0.5m. Peters (2007)
4.6.
LES INDICES NEOTECTONIQUES DU CENTRE DE L’URG (UPPER
RHINE GRABBEN)
Au cours de l’excursion de juin 2009, le comité de pilotage a visité les 3 sites suivants dans
la région centrale du Fossé rhénan supérieur. Ces 3 indices sont qualifiés « d’indices
néotectoniques possibles » dans la base NEOPAL.
42
4.6.1.
Riedseltz
Il s’agit d’une carrière exploitant des sables fluviatiles pliocènes. L’observation néotectonique
d’origine (Monninger, 198519) était une faille normale mettant en contact près de la surface
une couche de loess sableux « würmiens » avec les sables pliocènes, à quelques kilomètres
à l’est de la bordure ouest du fossé rhénan. La faille normale quaternaire, de direction
N170°E et pendage 75°E, présentait un décalage de plusieurs mètres des sables pliocènes.
Cette faille semblait également responsable d’un ressaut morphologique d’une dizaine de
mètres pouvant être suivi sur plusieurs kilomètres.
La visite n’a pas permis de retrouver cette faille malgré les bonnes conditions d’affleurement
(la sablière est encore en exploitation). La partie de l’exploitation où la faille était visible
encore en 1997 (Projet PALEOSIS, Baize et al., 200220) a été partiellement décapée ou est
recouverte de végétation. Dans les sables pliocènes, la seule observation encore possible
d’une déformation tectonique est le basculement de ces sables de quelques degrés vers
l’est.
4.6.2.
Achenheim
Il s’agit d’une ancienne carrière aujourd’hui abandonnée et en cours de remblaiement par
des déchets industriels. Dans cette carrière des failles normales récentes étaient encore
observables jusqu’en 2000. Malheureusement, compte tenu de la revégétalisation rapide, du
recouvrement anthropique et de l’altération des fronts de taille restants, aucune observation
néotectonique du comité de pilotage NEOPAL n’a été possible en 2009.
L’observation originelle (Wernert, 195721) et le nettoyage de la coupe effectuée dans le cadre
du projet Européen PALEOSIS (Lemeille et al., 199922) permettait d’observer que la série
lœssique et alluviale datée du « Riss » est, dans cette partie centrale du fossé rhénan
supérieur, déformée par des failles normales NE-SW à regard Est. La faille majeure présente
des rejets pluri-métriques. Cette morphologie remarquable au sein du graben se suit sur
plusieurs kilomètres dans la morphologie, jusqu’à Hangenbieten et plus au nord, vers
Mundolsheim (10 km au NW de Strasbourg). Il limite à l’ouest la plaine alluviale actuelle.
Aucune relation claire de la morphologie et des failles observées en surface avec un
accident enraciné n’a pu être démontrée. (voir la fiche NEOPAL dédiée)
4.6.3.
Saverne
Cette ancienne sablière est aujourd’hui complètement comblée par des déchets industriels et
aucune observation néotectonique n’a pu être faite en 2009.
19
Monninger (1985). Neotektonische bewegungsmechanismen im mittleren Oberrheingraben. Dipl. Geol. Doktors
der Naturwissenhaften, Univ. Karlsruhe.
20
Baize S., Cushing E. M., Lemeille F., Granier T., Grellet B., Carbon D., Combes P. & Hibsch C. (2002).
Inventaire des indices de rupture affectant le Quaternaire en relation avec les grandes structures connues, en
France métropolitaine et dans les régions limitrophes. Mémoire H. S., n° 175, 142 pages, 1 pl. H. T.
21
Wernert P. (1957). Stratigraphie paléontologique et préhistorique des sédiments quaternaires d'Alsace. Mém.
Serv. Carte Géol. Als. Lor., 14, 259 pages.
22
Lemeille F., Cushing M. E., Cotton F., Grellet B., Ménillet F., Audru J.-C., Renardy F. & Fléhoc C. (1999a).
Traces d'activité pléistocène de failles dans le Nord du fossé du Rhin supérieur (plaine d'Alsace, France). C. R.
Acad. Sci., 328, 839-846.
43
Les premières observations (Tricart, 195923) et celles effectuées en 1992 et 1997 (Projet
PAlEOSIS, Baize et al., 2002) montraient que, près de la bordure actuelle du Fossé rhénan,
les séries grossières du cône alluvial (Mindel) de la Zorn sont affectées de failles normales
de même direction que la faille vosgienne. Les déformations s’amortissent dans les premiers
niveaux de loess. Des failles inverses N80E déforment également les sables et graviers
alluviaux et affectent les niveaux les plus récents du Riss-Würm. L’origine néotectonique est
possible pour les failles inverses, mais une origine gravitationnelle et sédimentaire est plus
probable pour les failles normales. La relation avec une structure tectonique enracinée n’a
pas pu être démontrée.
4.7.
INDICE NEOTECTONIQUE DE LA REGION DE FREIBURG
L’indice est décrit dans Nivière et al (2008)24, à partir d’observations de terrain et de travaux
antérieurement publiés (par exemple Behrmann et al 200325).
Il est constitué par un faisceau d’indices
amenant les auteurs à conclure à
l’activité
récente
(quaternaire)
de
plusieurs failles dans la région de
Freiburg. Ces failles limiteraient des blocs
formant la transition entre la forêt noire et
le graben du Rhin.
Parmi ces failles, les auteurs identifient
une faille d’orientation N25°E environ,
située à quelques kilomètres à l’est du
Rhin, dans la région de Freibourg (faille
du Rhin). Au nord de son intersection
avec la faille de Weinstetten, la faille du
Rhin prendrait une orientation N170°E
environ.
Le Comité NéoPal s’est rendu sur deux
sites : l’un est situé entre les villages de
Tünsel et Eschbach (partie sud de la
faille du Rhin), l’autre est constitué par
l’ensemble des collines qui forment le
Tüniberg, a proximité du village de
Niederrimsingen.
Site
Tüniberg
Site
TunselEschbach
figure de Nivière et al. 2008
23
Tricart J. (1959). Tectonique quaternaire dans la région de Saverne. Bulletin du service de la carte géologique
d'Alsace et de Lorraine, 9, 85-93.
24
Nivière et al. (2008). Active tectonics of the southeastern Upper Rhine Graben, Freiburg area (Germany).
Quaternary Science Review, 27, 541-555.
25
Behrmann, J., Hermann, O., Horstmann, M., Tanner, D., Bertrand, G., 2003. Anatomy and kinematics of
continental oblique rifting revealed: a 3D case study of the SE Upper Rhine Graben (Germany). AAPG Bulletin 7,
1105–1121.
44
4.7.1.
Site de Tunsel (lat 47°53’53" N, long 7°39’28" E)
A cet endroit, la faille cartographiée (Cartes 8111 Mülheim et 8011 Hartheim26) passe plus ou
moins au niveau de la route Tunsel-Eschbach, elle-même située au pied d’un escarpement
d’une hauteur de 10 à 15 m longé par la route.
W
scarplet
E
Escarpement
route
MNT SRTM4
L’escarpement limite deux terrasses différentes : vers l’Est une terrasse alluviale « haute »
indiquée gA sur la carte géologique tandis qu’à l’Ouest, la plaine située en contre-bas est
composée de cailloutis Würmiens. Ces cailloutis sont partiellement recouverts par des
terrasses de crues, issues du Rhin et des torrents provenant des coteaux situés à l’Est.
A environ 300 m à l’Ouest de la route, un léger dénivelé (2 m) est visible sur les MNT, et est
perceptible sur le terrain. Sa rectitude n’est pas très claire, mais il a été considéré comme
pouvant éventuellement correspondre à un escarpement tectonique associé à la faille du
Rhin (partie sud).
La visite du Comité a permis de visualiser les lieux décrits par Nivière et al. Les arguments
utilisés par les auteurs ont été débattus, sans qu’une conclusion définitive n’ait pu être
apportée. Un complément d’étude de l’indice serait nécessaire, notamment des
investigations permettant de préciser la nature, l’âge, et la position relative des différentes
formations quaternaires. La question de fond est de savoir si le dispositif qui est observé
résulte seulement d’un emboitement de deux terrasses alluviales d’âges différents ou si le
rejeu récent d’une faille (Faille du Rhin ?) contribue à augmenter la différence d’altitude entre
ces deux terrasses.
4.7.2.
Site Niederrimsingen-Tüniberg (lat 47°58’54" N, long 7°40’38" E)
A environ 9 km au nord du site précédent, le Tüniberg forme un relief d’environ 80 m par
rapport à la plaine du Rhin. Il est constitué d’affleurements de Jurassique moyen. La face
ouest de ce relief constitue un escarpement quasi-rectiligne, orienté N170°E, sur 3.5 km de
longueur. Il est cartographié comme étant la prolongation de la faille du Rhin au nord de la
faille de Weinstetten.
La position structurale du Tüniberg atteste du mouvement total du bloc de Tuniberg par
rapport au bloc qui constitue la plaine du Rhin actuel.
26
Landesamt für Geologie, Rohstoffe und Bergbau Baden-Württemberg, cartes géologiques au 1/25.000 n° 8111
(Mülheim) et n° 8011 (Hartheim)
45
L’escarpement ouest peut correspondre soit à l’escarpement de faille rafraîchi au
quaternaire, soit à un recul de l’escarpement de faille, soit encore à une action érosive le
long de la faille du Rhin (partie Nord).
Le comité NéoPal a profité du point de vue offert par ce promontoire pour rechercher dans le
paysage les éléments morphologiques et structuraux associés à la faille du Rhin, la faille de
Weinstetten, et la « Main Border Fault ».
Le caractère néotectonique éventuel de ces structures n’est pas identifiable directement sur
le terrain, mais passe par l’analyse croisée d’un certain nombre de données.
4.8.
BALE LA BIRS
Le séisme historique majeur de la zone est le séisme de Bâle du 18 octobre 1356, d’intensité
épicentrale IX (MSK). Il s’agit de la plus forte secousse ressentie dans le Nord-Ouest de
l’Europe durant le dernier millénaire et l’un des plus importants séismes intraplaques connu
en Europe. Il est à l’origine d’une violente crise sismique qui débuta en octobre 1356 et se
poursuivra jusqu’en 1357. Il se caractérise par l’occurrence de deux chocs principaux et
d’une douzaine de répliques dans les deux jours suivant la première secousse.
Au cours des dernières années, des travaux significatifs de compilation de données et de
révision de nos connaissances sur cet événement historique ont été conduits. Les résultats
de ces recherches ont abouti à un consensus sur certains paramètres caractéristiques du
séisme de Bâle, et à des divergences d’interprétations sur d’autres. Les conclusions de ces
travaux s’accordent raisonnablement bien sur une valeur d’intensité épicentrale (I0 = IX MSK)
pour ce séisme et sur sa localisation à une dizaine de kilomètres au Sud de la ville de Bâle.
Par contre, autant l’estimation d’une magnitude représentative de cet événement historique
et des dégâts associés, que l’identification de la faille sismogène sont sujettes à controverse.
Des révisions de chroniques historiques (Lambert et al., 200527) ont proposé une aire de
distribution des dommages plus concentrée autour de la ville de Bâle que dans les études
antérieures (Mayer-Rosa et Cadiot, 197928). Avec une intensité épicentrale de IX, la
magnitude macrosismique associée à ce séisme a été maintenue à 6,2, alors que la
profondeur du foyer a dû en conséquence être réduite de quelques kilomètres ; elle passerait
ainsi de 15 km à 11 km. Un projet interdisciplinaire (Fäh et al., 200929) a re-analysé de
nombreuses données et exploré des techniques de natures différentes. D’après cette étude,
la gamme de magnitude de moment la plus probable pour ce séisme est entre 6,7 et 7,1.
Malgré des efforts conséquents de la part des différentes équipes scientifiques travaillant sur
le sujet, il reste aujourd’hui difficile de se prononcer sur la structure sismogène à l’origine de
ce tremblement de terre. Selon Meyer et al. (1993)30, le séisme de Bâle serait dû à la
27
Lambert J., Winter T., Dewez T.J.B., Sabourault P. (2005) – New hypotheses on the maximum damage area of
the 1356 Basel earthquake (Switzerland). Quaternary Science Reviews, 24, p. 383-401.
28
29
Fäh D., Gisler M., Jaggi B., Kästli P., Lutz T., Masciadri V., Matt C., Mayer-Rosa D., Rippmann D., SchwarzZanetti G., Tauber J., Wenk T. (2009) – The 1356 Basel earthquake: an interdisciplinary revision. Geophys. J.
Int., 178, p. 351-374.
30
Meyer B., Lacassin R., Brulhet J., Mouroux B. (1993) – The Basel 1356 earthquake: which fault produced it
? Terra Nova, 6, p. 54-63.
46
réactivation d’une faille de socle E-W, à jeu inverse ou décrochant, masquée par la
couverture chevauchante du Jura. Les failles visibles aujourd’hui dans la couverture, qu’elles
soient d’orientation E-W ou N-S, n’ont pas une taille suffisante pour expliquer l’énergie
libérée par un tel séisme. Selon Blès et al. (1994)31, deux systèmes structuraux ont dû jouer
simultanément pour expliquer ce fort séisme : un mouvement de remontée du socle nordjurassien en direction du Nord-Ouest, et l’opposition des failles NNE-SSW du compartiment
occidental. Selon Meghraoui et al. (2001)32, qui ont mené des investigations de
paléosismicité dans le prolongement Sud du système de failles bordières majeures du Fossé
Rhénan, une rupture sur la faille normale de Rheinach pourrait avoir produit le séisme de
Bâle. Selon Ustaszewski et al. (2005)33, l’extrémité Sud du Fossé Rhénan est marqué par
l’interaction entre les deux familles de failles en présence : le système de failles bordières
synsédimentaires d’orientation N-S et la réactivation d’un graben permo-carbonifère
d’orientation E-W sous les plissements du Jura.
31
Blès J.L., Bour M., Dominique P., Godefroy P., Martin C., Terrier M. (1998) - Zonage sismique de la France
métropolitaine pour l'application des règles parasismiques aux installations classées. Document BRGM, n° 279,
56 p.
32
Meghraoui M., Delouis B., Ferry M., Giardini D., Huggenberger P., Spottke I., Granet M. (2001) – Active normal
faulting in the Upper Rhine Graben and paleoseismic identification of the 1356 Basel earthquake. Science, 293, p.
2070-2073.
33
Ustaszewski K., Schumacher M.E., Schmid S.M. (2005) – Simultaneous normal faulting and extensional
flexuring during rifting: an example from the southernmost Upper Rhine Graben. International Journal of Earth
Sciences, 94, p. 680-696.
47

4. Compte rendu de de mission du comité de pilotage NéoPal dans

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