Damotte ECORS
Damotte ECORS
Damotte ECORS
DE LA GÉOLOGIE (COFRHIGÉO)
Bernard DAMOTTE
Résumé. Le programme ECORS a été créé en France en 1981 pour étudier la croûte terrestre en
mettant en œuvre les mêmes matériels, après adaptation de leurs paramètres, que ceux couramment
utilisés pour la recherche des hydrocarbures. À la même époque, des programmes similaires ont vu le
jour aux USA (COCORP), en Allemagne (DEKORP), en Grande-Bretagne (BIRPS), en Italie (CROP)
et dans bien d'autres pays. ECORS est une association entre l’IFP, l’INSU-IPGP et Elf Aquitaine avec
IFREMER pour les opérations à la mer. En France, quatre grands profils terrestres ont été effectués
en plus d’expérimentations de méthodes (réfraction, grand angle) et de mises en œuvre (3 D). Le
premier, le profil Nord de la France, de Cambrai à Dreux sur 220 km, a été fait dans l’hiver 1983-1984
en vibrosismique. Il a été prolongé vers le sud-ouest jusqu’à la côte espagnole : de Dreux à La
Rochelle, à l’explosif par l’IPGP, et par IFREMER de Noirmoutier à la côte espagnole. Il montre une
image de la croûte en continu. Le profil Pyrénées (1985-1986), réalisé à l’explosif, en association
avec le groupe espagnol REPSOL, traverse la chaîne de la vallée de l’Èbre à celle de la Garonne sur
250 km. Il précise l’image de la zone axiale de part et d’autre de la faille nord-pyrénéenne. Le profil
Alpes (1986-1987), en association avec CROP, franchit la chaîne des Alpes à partir de Turin, passe
par Val-d’Isère, d'où il chemine vers le nord-ouest, traverse le Jura, la Bresse et se termine au pied du
Massif Central à l’ouest de Tournus, totalisant 357 km. Il montre une image de la zone de collision
appuyée sur la sismique et confirmée par de la magnétotellurique. Le profil fossé Rhénan (1988), en
association avec DEKORP, débute en Forêt Noire, traverse les Vosges et se termine à Morhange
(Moselle), après 140 km. Il double un autre profil réalisé par DEKORP plus au nord. Les deux
montrent que le graben est en fait un semi graben, dont la structure s'inverse entre les deux. En
France, la faille est sur le flanc ouest alors qu’elle se trouve à l’est sur le profil allemand.
Abstract. The French ECORS program was launched in 1981, with the aim of studying the Earth
crust, using the same equipments, after adapting the parameters, as those currently used in the
petroleum research. At the same time similar programs were carried out in the United States
(COCORP), Germany (DEKORP), United Kingdom (BIRPS), Italy (CROP), as well as in other countries.
ECORS was a joint venture between IFP, INSU-IPGP and Elf Aquitaine, and IFREMER for offshore
operations. Four onshore profiles were carried out in France, as also methodological experiments
(refraction, wide-angle reflection and 3D implementation). First of all, the North France profile, from
Cambrai (Nord) to Dreux (Eure-et-Loir) is 220 km long. It was carried out by vibroseis during the winter
of 1983-1984. It was extended southwestwards until the Spanish coast: first from Dreux to La
Rochelle by IPGP using explosive shots, and then by IFREMER from Noirmoutier to the Spanish
coast. Thus, it shows a continuous image of the Earth crust. The Pyrenean profile (1985-1986) was
performed with explosive shots, in collaboration with the Spanish company REPSOL. It crossed the
mountain range from the Ebro valley to the Garonne valley, across the North Pyrenean fault. The
Alpine profile (1986-1987) was carried out in collaboration with the Italian CROP program. It crossed
the Alpine range from Torino to Val-d'Isère, then turning northwestwards, across the Jura and the
Bresse, to reach the first limits of the Central Massif west of Tournus, after 357 km. Based on seismic
and confirmed by magnetotelluric method, it showed an image of the collision zone. The Rhine
Graben profile (1988) was made in collaboration with the German DEKORP program. It started from
the Black Forest, across the Vosges, before ending at Morhange (Moselle), after 140 km. It duplicates
another profile carried out more to the North by DEKORP. Both profiles show that the Rhine Graben
is actually a half-graben, the structure of which is inverted between them since in France, the fault is
on the western side, instead of being on the eastern side in Germany.
Key words: geophysics – ECORS – Mohorovicic – sismic profiles – Earth crust – France – North of
France – Pyrenees – Alps – Jura – Bresse – Rhine Graben – 20th century.
Introduction
Vers 1855, George Biddell Airy (1801-1892) assimila les continents à des radeaux flottant
sur un magma visqueux, hypothèse qui fut confortée par la théorie de l’isostasie émise en 1869
par John Henry Pratt (1809-1871). Tout cela aboutit au début du XXe siècle à une idée imaginée
par un géologue autrichien, Eduard Suess (1831-1914), selon laquelle les continents, formés de
roches granitiques légères, flotteraient sur des roches basaltiques plus lourdes. Selon lui, la
Terre serait formée de trois ensembles concentriques : un noyau lourd le nife, entouré de roches
denses le sima (manteau) qui affleurerait dans les grands fonds océaniques, et le sial qui
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correspondrait aux continents. Tout était donc réuni pour qu’en 1910, Alfred Wegener (1880-
1930) les fasse dériver, en arguant que s’ils pouvaient se déplacer verticalement par isostasie,
pourquoi ne le feraient-ils pas horizontalement, comme le suggère l’emboîtement des côtes dans
l’Atlantique Sud ? Cette idée sera abandonnée jusqu’au début des années 1960.
Curieusement, cette découverte, ne suscita que peu d’intérêt, à part chez quelques
géophysiciens, jusqu’au début des années 1950, où elle apparaît dans les publications de la
communauté des sciences de la Terre.
Quelques années plus tard, en 1913, l’Allemand Beno Gutenberg (1889-1960) trouva avec
la même méthode la discontinuité qui porte son nom, entre le manteau et le noyau à 2900 km de
profondeur.
Cette méthode utilisée par Mohorovicic va être pratiquée pour étudier la croûte, à l’aide de
mini-séismes provoqués en des lieux choisis, et enregistrés par de nombreux capteurs répartis
selon une géométrie appropriée. Des tirs à l’explosif ou des plaques vibrantes montées sur de
lourds camions génèrent des ondes sismiques dont seules les ondes P, après filtrage, seront
étudiées. Après réflexion et réfraction sur les discontinuités du sous-sol, elles seront captées à
leur retour en surface par de nombreux géophones3, puis enregistrées numériquement. Les
1
Le sismographe qui permet de connaître la direction, l’heure et l’intensité d’un séisme, puis de l’enregistrer sur
papier a été inventé par l’Italien Cecchi en 1875. Vers 1900 l’Allemand Emil Wiechert mit au point un
sismographe mécanique évolué. Il faut rappeler ici qu’en 136, le Chinois Chang Heng avait inventé le premier
détecteur de secousses sismiques, qui ne donnait que la direction.
2
Les ondes P sont des ondes longitudinales dont les particules se déplacent dans le sens de la propagation.
Elles arrivent les premières (P). Elles sont suivies par les ondes S, ou « secondes ». Ce sont des ondes
transversales dont les particules se déplacent perpendiculairement au sens de la propagation.
3
Un géophone est bien différent d’une station Wiechert. C’est un petit boîtier de la taille d’une balle de tennis,
dont le rôle est de transformer les secousses sismiques qu’il reçoit en courant électrique enregistrable. Il
contient un cylindre creux couplé au sol et bougeant avec lui. À l’intérieur, où existe un champ magnétique
permanent, une bobine reste fixe par inertie, induisant ainsi un voltage proportionnel à la vitesse du
mouvement.
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traitements qui seront ensuite appliqués à ces données fourniront des coupes en 2 D à la
verticale du cheminement en surface, ou sections sismiques. Après avoir pointé les alignements
de signaux, ou réflexions, le géologue pourra les interpréter et les colorier.
L’étude de la croûte
Dans les années 1950 à 1970, l’étude des fonds océaniques permit de comprendre
l’évolution dynamique du Globe. Mais, ceux-ci étant seulement âgés de 180 Ma, il devenait
indispensable, pour savoir ce qui avait pu se passer antérieurement, d’obtenir une connaissance
plus approfondie du soubassement des continents, qui peut être considéré comme les archives
du Globe.
À partir des années 1960, la croûte continentale dans son ensemble n’est connue que par
des travaux universitaires, dont les techniques (écoute statique des séismes, longs profils de
sismique réfraction à l’aide de fortes charges de dynamite) sont peu coûteuses, mais ne peuvent
définir que grossièrement la structure profonde. Des cartes indiquant l’aspect général de la
discontinuité de Mohorovicic (Moho) ont cependant pu être tracées, dans le Sud-Est de la France
notamment (Fig. 1).
Rapidement après la publication de cet épisode, des expériences similaires ponctuelles ont
été entreprises avec succès en Allemagne, aux USA et au Canada. Ces essais se multiplièrent,
notamment en Allemagne, où en 1958, Dohr et Schultz concluent un accord avec les compagnies
pétrolières pour faire enregistrer quelques tirs en écoute longue au cours de chaque campagne
de prospection sismique. Cela aboutit en 1967 à la publication d’une carte comportant une
cinquantaine de points différenciés par la présence ou non de réflexions crustales (G. Dohr & K.
Fuchs, 1967, Geophysics).
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Fig. 1. Répartition des isobathes (en km) du Moho (Choudhoury 1971, Giese 1977).
Au cours des années 1960 les techniques évoluèrent rapidement. Jusqu’alors, la source
sismique était l’explosif, dont le signal est bref (30 ms), l’enregistrement des données était
analogique et le traitement simple. L’enregistrement devint ensuite numérique, le traitement de
données de plus en plus importantes se faisait sur des ordinateurs beaucoup plus lents que les
nôtres et beaucoup plus encombrants. Dans le même temps, en 1962, une source
électromécanique plus écologique, le vibrateur, est apparue, mais sa puissance était encore trop
faible pour atteindre le Moho. Les performances de cette source, dont le signal est long (de 10 à
20 s) et le traitement plus complexe, s’améliorèrent en même temps que celles des ordinateurs et
en 1972, un petit profil en écoute longue fut réalisé avec succès dans l’Oklahoma.
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Le programme ECORS
Le 10 novembre 1981, au cours d’une réunion entre les pétroliers, l’IFP et l’INAG-IPG-Paris, il
fut décidé de créer un programme d'étude de la croûte, le programme ICORS. Il sera co-dirigé par
l’INAG et l’IFP de façon à coordonner la recherche scientifique avec celle de l’industrie.
Un Comité directeur présidé par Claude Sallé (IFP) et un Comité scientifique sous la
présidence de Claude Allègre (IPGP) furent rapidement constitués. ICORS (Imagerie continentale
par Réflexion sismique) devint ECORS (Étude de la Croûte continentale et océanique par
Réflexion sismique) nom plus évocateur, sur proposition de Maurice Mattauer. Ces comités eurent
pour mission d’établir les règles de fonctionnement du programme, son organisation, et de
collecter chez les universitaires et chez les pétroliers des propositions de profils sismiques à
réaliser, le tout étant consigné dans un rapport intitulé « Proposition de Programme » ou « Livre
Bleu ». Le programme ECORS devient alors une association entre l’IFP, l’INSU-IPG, et Elf
Aquitaine, avec IFREMER pour les opérations en mer, dont l’IFP sera le maître d’œuvre. D’autres
sociétés pourront s’y associer au coup par coup.
- étudier la croûte jusqu’au Moho avec la précision obtenue par les pétroliers dans les
premiers kilomètres ;
- améliorer la technologie existante en expérimentant et en développant des moyens
géophysiques pour pouvoir atteindre la profondeur de 50 km trouvée sous les Alpes par
les chercheurs des Instituts de Physique du Globe ;
- faire travailler et publier ensemble des géologues et des géophysiciens industriels et
universitaires qui, jusqu’alors, s’ignoraient.
Le 21 février 1983, ECORS, son organisation, ses objectifs et les moyens à mettre en
œuvre furent présentés à la communauté scientifique et à la presse au cours d’un colloque tenu
à Paris, à l’université Pierre et Marie Curie.
Le Comité directeur était composé de trois membres, issus du monde pétrolier, hauts
responsables dans leur organisme. Ils décidèrent in fine des profils à réaliser et assurèrent son
financement. Renouvelé aussi tous les trois ans, les directeurs en furent successivement :
Claude Sallé (IFP), François Bernard (SNEA) et Lucien Montadert (IFP).
Pour chaque projet, elle était assistée d’une équipe de géologues et de géophysiciens
spécialistes de la région étudiée, regroupés au sein d’une équipe de profil. Chaque équipe était
mise en place dès que Conseil scientifique avait choisi les profils à effectuer en priorité. Elle
devait tout d’abord faire un état des problèmes géologiques posés en rédigeant un rapport
d’implantation, puis trouver, avec la Direction des programmes, le meilleur tracé de profil apte à
les résoudre. Elle devait ensuite réaliser l’interprétation géologique des résultats fournis par la
Direction des programmes, et la présenter, avec les sections sismiques, dans un Mémoire de la
Société géologique de France. Au cours de ses travaux, elle pouvait demander des
compléments d’acquisition, des retraitements ou bien encore des mesures issues de méthodes
indirectes : magnétisme, gravimétrie, magnétotellurique, etc., pour éclairer ou préciser une
interprétation de tout ou partie du profil.
pétroliers plutôt le Nord de la France. Ce sont les géophysiciens qui tranchèrent le débat en
faveur du Nord de la France, de Cambrai à Dreux. Ce type de sismique allait être une première
pour la CGG. Comme il n’était pas question de rater ce premier profil, considéré comme un test de
faisabilité, il était plus logique de le faire en ligne droite sur un terrain plat, terrain bien connu de
CGG, plutôt que de se lancer à travers une chaîne de montagnes, avec un train de vibrateurs, de
longs dispositifs d’écoute, et un appareillage électronique capable d’enregistrer jusqu’à
35 secondes au lieu de 6.
En effet, au lieu des un ou deux vibrateurs employés par CGG en sismique pétrolière, dans
le cas d’ECORS, où un maximum d’énergie sismique était nécessaire, CGG dut importer des USA
six gros vibrateurs de 13,5 t pour pouvoir toujours en utiliser cinq en synchronisme par point
d’émission.
Tous ces paramètres qui allaient être mis en œuvre avec succès dans le Bassin de Paris
sont restés homogènes, à quelques exceptions près, pour tous les autres profils, y compris ceux
qui ont été faits en continuité avec les Allemands, les Italiens et les Espagnols. Cela a été voulu
afin de pouvoir échanger les bandes magnétiques et homogénéiser leurs traitements.
Pendant le mois d’août 1983, dès que l’équipe de profil dirigée par Michel Cazes et Gérard
Torreilles eut donné à la Direction des programmes le tracé du profil et précisé les points par où il
devait nécessairement passer, la reconnaissance du cheminement exact, le plus en ligne droite
possible, a été faite avec CGG depuis le sud de Cambrai jusqu’au sud de Dreux (Fig. 2).
Aussitôt après, les formalités administratives ont été faites dans les délais légaux auprès
des préfectures des départements impliqués, afin que celles-ci préviennent les mairies, ce qui ne
se fit pratiquement jamais. Sur le terrain, un juriste, le « permitman », attaché à l’équipe sismique,
était chargé des relations avec les mairies et la population : information, demande de passage à
travers des terrains privés et éventuellement paiement des dégâts.
4
18 géophones espacés de 4,5 m constituent une « trace sur le terrain ». Les millivolts qui sortent de ces 18
géophones sont sommés pour constituer une « trace sur la section ». Soit pour 192 traces, une mise en place
de 3 400 géophones.
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Fig. 2. Profil Nord de la France : Plan de position (ECORS Nord de la France, Ed. Technip 1988).
Forages : Epinoy, Gouzeaucourt, Vermandovillers, Montdidier, Thieux, Aux Marais, Banthelu, Mantes,
Courgent, Marville.
Le train de cinq vibrateurs espacés de 18 m situé au centre du dispositif, s’arrêtait tous les
6,7 m pour effectuer une vibration de 20 secondes. Après douze arrêts successifs, les douze
enregistrements effectués de part et d’autre de l’emplacement de chaque trace étaient sommés
sur place pour constituer un point de vibration tous les 80 mètres. À chaque fois que l’ensemble
vibrateurs et dispositif d’écoute ( long de 15 km) avait avancé de sa propre longueur, la
vibrosismique était stoppée pour enregistrer durant 20 s des tirs à l’explosif disposés à 0,15 et
30 km en aval et en amont du dispositif d’écoute. En s’éloignant de celui-ci, les charges mises à
feu étaient successivement de 50, 150 et 300 kg disposées au fond de trous forés à 50 m. Au
moment du traitement, ce type de mise en œuvre a permis de reconstituer des tirs au centre, sur
un dispositif de 1125 traces, sur 90 km, pour une section de 45 km. Par ailleurs les premières
arrivées de ces tirs ont permis de suivre la base du sédimentaire par réfraction.
Comme il n’est pas possible de montrer ici de façon lisible les 228 km du profil Nord de la
France, la figure 3 représente tout ce profil sous la forme plus claire de son ossature, c’est-à-
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dire du pointé de tous les alignements sismiques trouvés sur les sections (le line-drawing en
jargon sismique).
Fig. 3. Profil Nord de la France : pointé des réflexions (ECORS Nord de la France, Ed. Technip 1988).
En haut, sismique à l'explosif. En bas, vibrosismique. F.M. = Faille du Midi ; f.d = faille de Doullens ;
f.s = faille de la Somme ; f.e = faille d’Eu ; F.B. = faille du Bray ; f.b = faille de Banthelu ; f.se = faille
de la Seine ; f.v = faille de Verneuil.
Fig. 4. Interprétation géologique du profil Nord de la France (ECORS Nord de la France, Ed.Technip
1988). Pour les abréviations forages et failles, voir les légendes des figures 2 et 3. AMBP = Anomalie
magnétique du Bassin de Paris ; PC Précambrien ; Pz Paléozoïque ; C/O Cambro-Ordovicien ; D
Dévonien ; H Houiller.
Au sud du Bray, un autre chevauchement s’enracine aussi sur le toit de la croûte litée et
vient se superposer au précédent.
Dans le tiers sud, les arrivées sont très désorganisées, sauf au centre de la zone où une
lentille transparente, allongée, se remarque à la verticale de la Seine. Elle pourrait correspondre à
des roches magnétiques à l’origine de la grande anomalie magnétique de la Seine.
La croûte inférieure litée, du sud au nord, montre d’abord un Moho à faible pendage sud,
puis horizontal jusqu’au Bray. Au-delà, il semble plonger doucement vers le nord, comme s’il
voulait passer sous le bloc cadomien.
La figure 5 représente une extrait typique du profil dans ses 2/3 sud, profil difficile à
montrer ici dans sa totalité. Il provient de la région de Banthelu, à 4 km au sud-est de Magny-en-
Vexin. On y trouve d’abord en surface, jusqu'à 2 km de profondeur (soit 1 s), les couches
sédimentaires du bassin de Paris, bien individualisées et continues. Elles reposent sur le socle
pétrolier qui, d’après quelques fonds de forage, pourrait par endroits être du Permien ; ensuite et
jusqu’à 20 km, la croûte supérieure dans laquelle sur ce document, on distingue essentiellement
du bruit ; enfin entre 20 et 36 km, soit entre 7 et 12 s, se trouve la croûte inférieure « litée » que
l’on trouvera pratiquement partout.
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Fig. 5. Extrait du profil Nord de la France (ECORS Nord de la France, Ed. Technip 1988). s.TWT=
secondes temps double.
L’étude des premières arrivées réfractées des grands tirs à l’explosif, associée à
l’inventaire des fonds des forages présents sur la ligne sismique, permet de dire qu’il existe un
bassin permien recoupé par le profil entre la faille du Bray et son extrémité sud (voir Fig. 2). Sa
base étant faillée, son épaisseur est variable ; elle paraît être au maximum de 200 ms, soit à la
vitesse de 6000 m/s, de 600 m à Banthelu, et ce jusqu’à 15 km vers le sud, où ce bassin s’amincit
ou disparaît. Il réapparaît à la fin du profil où le forage de Marville a traversé 100 m de Permo-
Trias. Sur une carte des forages pétroliers dans le Bassin Parisien, ceux qui se sont arrêtés
dans le Permien, délimitent un bassin allongé nord-sud, de largeur variable, limité au nord par la
faille du Bray (Pays de Bray-Noailles), où sa largeur serait de 65 km, pour se rétrécir à 30 km au
niveau de Courgent.
Une remarque s’impose à propos de cette sismique profonde au sujet de la faille du Bray.
Dès que les premiers résultats du traitement de la vibrosismique furent disponibles, on put voir
que la croûte inférieure litée, de qualité constante depuis l’extrémité sud du profil, s’arrêtait
brusquement, comme coupée au couteau, à la verticale de la faille du Bray. Au-delà, elle devenait
floue pour réapparaître 5 km plus vers le nord avec un léger pendage nord. Il n’en fallut pas plus
pour dire que cette faille, bien connue en surface, bien visible sur la section avec un rejet de
250 ms/Td, soit 400 m, se prolongeait verticalement à travers les 36 km de croûte, avant, sans
doute, de pénétrer dans le manteau. Or, bien nette à travers le sédimentaire, elle est invisible
dans la croûte supérieure, et réapparaîtrait exactement à la verticale de la faille en surface, pour
interrompre la croûte inférieure litée. Cette première interprétation hâtive, vite répandue, peut
donc être remise en question.
En vibrosismique, le traitement est lourd. Chaque trace sur le papier est la résultante de 80
à 100 traces réparties en surface sur 15 km. Les résultats en profondeur sont bons quand les
terrains sus-jacents sont homogènes, ce qui n’est pas le cas à proximité de la faille du Bray, où,
au désordre dans les couches sédimentaires à faible vitesse, s’ajoutent les 400 m de
surépaisseur du côté nord, qui retardent d’autant le signal émis à cet endroit par rapport à celui
émis du côté sud. C’est avec ce même décalage que ces signaux vont aller se réfléchir sur une
croûte litée continue et donner ainsi l’apparence d’une cassure nette à la verticale de la faille de
surface. Le même phénomène de flou, mais à un degré moindre, se produit aussi sous la zone de
la faille de la Seine. Celle-ci n’est pas aussi nette que celle du Bray. Elle se trouve quelque part
dans un espace bruité d’environ 4 km, qui est accentué par les alluvions de la Seine.
traités, dont chaque trace n’est sommée avec aucune autre. Il confirme la régularité des mises en
phase.
La faille du Bray se perd donc dans la croûte supérieure, et ne traverse pas la croûte
inférieure litée, ni le Moho, contrairement à ce qui a pu être hâtivement pointé.
Ces opérations ont été effectuées au moyen de « tirs en éventail ». Un tel tir consiste à
mettre à feu 800 kg d’explosif, et à récupérer les ondes sismiques sur des stations, espacées de
2 ou 3 km, disposées en arc de cercle dont le rayon est de 100 km. De ce fait, les résultats
obtenus ne concernent que les horizons profonds, en l’occurrence la croûte litée. Le long du
profil vibrosismique, les tirs sont disposés à 50 km à l’ouest de la ligne, et les stations étalées à la
même distance à l’est. Ainsi, les ondes émises se réfléchissent en profondeur en des points peu
différents de ceux de la vibrosismique ou de la sismique verticale à l’explosif.
Au nord du profil, trois tirs espacés de 35 km, ont ainsi été mis à feu pour voir ce qui se
passe dans le bloc du Brabant, sourd en vibrosismique, mais montrant des mises en phase
désordonnées en sismique verticale à l’explosif. On y observe alors l’existence du Moho à 32 km
à la verticale de l’affleurement de la faille du Midi. Il plonge vers le sud pour aller s’imbriquer, à
plus de 45 km de profondeur, sous le Moho qui, en sismique vibratoire, se trouve ici à la
profondeur de 40 km. Il n’y a donc pas de continuité entre le Moho du Brabant et celui du Bassin
de Paris. Ils sont même certainement de nature différente car le contenu fréquentiel de leurs
signaux respectifs est différent (Fig. 6).
Sept autres tirs en éventail ont été mis à feu en prolongation vers le sud-ouest, jusqu’à la
hauteur de La Rochelle, soit sur une distance de 300 km. Un profil de sismique marine prit le relais
pour compléter l’image de la croûte inférieure entre Cambrai et la côte espagnole.
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Fig. 6. Enregistrements de tirs grand angle à l'explosif au nord du profil Nord de la France (ECORS
Nord de la France, Ed. Technip 1988).
En allant vers le sud (Fig. 7), on constate que l’épaisseur de la croûte reste sensiblement
constante. La croûte inférieure, bien représentée, est individualisée entre un Moho bien défini et
des réflecteurs qui se relaient. Ils sont tous alignés dans le même sens, en montée vers le nord,
jusqu’à 160 km au sud de la Seine, ou au Mans. Ces arrivées montantes pourraient être des
racines d’autres chevauchements internes, superposés, analogues à ceux de la nappe de
Dinant, que l’on peut qualifier de nappe du Bray.
Fig. 7. Section de tirs grand angle à l'explosif de Dreux à La Rochelle (ECORS Nord de la France, Ed.
Technip 1988).
Au-delà c’est un peu le chaos sur 100 km, à la traversée du prolongement armoricain. Cette
zone contraste avec ses voisines au nord et au sud, dont elle est séparée par des
décrochements. La croûte inférieure n’y est pas vraiment individualisée. On n’y observe que des
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trains d’ondes de caractères variés, de fréquence un peu plus haute, dans lesquels le Moho ne
peut pas être identifié.
Un profil marin, nord-sud, de l’étude ECORS « Bay of Biscaye » prend le relais à l’île
d’Oléron pour aller jusqu’à la côte espagnole (Fig. 8). Il montre au nord la prolongation des
chevauchements vers le sud observés à terre vers La Rochelle. La croûte litée, avec le Moho à
sa base, s’y trouve entre 25 et 35 km de profondeur. Elle remonte, peut-être à 20 km, sous le
bassin de Parentis, où elle est peu visible. Elle redescend ensuite vers la côte espagnole où elle
retrouve sa profondeur entre 25 et 35 km.
Fig. 8. Profil de sismique marine de La Rochelle à la côte espagnole (ECORS, Bay of Biscaye Survey,
Mémoires de la Société géologique de France, n° 171, 1997).
Ainsi, une coupe complète à travers la chaîne varisque a pu être obtenue grâce à la
combinaison de méthodes d’acquisition sismique complémentaires et à l’excellente coopération,
dans le cadre du programme ECORS, entre des organismes universitaires et industriels.
Le profil Pyrénées
La première réunion de l’équipe de profil ECORS Pyrénées s’était tenue en mars 1984 sous
la direction de Pierre Choukroune et d’Alberto Garrido5. La discussion porta sur l’emplacement du
profil à travers la chaîne. La traversée du côté est à travers une chaîne plus symétrique, d’un
bassin à l’autre, fut préférée à un profil ouest, jugé plus compliqué des points de vue géologiques
et structuraux.
C’est l’existence de deux vallées orientées nord-sud, dans un même axe, celles du Salat en
France et celle du Rio Noguera Pallaresa en Espagne, de part et d’autre du port frontière de
Salau, qui décida du cheminement exact du profil.
En accord avec les Espagnols, ce fut le profil du côté français qui fut effectué le premier,
du sud vers le nord, à l’automne 1985. Le profil du côté espagnol le fut par la CGG, l’année
suivante, à l’automne également, du nord vers le sud. La même mise en œuvre que celle
employée du côté français, avec les mêmes matériels sur le terrain et les mêmes paramètres tant
sur le terrain qu’au traitement, fut utilisée. La SNEA ayant eu en Aquitaine de meilleurs résultats
avec de l’explosif, plutôt qu’avec la vibrosismique, il fut alors décidé d’employer l’explosif partout
où ce serait possible, (20 kg à 25 m de profondeur), y compris du côté espagnol. En France,
dans la haute vallée du Salat, où la route, le chemin et le torrent ne laissaient aucune place pour
effectuer des tirs, des vibrateurs durent être employés.
5
L’équipe était constituée, du côté français, d’universitaires de Rennes, Montpellier, Toulouse, Grenoble,
Strasbourg et Paris, de pétroliers d’ESSO (ESSO s’était associé à ECORS pour ce profil), de la SNEAP et de
l’IFP ; du côté espagnol, d’universitaires de Barcelone, Madrid et Saragosse, puis de membres de l’IGN
(Instituto geografico nacional), de l’IGME (Instituto geologico y Minero de España), et de la société pétrolière
ENIEPSA-REPSOL.
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Fig. 9. Profil Pyrénées : Plan de position (ECORS, Pyrenean deep seismic Surveys 1985-1994,
Mémoires de la Société géologique de France, n° 173, 1998). FNP = Faille nord-pyrénéenne.
Un petit profil de trois km pour se raccorder avec le profil espagnol a été mis en œuvre à
l’explosif le long de la frontière. À cet endroit dépourvu de chemins, la réalisation à dû être
entièrement héliportée (foreuses6, géophones ainsi que le personnel).
6
Les foreuses héliportées : ce sont de petites foreuses à air comprimé qui sont composées de trois éléments, le
bâti avec son derrick, le compresseur et un moteur. Chaque élément pèse au maximum 600 kg et est aisément
transportable par un hélicoptère Lama. Ce type de foreuse peut forer jusqu’à une centaine de mètres. Le
déménagement d’un site de tir au voisin, quelques centaines de mètres plus loin, s’effectue en quatre
rotations, les trois éléments plus un grand bac où se trouvent les tiges, le carburant et des outils divers.
L’explosif et les détonateurs étaient approvisionnés par des rotations spéciales. Le trou étant fini, deux
hommes et l’hélicoptère mettent 20 minutes pour démonter, transporter et remonter la foreuse sur le site
suivant.
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avec l’hélicoptère. Il n’y avait plus d’isards… La suite de l’acquisition, à l’explosif, se déroula
normalement pour se terminer le 9 novembre 1985 dans l’est-sud-est de Toulouse.
Cette petite plaque se trouvait au début de l’ère secondaire (200 Ma) dans le golfe de
Gascogne qui était alors fermé. Lors de l’ouverture de l’Atlantique, au Crétacé inférieur (120 Ma),
la plaque ibérique effectue une rotation senestre, tout en se déplaçant vers le sud-ouest, ouvrant
en même temps le golfe de Gascogne. Elle se déplace ensuite vers l’est-sud-est le long d’une
zone de faiblesse de la croûte qui deviendra l’actuelle FNP. Au cours du Crétacé supérieur, ce
déplacement s’arrête ; commence alors la compression qui s’achèvera il y a 25 Ma, après avoir
donné naissance à une chaîne de collision intraplaque continentale.
Fig. 10. Deux des hypothèses formulées avant la réalisation du profil Pyrénées (P. Choukroune et A.
Garrido, La Recherche, n° 206, janvier 1989).
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Là encore la section sismique n’est pas présentable. Seul son line-drawing effectué sur
des sections à petite échelle est représenté sur la figure 11.
Fig. 11. Profil Pyrénées : pointé. (Mémoires de la Société géologique de France, n° 173, 1998).
De part et d’autre de la zone centrale, les croûtes, sous les vallées de l’Èbre et de la
Garonne, présentent des images sismiques similaires.
Au sud, en surface, en allant vers le nord, on peut voir un sédimentaire qui disparaît sous
les sierras marginales, puis le bassin de Tremp. Il est composé de séries mésozoïques et
tertiaires décollées avec, au-dessous, un ensemble horizontal qui serait autochtone. Ce serait de
l’Éocène ou du Permo-triasique selon l’ampleur du déplacement que l’on attribue au bassin de
Tremp. Viennent ensuite les Nogueras qui s’enracinent au niveau de la zone axiale.
Dans la croûte supérieure, il existe des arrivées pentées nord ou horizontales, qui sont
attribuées à des réflexions hercyniennes. La croûte inférieure litée se trouve entre 10 et 12 s à
l’extrémité du profil. Elle est de plus en plus pentée vers le sud et s’enfonce sous la zone axiale.
décrochante à travers la croûte. Cette faille proche de la direction du profil pourrait être le
prolongement de la faille qui passe bien plus au nord, à Villefranche-de-Rouergue. Elle serait
aussi dans l’axe de la vallée de la Garonne en amont de Toulouse. Ne pouvant connaître la valeur
de l’angle entre le profil et la faille, on ne peut pas dire le sens du décrochement. Seule son
amplitude peut être chiffrée en mesurant la distance entre les points remarquables décrits plus
haut. On trouve ainsi 21 kilomètres. Étant donné qu’à cet endroit, au-dessus de la croûte litée, il y
a peu de mise en phases significatives, cette faille pourrait affecter en partie la croûte
supérieure.
L’épaisseur initiale des croûtes ibérique et européenne est conservée dans les avant-pays.
Cependant, le profil ECORS montre le contraste qui existe entre elles, puisque, même avant les
déformations pyrénéennes, la croûte ibérique était déjà plus épaisse que la croûte européenne,
donc plus profonde ; néanmoins c’est cette dernière qui conserve la croûte inférieure litée la plus
épaisse, 3 s contre 2 s en Ibérie.
Fig. 12. Interprétation schématique après migration (échelle verticale en kilomètres) (La Recherche
n° 206, janvier 1989).
Dans la zone axiale de la chaîne, sous la FNP, exploitée en vibrosismique, on remarque des
interférences entre des arrivées pentées vers le nord et d’autres pentées vers le sud. Elles sont
continues et énergiques. Plus profondément, vers 8 s une suite de réflexions subhorizontales
apparaît. Croûte litée européenne ? Plus profondément encore, vers 18 s on devine la croûte
ibérique qui plonge sous la croûte européenne. Il est difficile de trouver dans ce mélange une
limite entre les deux plaques. La raison en est que tant que les couches géologiques restent
horizontales ou peu pentées, l’image de la section en échelle temps d’enregistrement reste très
acceptable. Par contre dans une zone complexe telle qu’ici, où il existe des terrains très pentés
loin de la verticale de l’émission en surface, ils sont enregistrés comme s’ils se trouvaient à
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l’aplomb du tir. Un traitement spécial, la migration, doit alors être appliqué pour remettre les
couches à leur vraie place. C’est ce qui a été fait et présenté sur la figure 12 où l’échelle est
maintenant kilométrique.
La figure 13 montre la mise en œuvre de cette acquisition. Trois rangées de tirs à l’explosif
(50 à 100 kg), parallèles au profil ont été implantées, dans la mesure du possible, à 10, 20 et
30 km vers l’est, de façon à obtenir, en captant leurs réflexions sur la ligne sismique, trois coupes
parallèles au profil, et éloignées théoriquement de 5, 10 et 15 km de celui-ci. La FNP a donc été
recoupée quatre fois.
Fig. 13. Profil Pyrénées : implantation des tirs complémentaires à cheval sur la faille nord-pyrénéenne
(FNP) (Mémoires de la Société géologique de France, n° 173, 1998).
Après avoir été migrées7, ces coupes, semblables, moins bruitées qu’en vibrosismique,
montrent plus de réflexions avec une géométrie plus précise. Ce qui permet de dire que le
7
C’est-à-dire soumises à un traitement interprétatif (cf. Fig. 12).
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soubassement de la FNP est cylindrique avec un pendage vers le nord-ouest. Un premier groupe
à pendage sud jusque vers 6 s, visible aussi en vibrosismique, pourrait correspondre à des
gneiss précambriens affleurant plus au nord. La FNP est, de ce fait, affectée, et ne pourrait être
verticale que jusqu’à une dizaine de kilomètres. Entre 8 et 10 s (# 30 km) un groupe horizontal
serait le prolongement de la croûte litée européenne. Enfin, à partir de 12 s, trois ensembles bien
différenciés à pendage sud appartiendraient à la croûte inférieure espagnole.
Cela aboutit à une représentation de la FNP (Fig. 14) qui n’est compatible avec aucune des
hypothèses préalablement émises. Il semble donc que la limite verticale entre les plaques ibérique
et européenne ait été poinçonnée, puis ployée quand les deux plaques se sont rapprochées puis,
entrées en collision, induisant ainsi un raccourcissement de la croûte d’une centaine de
kilomètres.
Fig. 14. Coupe à cheval sur la faille nord-pyrénéenne issue des tirs complémentaires (échelle en
kilomètres) (Y. Anguy, B. Damotte, F. Roure. Comptes Rendus de l’Académie des Sciences, Paris,
t. 313 (série II), p. 677-684, 1991). FNP = Faille nord-pyrénéenne ; CFNP = Chevauchement frontal
nord-pyrénéen ; CPI = Croûte litée profonde ibérique ; CPE = Croûte litée profonde européenne.
L’IPGP a par ailleurs effectué une autre opération complémentaire pour chiffrer la
profondeur du Moho espagnol sous la croûte française. Elle a consisté à mettre à feu 1500 kg
d’explosif à 100 km à l’ouest du profil et à réceptionner les ondes 100 km à l’est sur une ligne
nord-sud étalée du nord de Castres à Font-Romeu. La profondeur trouvée est de 58 km.
Il aurait été miraculeux que ce premier profil de sismique industrielle à travers une chaîne de
montagnes ait pu résoudre tous les problèmes liés à sa formation. Mais, là encore, son intérêt a
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également été de faire travailler ensemble, avec profit, une bonne cinquantaine de personnes
émanant de sphères différentes en Espagne et en France.
En octobre 1989, un autre profil sud-nord dans l’avant-pays pyrénéen a été effectué dans
l’ouest de la chaîne, le profil Pyrénées-Arzacq. Il n’a pas été prolongé en Espagne. Il démarre à la
frontière dans les Arbailles, 20 km au sud-ouest de Saint-Jean-Pied-de-Port, passe au col
d’Osquiche, traverse le bassin de Mauléon, contourne Orthez, traverse le bassin d’Arzacq et se
termine sur l’anticlinal d’Audignon, à 20 km au sud de Mont-de-Marsan. Au vu de ses mauvais
résultats, il est évident que le choix initial de faire le profil est en premier a été le bon choix.
Sous la moitié nord, jusqu’au bassin de Mauléon, un épais sédimentaire, bien connu des
pétroliers, a été trop absorbant pour les ondes sismiques, au point de masquer la croûte litée et
de ne laisser apparaître que deux ou trois arrivées d’énergie à 10 s, pouvant être attribuées au
Moho. Sous les Arbailles, au sud, sous quelques alignements incohérents, on devine à la
verticale de la frontière, à 15 s, des mises en phase pentées vers le nord. Elles pourraient être
attribuées à la subduction de la croûte ibérique sous la croûte européenne.
En décembre 1991, l’équipe IPG de Strasbourg est venue sur le bassin de Mauléon
expérimenter une acquisition de sismique profonde en pseudo 3 D, dite 2.5 D, qui a été utilisée
par un étudiant pour effectuer une thèse sur le traitement sismique. Cette 2.5 D était dérivée de la
3 D pétrolière, mais avec des mailles plus grandes réparties sur des surfaces plus étendues, en
rapport avec la profondeur à atteindre (720 traces étalées sur 96 km2). La complexité et
l'épaisseur du sédimentaire associées à une densité encore trop faible de la mise en œuvre ne
permit pas d'atteindre la croûte. Seuls des horizons sédimentaires ont pu être représentés mais
de façon encore trop peu cohérente.
Tirant profit de ce premier test, une deuxième expérience a été tentée en mars 1994. Elle
eut lieu sur le profil Pyrénées Est, au nord du Mas d'Azil, où la sismicité était plus favorable.
Chaque tir était enregistré par 240 traces étalées sur 36 km2. Malgré cette densité plus faible,
deux niveaux de réflexions profondes ont pu être atteints. Étant bien marqués et continus, leurs
pendages « réels » ont pu être obtenus. À 12 s Moho pend vers le sud-ouest, et à 5 et 6 s des
arrivées attribuées à de l'Hercynien pendent vers l'est et le nord-est. Ici également ces données
ont pu être utilisées pour faire une thèse sur le tracé des rayons et la migration en 3 D.
Le profil Alpes
La réalisation d’un profil à travers les Alpes avait été évoquée à la naissance du
programme ECORS. Les scientifiques italiens, qui étaient nécessairement concernés, ont été
contactés en 1984 puis, en janvier 1985, une convention était signée avec le CNR, qui deviendra
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l’un des composants du programme italien CROP (Convention Coordination Committee) avec AGIP
et ENEL (National Electricity Board).
Comme pour les Pyrénées, une équipe de profil fut constituée en 1985, dirigée du côté
français par Adolphe Nicolas (université de Montpellier) et Alfred Hirn (IPGP) et, du côté italien,
par Rinaldo Nicolich (université de Trieste) et Riccardo Polino (CNR-Torino). Un comité de
coordination de six personnes, dont Christian Bois (IFP) et Carlo Morelli (Université de Trieste), fut
également constitué.
C’est un profil au nord, orienté NW-SE, par Belledonne et le massif du Mont-Blanc qui a été
choisi plutôt qu’un profil plus au sud, car il coupe perpendiculairement la zone de collision d’où
sont sorties les Alpes. Comme il fallait concilier à la fois la géologie et la faisabilité, c’est-à-dire
respecter au mieux l’orientation prévue et la possibilité de passer avec des vibrateurs ou de faire
des tirs, c’est un itinéraire passant au nord du col de l’Iseran qui fut choisi. En Italie, le val d’Orco
allait dans la bonne direction presque jusqu’à la crête frontière à 3000 m. Du côté français, on
retrouvait la route de l’Iseran à 6 km à l’est de Val-d’Isère. Entre les deux, un espace protégé de
7 km était occupé par le Parc national de la Vanoise, où l’Isère prend sa source au pied de
glaciers. Au-delà, dans la bonne direction, le profil passe par Bourg-Saint-Maurice, le col des
Aravis, le plateau des Glières, évite Oyonnax par le sud, traverse la Bresse en ligne droite et
franchit la Saône au sud de Tournus pour se terminer à 3 km de l’autre côté.
De fait, ce long profil de 357 km est constitué de quatre profils, de longueurs inégales,
réalisés en 1986 et 1987 (Fig. 15).
Le 25 août 1986, les premières vibrations du premier tronçon ont été faites, de nuit, à l’est
de Val-d’Isère pour se poursuivre ainsi jusqu’à l’entrée de Bourg-Saint-Maurice, cela à cause des
traversées inévitables de Val-d’Isère, de Tignes le long du barrage et de Sainte-Foy-Tarentaise,
et aussi à cause de l’étroitesse, à l’époque, de la route dans la vallée très resserrée de l’Isère. Ce
premier tronçon s’arrêta au plateau des Glières, après 101,5 km. En effet, le flanc est du plateau
n’était pas franchissable pour les vibrateurs. Après un détour pour monter sur le plateau, les
vibrations reprirent le 29 octobre 1986, jusqu’à la rive nord du Rhône, franchi à son entrée en
France, après 49 km. Cette deuxième partie fut réalisée avec la participation d’EURAFREP.
Du côté italien, CROP, avec Prakla, réalisa son profil avec les mêmes matériels et les
mêmes paramètres que ceux de la CGG, du 30 octobre 1986 au 11 décembre 1986. Le profil part
du lac Serru, au pied de la frontière, pour aller, via le val d’Orco jusqu’à 40 km au nord-est de
Turin, non loin du Pô.
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Fig. 15. Profil Alpes : Plan de position (ECORS-CROP, Alpine seismic traverse, Mémoires de la
Société géologique de France, n° 170, 1996).
L’année suivante, du 5 au 11 octobre 1987, un profil de liaison était effectué par une équipe
franco-italienne, de part et d’autre de la crête frontière, recouverte de neige et de glaciers entre
2000 et 3000 m d’altitude. Cette opération spéciale fut entièrement héliportée. Tous les tirs, ainsi
que ceux qui ont été faits en grand angle en supplément du côté italien et du côté français, ont
été mis à feu et enregistrés simultanément, à la milliseconde près, par les deux camions
laboratoires, distants de 8 km à vol d’oiseau. Cette prouesse technique a été rendue possible
grâce à un relais déposé en hélicoptère à 2990 m, en un point d’où les deux laboratoires étaient
« en vue ».
Cette opération hors du commun, n’a été rendue possible qu’après avoir présenté le projet
à une réunion du conseil du Parc national de la Vanoise. L’accord a été obtenu, à condition d’aller
voir et repérer, avec un guide, en deux jours, toutes les zones où la flore était protégée, puis
éventuellement, d’héliporter au refuge du Prariond du matériel un peu lourd et du ravitaillement qui
normalement auraient été amenés à dos d’homme. Nous avons ainsi pu étaler des géophones
jusqu’au pied du glacier.
Le traitement des enregistrements effectué par la CGG a été remarquable, car la ligne était
loin d’être droite, et les tirs qui, habituellement, doivent être disposés à intervalles réguliers sur la
ligne, ont été implantés en ordre dispersé parce que le forage ne pouvait pas se faire dans des
éboulis ou à travers des venues d’eau.
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Le dernier tronçon du profil Alpes a été réalisé du 6 octobre 1987 au 5 novembre 1987,
depuis la rive droite du Rhône, près de la frontière suisse, à travers le Jura et la Bresse, pour
s’arrêter au delà de la Saône, après 117 km. Dans le Jura, l’explosif fut employé, mais par
manque de cluses pour passer d’un val à l’autre, on dut au début faire appel à l’hélicoptère.
Après Coligny, la Bresse fut traversée en vibrosismique au grand mécontentement
d’antinucléaires, qui avaient réussi peu avant à chasser une équipe de la CGG venue prospecter,
avec le même matériel, pour l’enfouissement des déchets radioactifs. Après qu’ils eurent
manifesté à la préfecture, puis furent venus nous intimider sur le terrain, nous leur avons fait des
conférences pour leur expliquer que notre objectif se situait à plus de 30 km et que nos données
ne permettaient pas de définir un site dans les 100 m de profondeur. Bien que peu convaincus, ils
nous laissèrent à peu près travailler sans nous démonter le dispositif pendant la nuit, comme
d’autres l’avaient fait ailleurs. Le 5 novembre 1987, la dernière vibration était faite à l’orée du
Massif Central.
La figure 16 représente le pointé de la totalité du profil. En montrant une croûte litée qui
plonge doucement sous une zone pleine d’arrivées énergiques en tous sens, et des amorces de
chevauchements, il évoque le même scénario que dans les Pyrénées, à savoir une collision
continent-continent. Ici, la plaque apulienne contre la plaque européenne.
À partir de l’ouest, la croûte inférieure est visible sous le Massif Central entre 7 et 9 s, puis
après un manque de visibilité sous la Bresse, se retrouve entre 8 et 10 s sous le bord occidental
du Jura. Ensuite elle pend doucement vers la zone de collision. Elle amorce un début de plongeon
sous Belledonne, et cesse d’être visible à la verticale de l’affleurement d’une réflexion très pentée
vers l’est, qui n’est autre que le front pennique. (Ce dernier est bien visible dans la nature, non
loin du Cormet de Roselend sur la route de Bourg-Saint-Maurice à Beaufort).
Fig. 16. Profil Alpes : pointé (Mémoires de la Société géologique de France, n° 170, 1996). En haut,
nord-ouest du profil jusqu’au Cormet de Roselend. En bas, sud-est du profil avec un recouvrement du
Crêt d’Eau au Cormet de Roselend.
Au col des Aravis, une réflexion pentée vers le nord-ouest descend sous les nappes
subalpines. C’est la base du chevauchement sur lequel la couverture sédimentaire de Belledonne
a glissé vers l’ouest, en formant les bassins molassiques entre la zone subalpine et le Jura. Dans
cette zone molassique, les fortes réflexions sous-jacentes sont mésozoïques. Elles subissent les
contre-coups de la compression alpine, qui font apparaître le mont Salève, puis, avec de moins
en moins de pression, les chaînons jurassiques successifs du Jura. Au-delà d’Oyonnax, le
Jurassique s’amincit et ne marque plus en sismique. Ce qui ne l’empêche pas de venir
chevaucher la bordure orientale du fossé Bressan, comme l’a montré le forage de Poisoux où le
Tertiaire de Bresse a été retrouvé sous le Jurassique.
Avant d’arriver au Massif Central, l’image du graben de la Bresse donne l’apparence d’un
bassin subsident, dont la série sédimentaire va du Permo-Trias au Pliocène et renferme deux
épisodes salifères, triasique et oligocène, transparents en sismique. Il présente un horst du
socle, le horst de Cormoz, qui provoque un bombement en son centre. Sur son flanc droit, des
failles d’effondrement successives sont bien visibles. Le line-drawing de la Bresse confirme que
ce fossé est dissymétrique, bordé à l’est par une grande faille normale et remontant régulièrement
à l’ouest vers le Massif Central. C’est donc un demi-graben.
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Au-dessus de la croûte litée et dans le manteau supérieur, des arrivées à pendage est
sont visibles. Il ne peut s’agir que d’événements compressifs, qu’il est difficile d’attribuer à la
phase hercynienne ou à la phase alpine.
Des tirs à l’explosif ont accompagné la vibrosismique du Cormet de Roselend à Val d’Isère,
en même temps que d’autres étaient faits par l’IPGP en grand angle. L’ensemble de ces tirs montre
que la croûte s’enfonce profondément jusqu’à 60 km sous l’axe de la chaîne. Cela confirme des
résultats obtenus en réfraction et grand angle par l’IPGP, bien avant la naissance d’ECORS.
Cette sismique grand angle a permis d’étudier la répartition des vitesses dans les couches
profondes ; elles évoluent de 4000 à 7800 m/s. Cette dernière vitesse est caractéristique de
roches mantelliques. Elle a été trouvée sous la Vanoise, encadrée par des vitesses à 6000 m/s
qui sont celles de la croûte inférieure litée, ce qui confirme l’hypothèse de la superposition de
deux croûtes. Elle a encore été trouvée dans la zone de Sesia et d’Ivrea, bien connue pour son
anomalie gravimétrique maximale, due à un corps à forte densité peu profond.
Des relevés gravimétriques supplémentaires ont été faits dans la zone du profil. Ils
montrent de fortes densités sur Sesia et Ivrea, ce qui était connu, mais aussi une alternance de
densités fortes et moins fortes dans la zone axiale. De plus, des relevés aéromagnétiques ont
été réalisés en volant à 4000 m au-dessus du profil : leurs résultats confortent ceux de la
gravimétrie, et ils sont tout à fait compatibles avec ceux de la sismique (Fig. 17).
L’extrémité du profil du côté italien montre, au delà d’une zone transparente faite de roches
métamorphiques, puis mantelliques, les couches sédimentaires biseautées à pendage est
représentant la bordure occidentale du bassin du Pô.
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Fig. 17. Profil Alpes : coupe magnétotellurique (Mémoires de la Société géologique de France,
n° 170, 1996).
Fig. 18. Interprétation structurale de la zone axiale des Alpes (Mémoires de la Société géologique de
France, n° 170, 1996).
Ce fossé est la partie la plus marquée d’un système de rift qui va de la Méditerranée à la
mer du Nord. Il s’étend entre Bâle et Francfort sur 300 km de longueur et 30 à 40 km de large.
Reposant sur un socle cristallin hercynien, une phase de distension au Permien se traduit
par une série de failles (Lalaye-Lubine-Baden-Baden) et de blocs basculés. Il y a érosion avant la
transgression téthysienne au Trias, qui se continue au Jurassique. Il y a exondation au Crétacé,
donc pas de dépôt. À la fin de l’Éocène, une compression nord-sud d’origine pyrénéenne
provoque de grandes fracturations subméridiennes. À l’Oligocène, enfin, une distension
provoque la subsidence du fossé. C’est la période de rifting proprement dite, au cours de laquelle
le graben du Rhin s’individualise.
Dès le début du programme ECORS, des contacts avaient été pris avec les Allemands de
DEKORP qui étaient les pionniers en sismique industrielle profonde en Europe. Deux profils à
travers le graben du Rhin ont alors été envisagés. Au préalable, il fallait s’assurer que la croûte
litée serait visible dans le fossé en vibrosismique. On savait que cette technique donnait de très
bons résultats dans le sédimentaire pétrolier, mais on se doutait qu’en raison de la présence de
sel en Alsace, la sismique verticale serait aveugle.
C’est pourquoi il fut décidé de faire une première opération test en commun. En septembre
1984, on procéda à un premier essai de vibrosismique en grand angle à travers le fossé. La
distance entre la source et les récepteurs était de 80 km, entre le col du Hantz dans les Vosges
et Hasslach en Forêt Noire. Le sens inverse a été fait en novembre 1984 dans les mêmes
conditions. Deux laboratoires enregistraient les données en simultanéité à la précision de la
milliseconde, par l’intermédiaire d’un relais installé au Champ du Feu. C’est ce même type de
liaison qui sera utilisé en Vanoise entre la France et l’Italie. Les résultats montrèrent qu’avec cette
mise en œuvre, la croûte inférieure était visible dans le graben.
À la fin de 1987, une équipe de profil était constituée, dirigée par Jean-Pierre Brun
(université de Rennes) et Friedeman Wenzel (université de Karlsruhe). Il y fut décidé de faire
deux profils à travers le fossé en octobre 1988, l’un au nord, de 92 km, près de Worms, l’autre,
environ 200 km plus au sud, de 139 km, en prolongation du profil KTB 84-3. Partant de Hasslach, il
franchit le Rhin après 30 km, alla vers Obernai, passa au nord-est du Donon, puis se poursuivit
en direction du nord-ouest, pour se terminer au sud de Morhange (Fig. 19).
Ces profils ont été exécutés en vibrosismique, avec toujours le même dispositif d’écoute.
Dans le profil sud, la vibrosismique a été doublée avec de l’explosif sur toute la largeur du
graben, suite à l’expérience acquise en 1983-1984, dans le Nord de la France et aux tests
réalisés au même endroit en 1984.
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Fig. 19. Fossé Rhénan : plan de position (J.-P. Brun et al., Geology, vol. 19, 1991).
Le pointé du profil sud (Fig. 20) montre d’est en ouest une croûte inférieure épaisse de 3 s
avec le Moho à 8,2 s, qui plonge légèrement vers l’ouest et disparaît presque complètement dans
le graben, comme cela avait été prévu. Il se retrouve à la même profondeur sous les Vosges où
le Moho est particulièrement bien visible, jusqu’à devenir moins net dès qu’en surface
apparaissent les premiers sédiments du Bassin de Paris, Carbonifère supérieur, Permien et
Mésozoïque.
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Fig. 20. Fossé Rhénan : profil Sud ECORS : pointé de la vibrosismique (J.P. Brun et al., Geology,
vol. 19, 1991).
Quand on superpose les arrivées profondes obtenues par explosif (Fig. 21), la croûte
devient homogène et continue dans le graben (Fig. 22). Sa base s’approfondit légèrement sous
son flanc est pour reprendre très vite la profondeur de 8 s sous l’autre côté.
Fig. 21. Fossé Rhénan : profil sud : pointé des tirs à l'explosif sous le fossé (J.-P. Brun et al.,
Geology, vol. 19, 1991) .
Ce profil montre encore que ce graben est limité à l’ouest par une faille d’abord verticale
devenant listrique dans la croûte supérieure, accompagnée de failles moins importantes dans le
sédimentaire. Vers l’est, on peut voir un anticlinal sous le Rhin, et au-delà, aucune limite nette du
fossé.
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Fig. 22. Fossé Rhénan, profil sud : pointé composé de la vibrosismique et des tirs à l’explosif (Fig. 20
+ 21), montrant la complémentarité des deux méthodes.
Le profil nord, montre une structure identique, mais inversée, à savoir un demi-graben limité
par une faille du côté est.
Fig. 23. Interprétation des profils sismiques à travers le graben : Sud ECORS – Nord DEKORP (C.
Brunet, interprétation d’après documents ECORS).
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La figure 23 représente ces deux sections où une interprétation s’appuie sur le pointé
sismique. Elle montre l’identité de ces deux coupes, inversées en orientation, où les failles dans la
croûte supérieure sont en liaison avec la zone de cisaillement, provoquant un amincissement de
la croûte inférieure sous le centre du graben. L’épaisseur et la profondeur de la croûte litée au
sud est peu différente entre les deux côtés, par contre, au nord, la croûte litée du côté ouest
apparaît plus épaisse et plus profonde qu’à l’est. La zone de cisaillement de Lalaye-Lubine
Baden-Baden a sans doute joué un rôle important dans cette inversion.
Conclusions
Les profils qui ont été présentés ci-dessus constituent l’essentiel des activités terrestres
du programme ECORS. Avec le profil Arzacq et quelques expériences méthodologiques (essais
de vibrosismique à longue distance, pseudo 3D), c’est un total de 1170 km d’acquisition terrestre
qui a été réalisé.
Dans le même temps, ECORS effectuait 3300 km de profils en mer (SWAT et WAM dans la
Manche et la mer Celtique en juin 1983 et juin 1985, en octobre 1984 un profil nord-sud dans le
Golfe de Gascogne) et en octobre 1988, trois petits profils dans le golfe du Lion.
Tous ces profils, terrestres et marins, ont montré partout la croûte dans toute son
épaisseur jusqu’au Moho, sauf dans la région d’Arzacq, dans l’ouest des Pyrénées, où son image
est moins nette. En dehors des zones proches des chaînes de montagnes, comme les Alpes et
les Pyrénées, où la croûte s'approfondit, se casse ou se redouble jusqu'à atteindre plus de
50 km, son épaisseur moyenne se situe entre 30 et 35 kilomètres. On distingue une croûte
supérieure homogène peu marquée par des réflexions, et une croûte inférieure riche en
alignements subhorizontaux, la croûte litée, avec, à sa base, le Moho. Le manteau supérieur
sous-jacent apparaît comme compact, aucune mise en phase n’y étant visible.
Si les sections sismiques à travers les Alpes et les Pyrénées n'ont pas donné une image
structurale nette, comme il était illusoire de l'espérer dans des zones de collision entre deux
plaques, les coupes obtenues montrent cependant la plongée de la croûte inférieure européenne
sous les Alpes et sa fracturation à l'approche des Pyrénées, alors que la croûte ibérique
s'enfonce sous la chaîne. Ce sont des méthodologies sismiques inhabituelles, suivies de
traitements spécialement adaptés qui ont permis d’établir, dans les zones axiales, à partir de la
synthèse de toutes les données recueillies, les images structurales présentées ici. Ces images
ne prétendent pas être définitives, mais elles vont limiter le nombre de modèles d'interprétation
structurale à ceux qui sont compatibles avec les données recueillies.
ECORS a eu aussi pour mérite de faire travailler ensemble des scientifiques européens. En
effet, comme les entités géologiques ne correspondent pas forcément aux frontières politiques,
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Références
BOIS C., GARIEL O. (Ed.) (1997). ECORS - Bay of Biscaye Survey. Mémoires de la Société
géologique de France, n° 171, 208 p., 8 pl.
BOIS C., GARIEL O., SIBUET J.C. (Ed.) (1991). ECORS Mer Celtique-Manche, profils SWAT et WAM.
Mémoires de la Société géologique de France, n° 159, vol. I, texte, 217 p. Vol. II, 22 pl.
CAZES M., TOREILLES G. (Ed.) (1988). ECORS - Profil nord de la France. Vol. I, texte, 260 p., vol. II
,15 planches. Éditions TECHNIP, Paris.
DAMOTTE B. (Ed.) (1998). The ECORS Pyrenean deep seismic surveys 1985-1994. Mémoires de la
Société géologique de France, n° 173, 104 p., 8 pl.
ROURE F., BERGERAT F., DAMOTTE B., MUGNIER J.L., POLINI R. (Ed.) (1996). The ECORS-CROP
Alpine seismic traverse. Mémoires de la Société géologique de France, n° 170, 113 p, 8 pl.
ROURE F., HEITZMANN P., POLINO R. (Ed.) (1990). Deep structure of the Alps, Mémoires de la
Société géologique de France, n° 156, 367 p., 1 pl. ; SGS mémoire n° 1 ; SGI memorie n° 1
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Durant les onze années que perdura l'association entre les universitaires et les pétroliers,
c'est-à-dire de 1983 à 1994, ont été effectués :
- plus de 1300 km de profils à terre, dont 1173 en sismique industrielle (Nord et Ouest de
la France, Pyrénées, Alpes et fossé Rhénan) ;
- 3300 km de sismique marine (Manche, Atlantique et golfe du Lion)
- quatre acquisitions de type méthodologique.
Juin 1983 - Profils SWAT – 1800 km de profils marins en Manche occidentale et en mer Celtique
réalisés à parts égales par BIRPS et ECORS.
Responsable de l'équipe de profil : Lucien Montadert (IFP).
Objectif : Étude de la structure hercynienne.
Septembre-octobre 1984 – Profils Gascogne – Profil marin nord-sud de 300 km, de l'île
d'Oléron à la côte basque espagnole, complété par six petits profils transversaux dans les
eaux françaises et espagnoles.
Association avec la société espagnole de recherche pétrolière ENIEPSA.
Responsable de l'équipe de profil : Lucien Montadert (IFP).
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Juin 1985 - Profil WAM – Profil est-ouest de 645 km en mer Celtique, réalisé en complément des
profils SWAT, conjointement par BIRPS et ECORS.
Objectif : Étude du passage de la croûte continentale à la croûte océanique sur la marge
de la mer Celtique.
Juin 1985 – Profil de Dreux à La Rochelle en sismique grand angle à l'explosif. 300 km, réalisé
par l'Institut de Physique du Globe de Paris (IPGP).
Responsable des opérations : Alfred Hirn (IPGP). Objectif : Relier l'extrémité sud du profil
Nord de la France à l'extrémité nord du profil marin Gascogne à l'aide d'une sismique moins
dense. Obtenir ainsi, au niveau de la croûte inférieure, une coupe continue à travers la
chaîne hercynienne depuis le Nord de la France jusqu'à la péninsule ibérique.
Automne 1986 – Profil Alpes – Première partie du profil transalpin long de 360 km allant de la
plaine du Pô jusqu'au Massif Central. La partie française, en vibrosismique, débute à 6 km à
l'est de Val-d'Isère et s'arrête au pied du Jura après 151 km, via le col des Aravis et le
plateau des Glières.
Association avec BP et EURAFREP, et collaboration avec le groupe italien CROP qui réalisa
les 100 km de profil en Italie, dans le même axe que le profil français, à partir du lac Serru
jusqu'à 40 km au nord-est de Turin.
Responsables de l'équipe de profil : Alfred Hirn (IPGP) et Adolphe Nicolas (université de
Montpellier).
Objectifs : Préciser la géométrie et l'enracinement en profondeur des grands accidents
chevauchants connus en surface – Voir comment s'organise la croûte sous la zone interne
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Septembre 1987 – Profil Vanoise – Court profil de liaison dans le profil Alpes entre les profils
français et italien, par-dessus la crête frontière, à 3000 m d'altitude. 22 km de profil ont été
réalisés entre l'est de Val-d'Isère et le lac Serru, à travers le Parc national de la Vanoise.
N'étant accessible que par un sentier, personnel, matériel et foreuses ont dû être
héliportés. Si les géophones ont pu être plantés régulièrement et sensiblement en ligne
droite jusqu'au pied du glacier, il n'en fut pas de même pour les points de tir de 30 kg
d'explosif, qui furent disposés irrégulièrement, seulement là où le forage pouvait être fait
dans des roches en place.
Responsable des opérations : Bernard Damotte (IFP).
Octobre 1987 – Profil Jura-Bresse – 118 km de profil en prolongation du profil Alpes à travers
le sud du Jura (Oyonnax), la Bresse et jusqu'au pied du Massif Central à l'ouest de
Tournus. Dans la partie haute du Jura, l'explosif avec héliportage a dû être utilisé et au-
delà, cinq vibrateurs sont entrés en action.
Responsables de l'équipe de profil : Alfred Hirn (IPGP) et Adolphe Nicolas (université de
Montpellier).
Objectifs : Étude de la liaison entre les plissements du Jura et le substratum – Étude du
fossé Bressan et de ses bordures ainsi que du comportement de la croûte profonde sous-
jacente.
Octobre 1988 – Profil fossé Rhénan – 140 km de profil en vibrosismique débutant dans la
Forêt Noire, puis traversant la vallée du Rhin, l'Alsace (Obernai) et les Vosges (Donon).
Quelques tirs puissants ont été effectués dans les Vosges, enregistrés en Forêt Noire et
vice-versa, dans le but de voir la croûte en passant sous les couches sédimentaires du
fossé.
Association avec le groupe allemand DEKORP qui, plus au nord, à hauteur de Worms,
réalisa un second profil à travers le Fossé.
Responsables de l'équipe de profil : Jean-Pierre Brun (université de Rennes), Jean-Michel
Marthelot (IPG-Strasbourg) et Friedeman Wenzel (Université de Karlsruhe).
Objectifs : géométrie et extension en profondeur des failles bordant le fossé – Étude de la
structure de la croûte inférieure en relation avec l'étude des séismes, dont les foyers sont
répartis différemment entre les Vosges et la Forêt Noire.
Octobre 1988 – Profils Golfe du Lion - 570 km de sismique marine en trois profils, complétés
par 200 km dans les eaux italiennes, pour constituer un profil continu entre Sète et le nord-
ouest de la Sardaigne.
Association avec le groupe italien CROP
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