# ORIGINE DES DEFORMATIONS HYDROPLASTIQUES DANS LES DEPOTS DU PLEISTOCENE SUPERIEUR DE LA CONFLUENCE DE L'AUBE ET DE LA SEINE (BASSIN DE PARIS, FRANCE)

Pierre Benoit

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Pierre Benoit. ORIGINE DES DEFORMATIONS HYDROPLASTIQUES DANS LES DEPOTS DU PLEISTOCENE SUPERIEUR DE LA CONFLUENCE DE L'AUBE ET DE LA SEINE (BASSIN DE PARIS, FRANCE). 2024. hal-04527490

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ORIGINE DES DEFORMATIONS HYDROPLASTIQUES DANS LES DEPOTS DU
PLEISTOCENE SUPERIEUR DE LA CONFLUENCE DE L'AUBE ET DE LA SEINE
(BASSIN DE PARIS, FRANCE)

ORIGIN OF HYDROPLASTIC DEFORMATIONS IN THE UPPER PLEISTOCENE
DEPOSITS AT THE CONFLUENCE OF THE AUBE AND SEINE RIVERS (PARIS
BASIN, FRANCE)

Pierre Benoit

9, rue François Gentil 10000 Troyes. Courriel : expertise.benoit@icloud.com

RESUME

La plaine alluviale actuelle de la Seine, entre Troyes et Nogent sur Seine correspond au remplissage d'une vallée incisée dans les terrains du Crétacé supérieur. Les dépôts Quaternaires comportent des galets et sables jurassiques surmontés de limons épisodiques vers le sommet, voire des paléo chenaux à remplissage de tourbe Holocène. Seuls les deux derniers m, hors nappe alluviale, sont accessibles à l'observation. Lors de l'épisode glaciaire du Weichiselien, le front de l'avancée glaciaire s'arrêtait au nord de Londres, excluant toute déformation par surcharge glaciaire.

La zone de confluence de l'Aube et de la Seine, à 15km à l'Est de Nogent montre en carrière de nombreuses déformations dans la terrasse weichselienne. Ces déformations correspondent à des éjections de sables ou de fluides, voire à des liquéfactions et des éjections massives de boue de craie. S'y ajoutent de nombreuses failles. Ces dépôts reposent ponctuellement sur des craies campaniennes à vitesse sonique élevée.

Les photographies aériennes et satellitaires présentent localement de nombreuses structures
circulaires, assimilées dans la littérature scientifique à du thermokarst périglaciaire. Ces
ORIGINE DES DEFORMATIONS HYDROPLASTIQUES DANS LES DEPOTS DU
PLEISTOCENE SUPERIEUR DE LA CONFLUENCE DE L'AUBE ET DE LA SEINE
(BASSIN DE PARIS, FRANCE)

ORIGIN OF HYDROPLASTIC DEFORMATIONS IN THE UPPER PLEISTOCENE
DEPOSITS AT THE CONFLUENCE OF THE AUBE AND SEINE RIVERS (PARIS
BASIN, FRANCE)

Pierre Benoit

9, rue François Gentil 10000 Troyes. Courriel : expertise.benoit@icloud.com

RESUME

La plaine alluviale actuelle de la Seine, entre Troyes et Nogent sur Seine correspond au remplissage d'une vallée incisée dans les terrains du Crétacé supérieur. Les dépôts Quaternaires comportent des galets et sables jurassiques surmontés de limons épisodiques vers le sommet, voire des paléo chenaux à remplissage de tourbe Holocène. Seuls les deux derniers m, hors nappe alluviale, sont accessibles à l'observation. Lors de l'épisode glaciaire du Weichiselien, le front de l'avancée glaciaire s'arrêtait au nord de Londres, excluant toute déformation par surcharge glaciaire.

La zone de confluence de l'Aube et de la Seine, à 15km à l'Est de Nogent montre en carrière de nombreuses déformations dans la terrasse weichselienne. Ces déformations correspondent à des éjections de sables ou de fluides, voire à des liquéfactions et des éjections massives de boue de craie. S'y ajoutent de nombreuses failles. Ces dépôts reposent ponctuellement sur des craies campaniennes à vitesse sonique élevée.

Les photographies aériennes et satellitaires présentent localement de nombreuses structures
circulaires, assimilées dans la littérature scientifique à du thermokarst périglaciaire. Ces
structures se concentrent au croisement du réseau de failles de Saint Martin de Bossenay et de Vittel, repérables jusqu'au toit de la craie par les sondages soniques et la sismique pétrolière.

La question est de savoir si les déformations souples et cassantes affectant le remplissage alluvial sont périglaciaires ou cosismiques, voire les deux.

De nombreux indices laissent supposer une origine partiellement sismique pour ces déformations. Il faut mentionner ainsi la présence d'accidents géologiques majeurs à leur voisinage, la diminution des déformations en s'éloignant de ces accidents, la similitude des désordres avec ceux induits par des séismes, puis leur polyphasage. S'y ajoutent des déformations holocènes ou non, à caractère explosif.

MOTS CLE :

Séismites, bassin de Paris, failles de Vittel et Saint Martin de Bossenay

## SUMMARY

The current alluvial plain of the Seine, between Troyes and Nogent sur Seine, corresponds to the filling of a valley incised into the Upper Cretaceous. The Quaternary deposits consist of Jurassic pebbles and sands topped by episodic silts towards the top, and even palaeochannels filled with Holocene peat. Only the last two metres, outside the alluvial water table, are accessible for observation. During the Weichselian glacial episode, the front of the glacial advance stopped north of London, ruling out any deformation due to glacial overload.

The confluence zone of the Aube and the Seine, 15km east of Nogent, shows numerous deformations in the Weichselian terrace. These deformations correspond to ejections of sand or fluids, or even liquefactions and massive ejections of chalk mud. There are also numerous faults. Some of these deposits are underlain by Campanian chalk with a high sonic velocity. Aerial and satellite photographs show numerous local circular structures, which are
structures se concentrent au croisement du réseau de failles de Saint Martin de Bossenay et de Vittel, repérables jusqu'au toit de la craie par les sondages soniques et la sismique pétrolière.

La question est de savoir si les déformations souples et cassantes affectant le remplissage alluvial sont périglaciaires ou cosismiques, voire les deux.

De nombreux indices laissent supposer une origine partiellement sismique pour ces déformations. Il faut mentionner ainsi la présence d'accidents géologiques majeurs à leur voisinage, la diminution des déformations en s'éloignant de ces accidents, la similitude des désordres avec ceux induits par des séismes, puis leur polyphasage. S'y ajoutent des déformations holocènes ou non, à caractère explosif.

MOTS CLE :

Séismites, bassin de Paris, failles de Vittel et Saint Martin de Bossenay

## SUMMARY

The current alluvial plain of the Seine, between Troyes and Nogent sur Seine, corresponds to the filling of a valley incised into the Upper Cretaceous. The Quaternary deposits consist of Jurassic pebbles and sands topped by episodic silts towards the top, and even palaeochannels filled with Holocene peat. Only the last two metres, outside the alluvial water table, are accessible for observation. During the Weichselian glacial episode, the front of the glacial advance stopped north of London, ruling out any deformation due to glacial overload.

The confluence zone of the Aube and the Seine, 15km east of Nogent, shows numerous deformations in the Weichselian terrace. These deformations correspond to ejections of sand or fluids, or even liquefactions and massive ejections of chalk mud. There are also numerous faults. Some of these deposits are underlain by Campanian chalk with a high sonic velocity. Aerial and satellite photographs show numerous local circular structures, which are
assimilated in the scientific literature to periglacial thermokarst. These structures are concentrated at the intersection of the Saint Martin de Bossenay and Vittel fault network, which can be traced right down to the chalk roof by sonic soundings and oil seismic. The question is whether the flexible, brittle deformations and circular structures affecting the alluvial fill are periglacial or coseismic, or both. Numerous clues suggest that these deformations and structures are partly of seismic origin. These include the presence of major geological faults in their vicinity, the decrease in deformation away from these faults, the similarity of the disorders to those caused by earthquakes, and their multiphase nature. Added to this are deformations, Holocene or otherwise, of an explosive nature.

KEY WORDS: Seismites, Paris Basin, Vittel and Saint Martin de Bossenay faults

# 1 – INTRODUCTION

La Seine depuis Troyes coule vers le nord-ouest, dans sa traversée de la Champagne crayeuse. Son orientation varie brutalement entre Méry et Romilly, passant de N 330° à N 270°, jusqu'à sa confluence avec l'Aube.
assimilated in the scientific literature to periglacial thermokarst. These structures are concentrated at the intersection of the Saint Martin de Bossenay and Vittel fault network, which can be traced right down to the chalk roof by sonic soundings and oil seismic. The question is whether the flexible, brittle deformations and circular structures affecting the alluvial fill are periglacial or coseismic, or both. Numerous clues suggest that these deformations and structures are partly of seismic origin. These include the presence of major geological faults in their vicinity, the decrease in deformation away from these faults, the similarity of the disorders to those caused by earthquakes, and their multiphase nature. Added to this are deformations, Holocene or otherwise, of an explosive nature.

KEY WORDS: Seismites, Paris Basin, Vittel and Saint Martin de Bossenay faults

# 1 – INTRODUCTION

La Seine depuis Troyes coule vers le nord-ouest, dans sa traversée de la Champagne crayeuse. Son orientation varie brutalement entre Méry et Romilly, passant de N 330° à N 270°, jusqu'à sa confluence avec l'Aube.
Après quoi, elle s'oriente vers le SO, longeant la cuesta cénozoïque jusqu'à Montereau.

<figure><img src="image_1.png" /></figure>

M: Montereau, N: Nogent sur Seine, R: Romilly sur Seine, S: Sézanne, T: Troyes

C: Châtres, G: Gougançon, L: Longueville sur Aube

: séismites yprésiennes

: dépressions circulaires, thermokarst supposé

: craie dolomitique indurée

: failles quaternaires

D'après BSS, Coulon, Géoportail, Google earth IFP EN, Van Vliet- Lanoë et al., 2016

<caption>**Fig. 1, Carte géologique simplifiée**</caption>

La carte présente également les accidents géologiques majeurs, au toit du Trias, et la zone d'étude. Sont portés également les failles quaternaires et les craies dolomisées (vitesse sonique>2700m/s) du Campanien.

<caption>**Fig.1, Simplified geological map**</caption>

The map also shows the major geological faults at the top of the Triassic and the study area.

Quaternary faults and dolomitised chalk (sonic velocity>2700m/s) from the Campanian are also shown.

Dans la zone d'étude, le lit majeur de la Seine est creusé dans des craies du Campanien supérieur. Son remplissage alluvial, de puissance variable, peut atteindre 8m. Il se compose de graviers et sables jurassiques datés du Weischelien (Deleplancke, 2016). Le sommet
Après quoi, elle s'oriente vers le SO, longeant la cuesta cénozoïque jusqu'à Montereau.

<figure><img src="image_2.png" /></figure>

M: Montereau, N: Nogent sur Seine, R: Romilly sur Seine, S: Sézanne, T: Troyes

C: Châtres, G: Gougançon, L: Longueville sur Aube

: séismites yprésiennes

: dépressions circulaires, thermokarst supposé

: craie dolomitique indurée

: failles quaternaires

D'après BSS, Coulon, Géoportail, Google earth IFP EN, VanVliet- Lanoë et al., 2016

<caption>**Fig. 1, Carte géologique simplifiée**</caption>

La carte présente également les accidents géologiques majeurs, au toit du Trias, et la zone d'étude. Sont portés également les failles quaternaires et les craies dolomitisées (vitesse sonique>2700m/s) du Campanien.

<caption>**Fig.1, Simplified geological map**</caption>

The map also shows the major geological faults at the top of the Triassic and the study area.

Quaternary faults and dolomitised chalk (sonic velocity>2700m/s) from the Campanian are also shown.

Dans la zone d'étude, le lit majeur de la Seine est creusé dans des craies du Campanien supérieur. Son remplissage alluvial, de puissance variable, peut atteindre 8m. Il se compose de graviers et sables jurassiques datés du Weischelien (Deleplancke, 2016). Le sommet
comporte souvent des limons dont l'épaisseur dépasse parfois 1,5m (loess remaniés ?). D'un point de vue répartition, sur la base du remplissage de la Bassée voisine (Deleplancke, 2016), on observe 26% d'argiles, limons et silts, 22% de graviers, 49% de sables et 3% de dépôts organiques. Ces données correspondent à celles de Michel (1972).

La partie visible n'excède pas deux mètres. Composée de limons, sables et graviers, elle comporte également des paléo-chenaux (méandres abandonnés ?) à remplissage tourbeux.

Le substratum crayeux est toujours sous l'eau de la nappe. Des remontées brutales de boue et blocs de craie se rencontrent. De largeur inférieure au décamètre, elles se suivent parfois sur cinquante mètres.

La coupe de Longueville sur Aube (fig.2) dans une moyenne terrasse saalienne de l'Aube permet l'observation du remplissage alluvial dans sa globalité et son soubassement de craie altérée. Il est vraisemblable que cette coupe soit peu différente du remplissage de la terrasse weischelienne.

Le matériel alluvial se compose de matériaux calcaires à pH légèrement alcalin. Les eaux de la nappe aquifères étant bicarbonatées calciques, cela induit une induration rapide du matériel émergé par précipitation de carbonate de calcium, expliquant ainsi la bonne tenue du front de taille dans cette coupe.

<figure><img src="image_2.png" /></figure>

Longueville-sur-Aube
November 2011

<caption>**Fig. 2, Coupe de Longueville, flanc est de la sablière**</caption>

La coupe, haute d'environ huit mètres, permet l'observation complète d'une terrasse alluviale saalienne de l'Aube, imageant celle weischelienne de la Seine dans la zone d'étude. Elle correspond à un indice de néotectonique locale (Ritz *et al.*, 20021). A noter sa voussure en lien avec un dyke de sable à sa base, tout autant que les failles inverses tardives, au centre gauche du montage, affectant toute la coupe. Elle est le pendant de celle de l'IPSN, sur le flanc ouest du site.
comporte souvent des limons dont l'épaisseur dépasse parfois 1,5m (loess remaniés ?). D'un point de vue répartition, sur la base du remplissage de la Bassée voisine (Deleplancke, 2016), on observe 26% d'argiles, limons et silts, 22% de graviers, 49% de sables et 3% de dépôts organiques. Ces données correspondent à celles de Michel (1972).

La partie visible n'excède pas deux mètres. Composée de limons, sables et graviers, elle comporte également des paléo-chenaux (méandres abandonnés ?) à remplissage tourbeux.

Le substratum crayeux est toujours sous l'eau de la nappe. Des remontées brutales de boue et blocs de craie se rencontrent. De largeur inférieure au décamètre, elles se suivent parfois sur cinquante mètres.

La coupe de Longueville sur Aube (fig.2) dans une moyenne terrasse saalienne de l'Aube permet l'observation du remplissage alluvial dans sa globalité et son soubassement de craie altérée. Il est vraisemblable que cette coupe soit peu différente du remplissage de la terrasse weischelienne.

Le matériel alluvial se compose de matériaux calcaires à pH légèrement alcalin. Les eaux de la nappe aquifères étant bicarbonatées calciques, cela induit une induration rapide du matériel émergé par précipitation de carbonate de calcium, expliquant ainsi la bonne tenue du front de taille dans cette coupe.

<figure><img src="image_3.png" /></figure>

Longueville-sur-Aube
November 2011

<caption>**Fig. 2, Coupe de Longueville, flanc est de la sablière**</caption>

La coupe, haute d'environ huit mètres, permet l'observation complète d'une terrasse alluviale saalienne de l'Aube, imageant celle weischelienne de la Seine dans la zone d'étude. Elle correspond à un indice de néotectonique locale (Ritz *et al.*, 20021). A noter sa voussure en lien avec un dyke de sable à sa base, tout autant que les failles inverses tardives, au centre gauche du montage, affectant toute la coupe. Elle est le pendant de celle de l'IPSN, sur le flanc ouest du site.
**Fig. 2, Longueville section, eastern flank of the sandpit**

The section, about eight metres high, provides a complete view of a Saalian alluvial terrace of the Aube, mirroring the Weischelian alluvial terrace of the Seine in the study area. It is an indication of local neotectonics (Ritz et al., 2002). Of particular note is its arching, linked to a sand dyke at its base, as well as the late reverse faults at the centre left of the montage, affecting the entire section. This is the counterpart to the IPSN fault on the western flank of the site.

Les données pétrolières régionales (Gély&Hanot, 2014) indiquent l'existence d'un œud tectonique local, formé au croisement de la faille de Vittel et de Saint Martin. Cette dernière, prolongation septentrionale du sillon houiller, se continue.au Nord de la zone d'étude par la faille de Connantre-La Motte noire, limite orientale actuelle des dépôts cénozoïques.

Depuis les années 1970, de nombreuses déformations, souples et cassantes, sont observées dans les dernières terrasse alluviales (Michel, 1971), (Benoit et Grisoni, 1992), (Coulon, 1994), (Baize et al., 2007), (Benoit et al., 2011), (Benoit et al., 2013), (Bertran et al., 2018), donnant lieu à des interprétations différentes selon les auteurs.

L'existence de dépressions circulaires attribuées au froid, se focalisant sur les grands accidents géologiques, pose toujours la question de leur origine effective : froid périglaciaire (Van Vliet-Lanoë et al., 2016), séismes ou (et) autres...

Depuis les années 2010, cette zone de confluence fait l'objet de multiples travaux carriers, permettant de nombreuses observations.

La découverte de SSDS (soft sediment deformation structure) (fig.1) dans ces dépôts alluvionnaires peu ou pas indurés amène toujours bon nombre d'interrogations quant à leur origine.

Les SSDS résultent de la liquéfaction ou fluidisation des sédiments clastiques non encore lithifiés et saturés en eau (Allen, 1982). Divers phénomènes naturels peuvent les provoquer, tels l'action des vagues, la charge différentielle, la surcharge glaciaire, la circulation ou les variations rapides de niveau statique dans les aquifères souterrains, le froid périglaciaire, les
**Fig. 2, Longueville section, eastern flank of the sandpit**

The section, about eight metres high, provides a complete view of a Saalian alluvial terrace of the Aube, mirroring the Weischelian alluvial terrace of the Seine in the study area. It is an indication of local neotectonics (Ritz et al., 2002). Of particular note is its arching, linked to a sand dyke at its base, as well as the late reverse faults at the centre left of the montage, affecting the entire section. This is the counterpart to the IPSN fault on the western flank of the site.

Les données pétrolières régionales (Gély&Hanot, 2014) indiquent l'existence d'un œud tectonique local, formé au croisement de la faille de Vittel et de Saint Martin. Cette dernière, prolongation septentrionale du sillon houiller, se continue.au Nord de la zone d'étude par la faille de Connantre-La Motte noire, limite orientale actuelle des dépôts cénozoïques.

Depuis les années 1970, de nombreuses déformations, souples et cassantes, sont observées dans les dernières terrasse alluviales (Michel, 1971), (Benoit et Grisoni, 1992), (Coulon, 1994), (Baize et al., 2007), (Benoit et al., 2011), (Benoit et al., 2013), (Bertran et al., 2018), donnant lieu à des interprétations différentes selon les auteurs.

L'existence de dépressions circulaires attribuées au froid, se focalisant sur les grands accidents géologiques, pose toujours la question de leur origine effective : froid périglaciaire (Van Vliet-Lanoë et al., 2016), séismes ou (et) autres...

Depuis les années 2010, cette zone de confluence fait l'objet de multiples travaux carriers, permettant de nombreuses observations.

La découverte de SSDS (soft sediment deformation structure) (fig.1) dans ces dépôts alluvionnaires peu ou pas indurés amène toujours bon nombre d'interrogations quant à leur origine.

Les SSDS résultent de la liquéfaction ou fluidisation des sédiments clastiques non encore lithifiés et saturés en eau (Allen, 1982). Divers phénomènes naturels peuvent les provoquer, tels l'action des vagues, la charge différentielle, la surcharge glaciaire, la circulation ou les variations rapides de niveau statique dans les aquifères souterrains, le froid périglaciaire, les
tremblements de terre, les éjections de biogaz de tourbes holocènes ou encore les impacts de météorites ...

Selon Owen (1995), la formation de la plupart de ces structures peut être contrôlée tant par des processus climatiques, hydrodynamiques et sédimentaires que par la tectonique. Une combinaison de différents critères a été avancée par différents auteurs (Sims, 1975 ; Obermeier 1996 ; Jones & Omoto 2000 ; Wheeler 2002 ; Owen& Moretti, 2011).

Les perturbations SSDS d'origine périglaciaires sont connues de longue date. Un inventaire non exhaustif est fourni par Bertran *et al.* (2018) dans le rapport public Sismogel.

Les désordres SSDS liées à des activités sismiques ont été présentés puis discutés par de nombreux auteurs par exemple : Seilacher (1984), Owen (1987), Plaziat *et al.*, (1998), Lignier *et al.*, (1998), Obermeier (1996), Montenat (2007). Ces travaux concernent divers types de sédiments et milieux de sédimentation (Moretti & Sabato, 2007).

Les études de la paléo sismicité à partir de sédiments lacustres ou de rivières à faible énergie de dépôt, mettent en évidence la qualité de ces milieux dans l'enregistrement et la préservation des perturbations syn-sédimentaires, quelques en soient les origines (Sims, 1975 ; Doig, 1986 ; Lignier, 2001 ; Banjan *et al.*, 2022 ; Daxer *et al.*, 2022).

Les déformations observées localement depuis plus de dix ans correspondent à des plis, load casts, glissements gravitaires, éjections de fluide, déstructuration totale du litage sédimentaire... A ces déformations souples s'ajoutent également des failles. Localisées au sommet émergé de la basse terrasse weischelienne (Deleplancke, 2016) (tableau n°1) leur âge s'étend du Pléistocène supérieur à l'Holocène.
tremblements de terre, les éjections de biogaz de tourbes holocènes ou encore les impacts de météorites ...

Selon Owen (1995), la formation de la plupart de ces structures peut être contrôlée tant par des processus climatiques, hydrodynamiques et sédimentaires que par la tectonique. Une combinaison de différents critères a été avancée par différents auteurs (Sims, 1975 ; Obermeier 1996 ; Jones & Omoto 2000 ; Wheeler 2002 ; Owen& Moretti, 2011).

Les perturbations SSDS d'origine périglaciaires sont connues de longue date. Un inventaire non exhaustif est fourni par Bertran *et al.* (2018) dans le rapport public Sismogel.

Les désordres SSDS liées à des activités sismiques ont été présentés puis discutés par de nombreux auteurs par exemple : Seilacher (1984), Owen (1987), Plaziat *et al.*, (1998), Lignier *et al.*, (1998), Obermeier (1996), Montenat (2007). Ces travaux concernent divers types de sédiments et milieux de sédimentation (Moretti & Sabato, 2007).

Les études de la paléo sismicité à partir de sédiments lacustres ou de rivières à faible énergie de dépôt, mettent en évidence la qualité de ces milieux dans l'enregistrement et la préservation des perturbations syn-sédimentaires, quelques en soient les origines (Sims, 1975 ; Doig, 1986 ; Lignier, 2001 ; Banjan *et al.*, 2022 ; Daxer *et al.*, 2022).

Les déformations observées localement depuis plus de dix ans correspondent à des plis, load casts, glissements gravitaires, éjections de fluide, déstructuration totale du litage sédimentaire... A ces déformations souples s'ajoutent également des failles. Localisées au sommet émergé de la basse terrasse weischelienne (Deleplancke, 2016) (tableau n°1) leur âge s'étend du Pléistocène supérieur à l'Holocène.
<table><caption>Tableau n°1
Datation radio carbone</caption><thead><tr><th>Date</th><th>N°</th><th>Cala isotope</th><th>Apr</th><th>Ay cibré</th><th>Cotone</th></tr></thead><tbody><tr><td>0906/2023</td><td></td><td>673421 Suivage 240823PB</td><td>33920 ± 260 BP</td><td>39620-37838 cal BP</td><td>BetaCal4.20: HPD method: INTCAL20</td></tr><tr><td>03/10/2023</td><td></td><td>657106 PB Suivage 16012023</td><td>1550 ± 30 BP</td><td>1520 - 1363 cal BP</td><td>BetaCal4.20: HPD method: INTCAL20</td></tr><tr><td>02/08/2022</td><td></td><td>636343 PB08072022</td><td>24730 ± 90 BP</td><td>29162 - 28771 cal BP</td><td>BetaCal4.20: HPD method: INTCAL20</td></tr><tr><td>14/02/2022</td><td></td><td>617177 20220113PB</td><td>3900 ± 30 BP</td><td>4417 - 4242 cal BP</td><td>BetaCal4.20: HPD method: INTCAL20</td></tr><tr><td>07/10/2020</td><td></td><td>562125 Pb02062020</td><td>3340 ± 30 BP</td><td>3641-3480 cal BP</td><td>BetaCal3.21: HPD method: INTCAL13</td></tr><tr><td>21/01/2020</td><td></td><td>548614 Benoît 03122019</td><td>2660 ± 30 BP</td><td>2808-2743 cal BP</td><td>BetaCal3.21: HPD method: INTCAL13</td></tr><tr><td>11/07/2017</td><td></td><td>477497</td><td>20171019 9350 ± 30 BP</td><td>10666 - 10496 cal BP</td><td>BetaCal3.21: HPD method: INTCAL13</td></tr><tr><td>08/07/2017</td><td></td><td>470451</td><td>20170718 20320 ± 70 BP</td><td>24645 - 24120 cal BP</td><td>BetaCal3.21: HPD method: INTCAL13</td></tr></tbody></table>

Tableau n°1 : Datations au <sup>14</sup>C

La recherche de leur origine passe par un examen de la littérature, afin de cerner leur répartition régionale puis locale. Le suivi des travaux carriers locaux au même titre que les datations des terrains affectés fournissent de nombreuses informations, quant à l'histoire du remplissage alluvial (Deleplanque, 2016). La géophysique de « subsurface » permet, de son côté, la confirmation ou non de l'existence d'accident géologique. La géomorphologie, quant à elle, peut laisser supposer un contrôle structural du remplissage alluvial ainsi qu'une éventuelle activité néotectonique (Lambert et al., 1988). La description minutieuse des déformations apporte également un éclairage complémentaire. Leur comparaison avec celles de terrains similaires affectés de déformations identiques d'origine connue fournit enfin une interprétation cohérente. Dans ce travail, nous proposons une description fine et inédite de ces déformations et une discussion sur leur origine.

## 2 - CONTEXTE GEOGRAPHIQUE ET GEOLOGIQUE (fig.1)

Le cours de la Seine, orienté N 330° entre Troyes et Châtres, change d'orientation sur 15km, devenant N 300° jusqu'à la confluence avec l'Aube. Puis, il s'oriente N 250°, jusqu'à sa confluence avec l'Yonne à 65 km au SE. Son tronçon N300° se superpose à la trace de la faille de Vittel, au toit du Trias (fig.1).
<table><caption>Tableau n°1
Datation radio carbone</caption><thead><tr><th>Date</th><th>N°</th><th>Cala isotope</th><th>Apr</th><th>Ay cibré</th><th>Cotone</th></tr></thead><tbody><tr><td>0906/2023</td><td></td><td>673421 Suivage 240823PB</td><td>33920 ± 260 BP</td><td>39620-37838 cal BP</td><td>BetaCal4.20: HPD method: INTCAL20</td></tr><tr><td>03/10/2023</td><td></td><td>657106 PB Suivage 16012023</td><td>1550 ± 30 BP</td><td>1520 - 1363 cal BP</td><td>BetaCal4.20: HPD method: INTCAL20</td></tr><tr><td>0208/2022</td><td></td><td>63634 PB08072022</td><td>24730 ± 90 BP</td><td>29162 - 28771 cal BP</td><td>BetaCal4.20: HPD method: INTCAL20</td></tr><tr><td>1402/2022</td><td></td><td>617177 20220113PB</td><td>3900 ± 30 BP</td><td>4417 - 4242 cal BP</td><td>BetaCal4.20: HPD method: INTCAL20</td></tr><tr><td>07/10/2020</td><td></td><td>562125 Pb02062020</td><td>3340 ± 30 BP</td><td>3641-3480 cal BP</td><td>BetaCal3.21: HPD method: INTCAL13</td></tr><tr><td>21/01/2020</td><td></td><td>548614 Benoît 03122019</td><td>2660 ± 30 BP</td><td>2808-2743 cal BP</td><td>BetaCal3.21: HPD method: INTCAL13</td></tr><tr><td>11/07/2017</td><td></td><td>477497</td><td>20171019 9350 ± 30 BP</td><td>10666 - 10496 cal BP</td><td>BetaCal3.21: HPD method: INTCAL13</td></tr><tr><td>08/07/2017</td><td></td><td>470451</td><td>20170718 20320 ± 70 BP</td><td>24645 - 24120 cal BP</td><td>BetaCal3.21: HPD method: INTCAL13</td></tr></tbody></table>

Tableau n°1 : Datations au <sup>14</sup>C

La recherche de leur origine passe par un examen de la littérature, afin de cerner leur répartition régionale puis locale. Le suivi des travaux carriers locaux au même titre que les datations des terrains affectés fournissent de nombreuses informations, quant à l'histoire du remplissage alluvial (Deleplanque, 2016). La géophysique de « subsurface » permet, de son côté, la confirmation ou non de l'existence d'accident géologique. La géomorphologie, quant à elle, peut laisser supposer un contrôle structural du remplissage alluvial ainsi qu'une éventuelle activité néotectonique (Lambert et al., 1988). La description minutieuse des déformations apporte également un éclairage complémentaire. Leur comparaison avec celles de terrains similaires affectés de déformations identiques d'origine connue fournit enfin une interprétation cohérente. Dans ce travail, nous proposons une description fine et inédite de ces déformations et une discussion sur leur origine.

## 2 - CONTEXTE GEOGRAPHIQUE ET GEOLOGIQUE (fig.1)

Le cours de la Seine, orienté N 330° entre Troyes et Châtres, change d'orientation sur 15km, devenant N 300° jusqu'à la confluence avec l'Aube. Puis, il s'oriente N 250°, jusqu'à sa confluence avec l'Yonne à 65 km au SE. Son tronçon N300° se superpose à la trace de la faille de Vittel, au toit du Trias (fig.1).
Le secteur d'étude est au croisement de cet accident géologique majeur du bassin de Paris et le faisceau de failles de Saint Martin de Bossenay correspondant à la poursuite septentrionale du sillon houiller du Massif central (Thinon, 2007). Ce dernier accident se s'observe jusqu'au toit de la craie campanienne (Thinon, 2007).

Le croisement des failles de Vittel et de Saint Martin de Bossenay est à l'origine du fossé tectonique Permien de Romilly (Renoux & Besserau, 2009), amenant le toit du socle métamorphique à 3050 m dans le forage de Saint Just 3 (fig.1), à moins de 5 km à l'Est. Le toit du Permien se rencontre vers -2840 m à 10 km au NE dans le forage de Marsangis.

Ces deux accidents ont rejoué au Cénozoïque (Renoux et Besserau, 2009), (Briais, 2015).

La Seine s'est installée localement sur la craie après l'exondation de la base du Cénozoïque (Leroux § Harmand, 2003). La présence de terrasses lacustres étagées confirme son existence il y a plus de six cent mille ans (Deleplanque, 2018). Cela explique son remplissage alluvial par des heads crayeux puis par des gélifracts de calcaires jurassiques roulés (fig.2). Ce remplissage de la plaine d'inondation actuelle s'est effectué lors du dernier pléniglaciaire Weischelien (-116 ka à -12 ka). A l'époque, l'islandsis s'étendait jusqu'au Nord de Londres (Ehlers, J. & Gibbard, P.L., 2004). Durant cette période, la partie sud-ouest de l'inlandsis fennoscandien a atteint une position maximale à trois reprises (entre 22 et 28, 37 et 50, et 60 et 80000 ans. Ultérieurement, s'en suivent des dépôts de rivière en tresse sur pergélisol épisodiquement fondu (talik). La création de chenaux méandriformes, avec limons de débordement, date de l'Holocène, avec dépôt de tourbe dans les paléo-chenaux abandonnés (Bridgland D., Westaway R ; 2008).

La coupe de la moyenne terrasse de l'Aube, à Longueville sur Aube, permet de se faire une idée du remplissage alluvial (fig.2).
Le secteur d'étude est au croisement de cet accident géologique majeur du bassin de Paris et le faisceau de failles de Saint Martin de Bossenay correspondant à la poursuite septentrionale du sillon houiller du Massif central (Thinon, 2007). Ce dernier accident se s'observe jusqu'au toit de la craie campanienne (Thinon, 2007).

Le croisement des failles de Vittel et de Saint Martin de Bossenay est à l'origine du fossé tectonique Permien de Romilly (Renoux & Besserau, 2009), amenant le toit du socle métamorphique à 3050 m dans le forage de Saint Just 3 (fig.1), à moins de 5 km à l'Est. Le toit du Permien se rencontre vers -2840 m à 10 km au NE dans le forage de Marsangis.

Ces deux accidents ont rejoué au Cénozoïque (Renoux et Besserau, 2009), (Briais, 2015).

La Seine s'est installée localement sur la craie après l'exondation de la base du Cénozoïque (Leroux § Harmand, 2003). La présence de terrasses lacustres étagées confirme son existence il y a plus de six cent mille ans (Deleplanque, 2018). Cela explique son remplissage alluvial par des heads crayeux puis par des gélifracts de calcaires jurassiques roulés (fig.2). Ce remplissage de la plaine d'inondation actuelle s'est effectué lors du dernier pléniglaciaire Weischelien (-116 ka à -12 ka). A l'époque, l'islandsis s'étendait jusqu'au Nord de Londres (Ehlers, J. & Gibbard, P.L., 2004). Durant cette période, la partie sud-ouest de l'inlandsis fennoscandien a atteint une position maximale à trois reprises (entre 22 et 28, 37 et 50, et 60 et 80000 ans. Ultérieurement, s'en suivent des dépôts de rivière en tresse sur pergélisol épisodiquement fondu (talik). La création de chenaux méandriformes, avec limons de débordement, date de l'Holocène, avec dépôt de tourbe dans les paléo-chenaux abandonnés (Bridgland D., Westaway R ; 2008).

La coupe de la moyenne terrasse de l'Aube, à Longueville sur Aube, permet de se faire une idée du remplissage alluvial (fig.2).
La recherche des origines de SSDS est toujours délicate, diverses causes pouvant exister.

Dans un premier temps, les éventuelles failles ont été recherchées, par sismique réflexion haute résolution et tomographie électrique (fig.3), en mode Wenner. Outre l'indication de la base du remplissage alluvial, ces dernières montrent des craies de résistivité variable et des remontées « diapiriques » de craie de faible résistivité. Les essais par radar géologique, avec antenne de 100 MHz furent infructueux, du fait de la proximité de la nappe et l'abondance des niveaux limoneux fins (Mari et al., 1998).

<figure><img src="image_3.png" /></figure>

<figure><img src="image_4.png" /></figure>

**Fig.3 : Tomographies électriques**

La première, à l'aplomb de la faille Sézanne, en vallée, montre bien le remplissage alluvial en surface, avec chenaux conducteurs et chenaux résistants, avec graviers et sables. Un niveau très conducteur s'observe à gauche, en dessous de 60m, indiquant des craies dédolomitisées. Ce niveau, à comportement souple, fait saillie en surface, à gauche, correspondant à un diapir de craie.

Le second, sur le site carrier de Sauvage, présente des phénomènes similaires. Il faut observer au centre un niveau de craie résistante, en dessous de 41m.

**Fig.3, Electrical tomography**

The first, below the Sézanne fault, in the valley, clearly shows the alluvial fill at the surface, with conductive and resistant channels, with gravel and sand. A highly conductive level can be seen on the left, below 60m, indicating de-dolomitised chalk. This level, with flexible behaviour, protrudes at the surface on the left, corresponding to a chalk diapir.

The second, on the Sauvage quarry site, shows similar phenomena. In the centre, there is a resistant chalk level below 41m.

Sur la base des données de sondages alluviaux (BRGM, Infoterre), une carte du toit de la craie sous-alluviale a été réalisée (fig.4), entre Romilly et Clesles. Elle indique une remontée du
La recherche des origines de SSDS est toujours délicate, diverses causes pouvant exister.

Dans un premier temps, les éventuelles failles ont été recherchées, par sismique réflexion haute résolution et tomographie électrique (fig.3), en mode Wenner. Outre l'indication de la base du remplissage alluvial, ces dernières montrent des craies de résistivité variable et des remontées « diapiriques » de craie de faible résistivité. Les essais par radar géologique, avec antenne de 100 MHz furent infructueux, du fait de la proximité de la nappe et l'abondance des niveaux limoneux fins (Mari et al., 1998).

<figure><img src="image_4.png" /></figure>

<figure><img src="image_5.png" /></figure>

**Fig.3 : Tomographies électriques**

La première, à l'aplomb de la faille Sézanne, en vallée, montre bien le remplissage alluvial en surface, avec chenaux conducteurs et chenaux résistants, avec graviers et sables. Un niveau très conducteur s'observe à gauche, en dessous de 60m, indiquant des craies dédolomitisées. Ce niveau, à comportement souple, fait saillie en surface, à gauche, correspondant à un diapir de craie.

Le second, sur le site carrier de Sauvage, présente des phénomènes similaires. Il faut observer au centre un niveau de craie résistante, en dessous de 41m.

**Fig.3, Electrical tomography**

The first, below the Sézanne fault, in the valley, clearly shows the alluvial fill at the surface, with conductive and resistant channels, with gravel and sand. A highly conductive level can be seen on the left, below 60m, indicating de-dolomitised chalk. This level, with flexible behaviour, protrudes at the surface on the left, corresponding to a chalk diapir.

The second, on the Sauvage quarry site, shows similar phenomena. In the centre, there is a resistant chalk level below 41m.

Sur la base des données de sondages alluviaux (BRGM, Infoterre), une carte du toit de la craie sous-alluviale a été réalisée (fig.4), entre Romilly et Clesles. Elle indique une remontée du
toit de la craie, à l'Est de la faille de Linthelles, avec surcrousement au niveau de Clesles.

<figure><img src="image_5.png" /></figure>

R: Romilly; S: Sauvage; C: Clesles

**Fig. 4, Carte du toit de la craie sous alluviale**

Il faut remarquer l'enfoncement du cours de la paléo Seine, en amont de la faille de Linthelles et son élargissement de type deltaïque en aval de ce seuil.

**Fig.4, Map of the roof of the sub-alluvial chalk**

Note the deepening of the course of the paleo-Seine upstream of the Linthelles fault and its deltaic widening downstream of this sill.

Le suivi d'exploitation des sablières depuis 2010 a montré, après nettoyage, un nombre important de déformations quaternaires (glissements gravitaires, failles, éjections diapirs de craie boueuse avec blocs dans le sommet émergé de la terrasse alluviale weischelienne.

Les photos des déformations sont **retravaillées** le plus souvent sous le logiciel Photoshop, afin d'accentuer les détails. Les datations sur limons par ¹⁴C sont réalisées par le laboratoire Beta Analytic, de Miami. Les résultats figurent dans le tableau n°1. Une datation par OSL a été effectuée sur un tesson de poterie gauloise entrainé dans un niveau déstructuré.

Enfin, les vitesses soniques issues des core drill pétroliers, entre Provins et Romilly sur Seine ont permis la réalisation d'une coupe sonique dans la craie (fig.5). Elle montre des craies indurées à vitesse sonique variable entre 1200 et 4500m/s, les vitesses les plus élevées (>3300m/s) se focalisant dans la vallée de la Seine au niveau de notre zone d'étude. Le pic le plus élevé se situe à l'est de Nogent sur Seine. Le pendage des craies campaniennes vers l'Ouest et la faille normale de Saint Martin à regard Ouest expliquent ce pic, les craies les
toit de la craie, à l'Est de la faille de Linthelles, avec surcrousement au niveau de Clesles.

<figure><img src="image_6.png" /></figure>

R: Romilly; S: Sauvage; C: Clesles

**Fig. 4, Carte du toit de la craie sous alluviale**

Il faut remarquer l'enfoncement du cours de la paléo Seine, en amont de la faille de Linthelles et son élargissement de type deltaïque en aval de ce seuil.

**Fig.4, Map of the roof of the sub-alluvial chalk**

Note the deepening of the course of the paleo-Seine upstream of the Linthelles fault and its deltaic widening downstream of this sill.

Le suivi d'exploitation des sablières depuis 2010 a montré, après nettoyage, un nombre important de déformations quaternaires (glissements gravitaires, failles, éjections diapirs de craie boueuse avec blocs dans le sommet émergé de la terrasse alluviale weischelienne.

Les photos des déformations sont **retravaillées** le plus souvent sous le logiciel Photoshop, afin d'accentuer les détails. Les datations sur limons par ¹⁴C sont réalisées par le laboratoire Beta Analytic, de Miami. Les résultats figurent dans le tableau n°1. Une datation par OSL a été effectuée sur un tesson de poterie gauloise entrainé dans un niveau déstructuré.

Enfin, les vitesses soniques issues des core drill pétroliers, entre Provins et Romilly sur Seine ont permis la réalisation d'une coupe sonique dans la craie (fig.5). Elle montre des craies indurées à vitesse sonique variable entre 1200 et 4500m/s, les vitesses les plus élevées (>3300m/s) se focalisant dans la vallée de la Seine au niveau de notre zone d'étude. Le pic le plus élevé se situe à l'est de Nogent sur Seine. Le pendage des craies campaniennes vers l'Ouest et la faille normale de Saint Martin à regard Ouest expliquent ce pic, les craies les
moins indurées étant remontées à l'Est. Les vitesses faibles (<2000m/s) sous les craies indurées traduisent leur dédolomitisation.

<figure><img src="image_6.png" /><figcaption>**Fig. 5, Coupe sonique ouest-est**</figcaption></figure>

La coupe indique des vitesses soniques très fluctuantes. Il faut noter la remontée importante du toit des craies indurées au niveau de la faille de Linthelles, jusqu'à 20m de la surface. Ces craies sont surmontées par des craies à vitesses soniques inférieures à 2000 m/s.

<caption>**Fig. 5, West-East sonic cross-section**</caption>

The section shows highly fluctuating sonic velocities. It is worth noting the significant rise in the roof of the indurated chalk at the level of the Linthelles fault, up to 20m from the surface. These chalks are surmounted by chalks with sonic velocities of less than 2000 m/s.

## DEFORMATIONS OBSERVEES (fig.6)

Comme indiqué plus haut, elles ne sont visibles que dans la partie émergée de la terrasse, soit au maximum deux mètres de haut, en période d'étiage.

Sur une surface d'environ 120 hectares, on dénombre 11 diapirs de boue crayeuse à blocs, 14 failles (rejet supérieur à 0,2 m) et 8 glissements gravitaires pluri métriques. S'y ajoutent des éjections nombreuses de sable et graviers fins centimétriques.
moins indurées étant remontées à l'Est. Les vitesses faibles (<2000m/s) sous les craies indurées traduisent leur dédolomitisation.

<figure><img src="image_7.png" /><figcaption>**Fig. 5, Coupe sonique ouest-est**</figcaption></figure>

La coupe indique des vitesses soniques très fluctuantes. Il faut noter la remontée importante du toit des craies indurées au niveau de la faille de Linthelles, jusqu'à 20m de la surface. Ces craies sont surmontées par des craies à vitesses soniques inférieures à 2000 m/s.

<caption>**Fig. 5, West-East sonic cross-section**</caption>

The section shows highly fluctuating sonic velocities. It is worth noting the significant rise in the roof of the indurated chalk at the level of the Linthelles fault, up to 20m from the surface. These chalks are surmounted by chalks with sonic velocities of less than 2000 m/s.

## DEFORMATIONS OBSERVEES (fig.6)

Comme indiqué plus haut, elles ne sont visibles que dans la partie émergée de la terrasse, soit au maximum deux mètres de haut, en période d'étiage.

Sur une surface d'environ 120 hectares, on dénombre 11 diapirs de boue crayeuse à blocs, 14 failles (rejet supérieur à 0,2 m) et 8 glissements gravitaires pluri métriques. S'y ajoutent des éjections nombreuses de sable et graviers fins centimétriques.
A défaut de pouvoir les attribuer à un niveau stratigraphique repère de même âge, elles sont regroupées en plusieurs familles.

- Déformations hydroplastiques ou ductiles correspondant à des pseudonodules et des plis asymétriques ou non, des voussures, des glissements sur pente ;

- Déformations cassantes représentées majoritairement par des failles normales et inverses

- Dykes et éjections, en lien avec la rupture des barrières imperméables.

Ces trois familles sont le plus souvent intriquées.

<figure><img src="image_7.png" /><figcaption>**Fig.6 : Carte des déformations étudiées**</figcaption></figure>

Il faut remarquer les diapirs de craie se focalisant sur la faille de Vittel. Les craies à vitesse sonique élevée (>3200m/s) se concentrent entre les trois failles (Sézanne, Linthelles et Vittel).

<caption>**Fig.6, Deformation map**</caption>

Note the chalk diapirs focusing on the Vittel fault. Chalk with a high sonic velocity (>3200m/s) is concentrated between the three faults (Sézanne, Linthelles and Vittel).
A défaut de pouvoir les attribuer à un niveau stratigraphique repère de même âge, elles sont regroupées en plusieurs familles.

- Déformations hydroplastiques ou ductiles correspondant à des pseudonodules et des plis asymétriques ou non, des voussures, des glissements sur pente ;

- Déformations cassantes représentées majoritairement par des failles normales et inverses

- Dykes et éjections, en lien avec la rupture des barrières imperméables.

Ces trois familles sont le plus souvent intriquées.

<figure><img src="image_8.png" /><figcaption>**Fig.6 : Carte des déformations étudiées**</figcaption></figure>

Il faut remarquer les diapirs de craie se focalisant sur la faille de Vittel. Les craies à vitesse sonique élevée (>3200m/s) se concentrent entre les trois failles (Sézanne, Linthelles et Vittel).

<caption>**Fig.6, Deformation map**</caption>

Note the chalk diapirs focusing on the Vittel fault. Chalk with a high sonic velocity (>3200m/s) is concentrated between the three faults (Sézanne, Linthelles and Vittel).
## 5.1 - DEFORMATIONS HYDROPLASTIQUES

Des structures lobaires (fig.7), de type pseudonodules ou load casts, se rencontrent parfois au sommet d'un niveau limoneux surmonté de graviers. Ces figures se caractérisent par la pénétration de graviers dans les silts sous-jacent, formant ainsi des coussins et lobes décimétriques de 5 à 20 cm de haut et de 10 à 25 cm de large, séparées par des remontées compensatrices (diapirs) de silt sous-jacent. Leurs morphologies les fait assimiler aux « pendulous load casts » d'Owen (2003).

<figure><img src="image_8.png" /><figcaption>**Fig.7, Load cast**</figcaption></figure>

Les limons inférieurs ont fait l'objet d'une liquéfaction de surface, à l'origine de l'enfoncement de graviers sous-jacent, avec création de poches. Leur origine est considérée comme étant cosismique.

**Fig.7, Load cast**

The lower silts were subject to surface liquefaction, causing the overlying gravels to sink, creating pockets. They are thought to have originated from coseismic forces.
## 5.1 - DEFORMATIONS HYDROPLASTIQUES

Des structures lobaires (fig.7), de type pseudonodules ou load casts, se rencontrent parfois au sommet d'un niveau limoneux surmonté de graviers. Ces figures se caractérisent par la pénétration de graviers dans les silts sous-jacent, formant ainsi des coussins et lobes décimétriques de 5 à 20 cm de haut et de 10 à 25 cm de large, séparées par des remontées compensatrices (diapirs) de silt sous-jacent. Leurs morphologies les fait assimiler aux « pendulous load casts » d'Owen (2003).

<figure><img src="image_9.png" /><figcaption>Fig.7, Load cast</figcaption></figure>

Les limons inférieurs ont fait l'objet d'une liquefaction de surface, à l'origine de l'enfoncement de graviers sous-jacent, avec création de poches. Leur origine est considérée comme étant cosismique.

Fig.7, Load cast

The lower silts were subject to surface liquefaction, causing the overlying gravels to sink, creating pockets. They are thought to have originated from coseismic forces.
Des plis s'observent également, éventuellement associés à des failles **et voussures**. La figure 8 en présente dans la couverture limoneuse glissée, à gauche d'un horst central.

<figure><img src="image_9.png" /><figcaption>**Figure n°8, Glissement gravitaire et voussure.**</figcaption></figure>

Le montage photographique présente une voussure du dépôt alluvial, voussure à l'origine du glissement de la couverture limoneuse vers la gauche. Des failles normales y sont associées. Sur la droite, deux petites failles normales à l'origine d'une cheminée d'injection de graviers fins sur les limons. La base du dépôt limoneux est datée par $^{14}$C de 24730 +/- 90 BP.

<caption>**Fig.8, Gravity landslide and arch.**</caption>

The photograph shows an arch in the alluvial deposit, the arch causing the silty cover to slide to the left. Normal faults are associated with this. On the right, two small normal faults are at the origin of a possible injection chimney of fine gravels onto the silts. The base of the silty deposit is dated by $^{14}$C to 24730 +/- 90 BP.
Des plis s'observent également, éventuellement associés à des failles **et voussures**. La figure 8 en présente dans la couverture limoneuse glissée, à gauche d'un horst central.

<figure><img src="image_10.png" /><figcaption>**Figure n°8, Glissement gravitaire et voussure.**</figcaption></figure>

Le montage photographique présente une voussure du dépôt alluvial, voussure à l'origine du glissement de la couverture limoneuse vers la gauche. Des failles normales y sont associées. Sur la droite, deux petites failles normales à l'origine d'une cheminée d'injection de graviers fins sur les limons. La base du dépôt limoneux est datée par $^{14}$C de 24730 +/- 90 BP.

<caption>**Fig.8, Gravity landslide and arch.**</caption>

The photograph shows an arch in the alluvial deposit, the arch causing the silty cover to slide to the left. Normal faults are associated with this. On the right, two small normal faults are at the origin of a possible injection chimney of fine gravels onto the silts. The base of the silty deposit is dated by $^{14}$C to 24730 +/- 90 BP.
Des éjections (fig.9) se rencontrent également. Le montage photographique, travaillé sous Photoshop, montre à sa droite, des éjections massives (e).

<figure><img src="image_10.png" /><figcaption>**Fig.9 : Éjections et glissements**</figcaption></figure>

La figure présente une éjection massive de limons et sables fins. Cette éjection est à l'origine de glissements gravitaires de la couverture, avec déstructuration complète et failles normales de tassement. L'éjection de biogaz dissous (méthane et gaz carbonique) issus de chenaux tourbeux voisins a pu accentuer le phénomène.

<caption>**Fig.9, Mass ejections**</caption>

The figure shows a sudden massive ejection of silts and fine sands. This ejection is at the origin of gravity slides of the cover, with complete destructuring and normal settlement faults. The ejection of dissolved biogas (methane and carbon dioxide) from nearby peat channels may have exacerbated the phenomenon.

La figure10 correspond à un autre glissement gravitaire à l'origine de plis dysharmoniques, avec éjection importante de matériel fluidisé. La faille normale, sur la gauche du montage est à relier éventuellement à l'effondrement du vide créé par l'importante éjection de matériel
Des éjections (fig.9) se rencontrent également. Le montage photographique, travaillé sous Photoshop, montre à sa droite, des éjections massives (e).

<figure><img src="image_11.png" /><figcaption>**Fig.9 : Éjections et glissements**</figcaption></figure>

La figure présente une éjection massive de limons et sables fins. Cette éjection est à l'origine de glissements gravitaires de la couverture, avec déstructuration complète et failles normales de tassement. L'éjection de biogaz dissous (méthane et gaz carbonique) issus de chenaux tourbeux voisins a pu accentuer le phénomène.

<caption>**Fig.9, Mass ejections**</caption>

The figure shows a sudden massive ejection of silts and fine sands. This ejection is at the origin of gravity slides of the cover, with complete destructuring and normal settlement faults. The ejection of dissolved biogas (methane and carbon dioxide) from nearby peat channels may have exacerbated the phenomenon.

La figure10 correspond à un autre glissement gravitaire à l'origine de plis dysharmoniques, avec éjection importante de matériel fluidisé. La faille normale, sur la gauche du montage est à relier éventuellement à l'effondrement du vide créé par l'importante éjection de matériel
comme on peut l'observer au centre droit de la figure.

<figure><img src="image_11.png" /><figcaption>Figure n°10, Glissements massifs</figcaption></figure>

Le matériel limoneux est affecté de glissement et plicatures. Cela entraîne des éjections de fluides, associés à de petites failles tardives de tassement.

<caption>**Fig.10, Massive landslide**</caption>

The silty material is affected by sliding and folding. This leads to fluid ejections, associated with small late settlement faults.

Un autre glissement gravitaire est présenté (fig.11), également à l'origine de nombreux plis.
Le

niveau de base est raboté (gauche du montage) par le glissement de matériel non induré sur
une

très faible pente. La partie droite sommitale s'avère totalement déstructurée. Cela explique
l'enfouissement d'un tesson de poterie gauloise daté par OSL de 2360-1910 BP (Res Artes)
comme on peut l'observer au centre droit de la figure.

<figure><img src="image_12.png" /><figcaption>Figure n°10, Glissements massifs</figcaption></figure>

Le matériel limoneux est affecté de glissement et plicatures. Cela entraîne des éjections de fluides, associés à de petites failles tardives de tassement.

<caption>**Fig.10, Massive landslide**</caption>

The silty material is affected by sliding and folding. This leads to fluid ejections, associated with small late settlement faults.

Un autre glissement gravitaire est présenté (fig.11), également à l'origine de nombreux plis.
Le

niveau de base est raboté (gauche du montage) par le glissement de matériel non induré sur
une

très faible pente. La partie droite sommitale s'avère totalement déstructurée. Cela explique
l'enfouissement d'un tesson de poterie gauloise daté par OSL de 2360-1910 BP (Res Artes)
dans un mélange anarchique de sable, limon et graviers fins. A l'extrême droite du montage,
il apparaît une cheminée d'éjection de fluide, à travers les limons inférieurs.

<figure><img src="image_12.png" /></figure>

**Fig. n°11, Ejection et glissement.**

La droite du montage présente une éjection à travers un niveau limoneux d'environ 0,4m de puissance.

La partie sommitale a perdu toute trace de litage sédimentaire. Cette perte de structure a permis l'enfouissement d'un tesson de poterie gauloise.

La présence de matériel archéologique à cette profondeur s'explique par des crevasses cosismiques ou des liquéfactions. Le rapport final des études archéologiques du site de Marcilly sur Seine (Langry, 2010) indique que certains objets ont pu être découverts dans des remaniements alluvionnaires jusqu'à parfois 1,4m de profondeur.

La gauche du montage montre des sables limoneux totalement déstructurés.

**Fig.11, Ejection and sliding.**

The right-hand side of the montage shows an ejection through a silty level approximately 0.4m thick.

The upper part has lost all traces of sedimentary bedding. This loss of structure led to the burial of a sherd of Gallic pottery.

The presence of archaeological material at this depth can be explained by coseismic fissures or liquefaction. The final report on the archaeological studies of the Marcilly sur Seine site (Langry, 2010) indicates that some objects were discovered in alluvial reworking up to a depth of 1.4 metres.

The left-hand side of the montage shows completely unstructured silty sands.

## 4.2 - DEFORMATIONS CASSANTES

Les failles sont nombreuses dans les carrières étudiées au fil de leur avancement (fig.6). Ne sont indiquées que celles de rejet vertical supérieur à 0,2m.

La figure (fig.12) indique, au niveau de la brosse (0,3m), une faille verticale à rejet décimétrique affectant des alternances de sables et graviers. Sur la droite, on voit apparaître des failles inverses. Le litage sédimentaire n'est pas perturbé. La gauche du cliché montre une
dans un mélange anarchique de sable, limon et graviers fins. A l'extrême droite du montage,
il apparaît une cheminée d'éjection de fluide, à travers les limons inférieurs.

<figure><img src="image_13.png" /></figure>

**Fig. n°11, Ejection et glissement.**

La droite du montage présente une éjection à travers un niveau limoneux d'environ 0,4m de puissance.

La partie sommitale a perdu toute trace de litage sédimentaire. Cette perte de structure a permis l'enfouissement d'un tesson de poterie gauloise.

La présence de matériel archéologique à cette profondeur s'explique par des crevasses cosismiques ou des liquéfactions. Le rapport final des études archéologiques du site de Marcilly sur Seine (Langry, 2010) indique que certains objets ont pu être découverts dans des remaniements alluvionnaires jusqu'à parfois 1,4m de profondeur.

La gauche du montage montre des sables limoneux totalement déstructurés.

**Fig.11, Ejection and sliding.**

The right-hand side of the montage shows an ejection through a silty level approximately 0.4m thick.

The upper part has lost all traces of sedimentary bedding. This loss of structure led to the burial of a sherd of Gallic pottery.

The presence of archaeological material at this depth can be explained by coseismic fissures or liquefaction. The final report on the archaeological studies of the Marcilly sur Seine site (Langry, 2010) indicates that some objects were discovered in alluvial reworking up to a depth of 1.4 metres.

The left-hand side of the montage shows completely unstructured silty sands.

## 4.2 - DEFORMATIONS CASSANTES

Les failles sont nombreuses dans les carrières étudiées au fil de leur avancement (fig.6). Ne sont indiquées que celles de rejet vertical supérieur à 0,2m.

La figure (fig.12) indique, au niveau de la brosse (0,3m), une faille verticale à rejet décimétrique affectant des alternances de sables et graviers. Sur la droite, on voit apparaître des failles inverses. Le litage sédimentaire n'est pas perturbé. La gauche du cliché montre une
faille normale compensatrice du rejeu vertical de la faille centrale. Le tout évoque une
structure en fleur. A noter l'existence de l'aquifère à la base de la coupe.

<figure><img src="image_13.png" /><figcaption>Fig.12, Exemple de failles affectant des lentilles de sable.
Fig.12, Example of faults affecting sand lenses.</figcaption></figure>

D'autres failles, normales et inverses, sont visibles sur la figure 13. Les ferruginisations
rougeâtres se focalisent au toit et mur des sables, à proximité immédiate de la limite du
glissement du sol, vers la droite. Les graviers sont totalement déstructurés, avec perte du
faille normale compensatrice du rejeu vertical de la faille centrale. Le tout évoque une
structure en fleur. A noter l'existence de l'aquifère à la base de la coupe.

<figure><img src="image_14.png" /><figcaption>Fig.12, Exemple de failles affectant des lentilles de sable.
Fig.12, Example of faults affecting sand lenses.</figcaption></figure>

D'autres failles, normales et inverses, sont visibles sur la figure 13. Les ferruginisations
rougeâtres se focalisent au toit et mur des sables, à proximité immédiate de la limite du
glissement du sol, vers la droite. Les graviers sont totalement déstructurés, avec perte du
litage sédimentaire.

<figure><img src="image_14.png" /></figure>

**Fig.13 : Failles, glissement et plis.**

La faille inverse de gauche (f1) entraîne l'effondrement du niveau sableux remontée par la faille f2 d'environ 0,4m de rejet vertical. La faille f4, à gauche, est à l'origine d'un glissement gravitaire entrainant des graviers dans un niveau coloré par des oxydes de fer. Un effondrement de l'horizon humique lui est associé.

Fig.13: Faults, landslides and folds.

The reverse fault on the left (f1) causes the collapse of the sandy level brought up by the f2 fault of approximately 0.4m vertical rejection. Fault f4, on the left, is the source of a gravitational slip entraining gravels in a level coloured by iron oxides. It is associated with a collapse of the humic horizon.

Il existe également des failles holocènes. L'une d'entre elle (fig.14) est à l'origine d'un petit graben dans des graviers fins à remplissage de tourbe avec coquilles de « Cepeae numeralis ». Des limons jaunes y sont injectés. Le tout repose sur des graviers affectés de petites failles. De normale initialement, elle devient inverse par l'appel au vide du graben.
litage sédimentaire.

<figure><img src="image_15.png" /></figure>

**Fig.13 : Failles, glissement et plis.**

La faille inverse de gauche (f1) entraîne l'effondrement du niveau sableux remontée par la faille f2 d'environ 0,4m de rejet vertical. La faille f4, à gauche, est à l'origine d'un glissement gravitaire entrainant des graviers dans un niveau coloré par des oxydes de fer. Un effondrement de l'horizon humique lui est associé.

Fig.13: Faults, landslides and folds.

The reverse fault on the left (f1) causes the collapse of the sandy level brought up by the f2 fault of approximately 0.4m vertical rejection. Fault f4, on the left, is the source of a gravitational slip entraining gravels in a level coloured by iron oxides. It is associated with a collapse of the humic horizon.

Il existe également des failles holocènes. L'une d'entre elle (fig.14) est à l'origine d'un petit graben dans des graviers fins à remplissage de tourbe avec coquilles de « Cepeae numeralis ». Des limons jaunes y sont injectés. Le tout repose sur des graviers affectés de petites failles. De normale initialement, elle devient inverse par l'appel au vide du graben.
<figure><img src="image_15.png" /><figcaption>F: faille, g: gravier, t: tourbe, t-l: tourbe injectée de limon</figcaption></figure>

<figure><img src="image_16.png" /><figcaption>e: éjection de fluides chargés de fines</figcaption></figure>

**Fig.14, Failles holocènes**

La figure 14a présente une faille normale affectant des graviers fins. Le compartiment effondré affecte les tourbes colorées en jaune par des éjections de fluide. L'appel au vide de l'effondrement est à l'origine du passage de la faille normale en faille inverse

La figure 14b montre une faille faisant également s'effondrer un niveau organique. L'âge mesuré est sans doute rajeuni par des acides humiques récents. A noter les coquilles mollusques sous le niveau organique et la présence d'éjection dans les tourbes, depuis le plan de faille.

**Fig.14, Holocene faults**

Figure 14a shows a normal fault affecting fine gravels. The collapsed compartment affects peat coloured yellow by fluid ejections. The vacuum created by the collapse is what caused the normal fault to become a reverse fault. Figure 14b shows a fault that also caused an organic level to collapse. The age measured is undoubtedly rejuvenated by recent humic acids. Note the mollusc shells under the organic level and the presence of ejecta in the peat from the fault plane.

4.3 - DYKES ET EJECTIONS DE SABLE.
<figure><img src="image_16.png" /><figcaption>F: faille, g: gravier, t: tourbe, t-l: tourbe injectée de limon</figcaption></figure>

<figure><img src="image_17.png" /><figcaption>e: éjection de fluides chargés de fines</figcaption></figure>

**Fig.14, Failles holocènes**

La figure 14a présente une faille normale affectant des graviers fins. Le compartiment effondré affecte les tourbes colorées en jaune par des éjections de fluide. L'appel au vide de l'effondrement est à l'origine du passage de la faille normale en faille inverse

La figure 14b montre une faille faisant également s'effondrer un niveau organique. L'âge mesuré est sans doute rajeuni par des acides humiques récents. A noter les coquilles mollusques sous le niveau organique et la présence d'éjection dans les tourbes, depuis le plan de faille.

**Fig.14, Holocene faults**

Figure 14a shows a normal fault affecting fine gravels. The collapsed compartment affects peat coloured yellow by fluid ejections. The vacuum created by the collapse is what caused the normal fault to become a reverse fault. Figure 14b shows a fault that also caused an organic level to collapse. The age measured is undoubtedly rejuvenated by recent humic acids. Note the mollusc shells under the organic level and the presence of ejecta in the peat from the fault plane.

4.3 - DYKES ET EJECTIONS DE SABLE.
La zone étudiée comporte un nombre important de remontées de boue crayeuse (diapirs), avec
blocs de craie (fig.6)

Deux exemples sont fournis

Le premier (fig.15 a) présente un niveau limoneux traversé par une éjection massive de graviers fins liquéfiés. Le litage de l'éjection est souligné par des oxydes noirs de manganèse, oxyde ayant également diffusé latéralement dans les limons, vers la droite. A remarquer, sous la pelle et la pioche, une remontée de boue crayeuse. La brosse mesure 0,3 m.

Le deuxième (fig.15 b) à l'identique de la figure n°15a, montre des éjections massives de sable et boue crayeuse, associées à des dépôts d'oxydes colorés. Ces derniers correspondent à des sels dissous sous forme de complexe organique, sels ayant précipité ultérieurement après
La zone étudiée comporte un nombre important de remontées de boue crayeuse (diapirs), avec
blocs de craie (fig.6)

Deux exemples sont fournis

Le premier (fig.15 a) présente un niveau limoneux traversé par une éjection massive de graviers fins liquéfiés. Le litage de l'éjection est souligné par des oxydes noirs de manganèse, oxyde ayant également diffusé latéralement dans les limons, vers la droite. A remarquer, sous la pelle et la pioche, une remontée de boue crayeuse. La brosse mesure 0,3 m.

Le deuxième (fig.15 b) à l'identique de la figure n°15a, montre des éjections massives de sable et boue crayeuse, associées à des dépôts d'oxydes colorés. Ces derniers correspondent à des sels dissous sous forme de complexe organique, sels ayant précipité ultérieurement après
oxydation, microbienne ou non.

<figure><img src="image_17.png" /><figcaption>Figs. 15 a et b : Éjection de boue crayeuse
Figs. 15 a and b: Ejection of chalky mud</figcaption></figure>

Des éjections massives de sable existent également (fig.16). Sur cette dernière figure une injection de sable traverse les graviers, venant se bloquer à la base du chenal limoneux. Celui-ci, affecté également d'une faille verticale (0,10m de rejet) (non visible sur la photo), à 2m à
oxydation, microbienne ou non.

<figure><img src="image_18.png" /></figure>

48.545067°, 3.735831°

a

<figure><img src="image_19.png" /></figure>

La brosse mesure 0,3 m.
48.546061° et 3.742489°

*: 4417-4442 cal BP

b

Figs. 15 a et b : Éjection de boue crayeuse
Figs. 15 a and b: Ejection of chalky mud

Des éjections massives de sable existent également (fig.16). Sur cette dernière figure une injection de sable traverse les graviers, venant se bloquer à la base du chenal limoneux. Celui-ci, affecté également d'une faille verticale (0,10m de rejet) (non visible sur la photo), à 2m à
droite, est holocène (tab.1). Il faut remarquer également une injection fine d'oxyde de fer dans

<figure><img src="image_18.png" /></figure>

les limons sus-jacents.

<caption>Fig.16 : Éjection de sables</caption>

<caption>Fig.16 : Sand ejection</caption>

Par ailleurs, au niveau de la figure 15b, deux silex sont fracturés (fig.17) dans le remplissage alluvial.

La fracturation de premier aboutit à une véritable brèche à ciment d'hydroxyde de fer ou de sidérose.
droite, est holocène (tab.1). Il faut remarquer également une injection fine d'oxyde de fer dans

<figure><img src="image_20.png" /></figure>

les limons sus-jacents.

<caption>Fig.16 : Éjection de sables</caption>

<caption>Fig.16 : Sand ejection</caption>

Par ailleurs, au niveau de la figure 15b, deux silex sont fracturés (fig.17) dans le remplissage alluvial.

La fracturation de premier aboutit à une véritable brèche à ciment d'hydroxyde de fer ou de sidérose.
Le second comporte des plans de cisaillement, avec déplacement excluant une fracturation

<figure><img src="image_19.png" /></figure>

cryogénique.

<caption>Fig. 17 : Galets de silex cisaillés et fracturés dans les alluvions, aux abords d'un diapir</caption>

<caption>Fig. 17: Sheared and fractured flint pebbles in the alluvium, near a diapir</caption>

4.4 - DATATIONS (tab.1)

Diverses datations ont été effectuées sur des limons et tourbes de la confluence Aube et Seine (fig.1). Les prélèvements sont effectués à plus de 1m de profondeur, afin d'éviter les contaminations par des acides humiques actuels. Les faibles teneurs en matières organiques des limons ont imposé une datation par activation neutronique. Les résultats figurent dans le tableau n°1.

Les mesures à la base des limons indiquent un âge pléni glaciaire weichselien, soit un âge moyen de 26300 BP, pour trois mesures à des endroits différents.

Une mesure, à la base d'un paléo chenal tourbeux (fig.16) faillé, fournit un âge de 9350 BP.
Le second comporte des plans de cisaillement, avec déplacement excluant une fracturation

<figure><img src="image_21.png" /></figure>

cryogénique.

<caption>Fig. 17 : Galets de silex cisaillés et fracturés dans les alluvions, aux abords d'un diapir</caption>

<caption>Fig. 17: Sheared and fractured flint pebbles in the alluvium, near a diapir</caption>

4.4 - DATATIONS (tab.1)

Diverses datations ont été effectuées sur des limons et tourbes de la confluence Aube et Seine (fig.1). Les prélèvements sont effectués à plus de 1m de profondeur, afin d'éviter les contaminations par des acides humiques actuels. Les faibles teneurs en matières organiques des limons ont imposé une datation par activation neutronique. Les résultats figurent dans le tableau n°1.

Les mesures à la base des limons indiquent un âge pléni glaciaire weichselien, soit un âge moyen de 26300 BP, pour trois mesures à des endroits différents.

Une mesure, à la base d'un paléo chenal tourbeux (fig.16) faillé, fournit un âge de 9350 BP.
Les niveaux organiques apparaissent Holocène, âge confirmé par la présence ponctuelle de
coquilles de « Cepae nemoralis ».

Une datation par OSL a permis de mieux cerner l'âge de la dernière déformation souple.
(fig.12).

La deuxième datation par OSL, effectuée à Gourgançon, indice de néotectonique au même titre que les failles de Longueville sur Aube (fig.2) (Ritz *et al*, 2021), concerne des sables éjectés affectés de failles, en relation avec un diapir de boue crayeuse

5 - DISCUSSION

Diverses origines sont possibles pour les déformations hydroplastiques (SSDS). Dans la région étudiée, il faut exclure les vagues de tempêtes, tsunamis, effondrement karstiques (Rodet, 1992) ou chute de météore, dès lors qu'aucune trace d'impact Pléistocène ne soit répertoriée régionalement.

Des déformations similaires à celles décrites ci-dessus sont connues dans le bassin de Paris.

Dans le Cénozoïque du bassin de Paris, il faut citer celles du Bartonien, entre Château-Thierry et Soissons (Montenat *et al.*, 2007) et du Stampien entre Estampes et Fontainebleau (Plaziat *et al.*, 2009). Ces déformations sont attribuées à des séismes de magnitude supérieure à 6.

Les déformations quaternaires observées localement se focalisent à la limite du Pléistocène et de l'Holocène. Diverses déformations quaternaires non datées ont été décrites ailleurs dans les vallées du bassin versant de la Seine (Michel, 1972) sans pour autant atteindre le nombre de celles repérées localement. Elles sont toutes attribuées au froid périglaciaire, sans envisager d'autres hypothèses, telles que sismiques ou fontis de craie dédolomitisées.

Glissements gravitaires et diapirs de craie ne sont pas signalés. Un biais analytique est peut-être lié à la densité plus importante de nos observations.
Les niveaux organiques apparaissent Holocène, âge confirmé par la présence ponctuelle de
coquilles de « Cepae nemoralis ».

Une datation par OSL a permis de mieux cerner l'âge de la dernière déformation souple.
(fig.12).

La deuxième datation par OSL, effectuée à Gourgançon, indice de néotectonique au même titre que les failles de Longueville sur Aube (fig.2) (Ritz *et al*, 2021), concerne des sables éjectés affectés de failles, en relation avec un diapir de boue crayeuse

5 - DISCUSSION

Diverses origines sont possibles pour les déformations hydroplastiques (SSDS). Dans la région étudiée, il faut exclure les vagues de tempêtes, tsunamis, effondrement karstiques (Rodet, 1992) ou chute de météore, dès lors qu'aucune trace d'impact Pléistocène ne soit répertoriée régionalement.

Des déformations similaires à celles décrites ci-dessus sont connues dans le bassin de Paris.

Dans le Cénozoïque du bassin de Paris, il faut citer celles du Bartonien, entre Château-Thierry et Soissons (Montenat *et al.*, 2007) et du Stampien entre Estampes et Fontainebleau (Plaziat *et al.*, 2009). Ces déformations sont attribuées à des séismes de magnitude supérieure à 6.

Les déformations quaternaires observées localement se focalisent à la limite du Pléistocène et de l'Holocène. Diverses déformations quaternaires non datées ont été décrites ailleurs dans les vallées du bassin versant de la Seine (Michel, 1972) sans pour autant atteindre le nombre de celles repérées localement. Elles sont toutes attribuées au froid périglaciaire, sans envisager d'autres hypothèses, telles que sismiques ou fontis de craie dédolomitisées.

Glissements gravitaires et diapirs de craie ne sont pas signalés. Un biais analytique est peut-être lié à la densité plus importante de nos observations.
Coulon (1994) présente une approche microtectonique des déformations Quaternaires en Champagne, les attribuant à une activité sismique en relation avec le volcanisme épisodique connu en Auvergne et en Eiffel durant cette période.

Par ailleurs, le Pléniglaciaire terminal est à l'origine de réajustements isostasique, avec localement d'importants séismes consécutifs à la diminution des contraintes sur les failles majeures. Cela a été constaté, entre autres, sur le bouclier canadien (Broocks et Adams, 2020).

Enfin, les déformations décrites ci-dessus présentent de nombreuses similitudes avec celles d'origine sismique observées dans les dépôts holocènes de certains lacs alpins (Lignier, 2001) ou au Tibet (Long *et al*, 2022).

De ce fait, l'hypothèse d'une origine sismique pour les déformations présentées n'est pas à occulter d'entrée de jeu.

En effet, un autre élément de datation indirecte est également présent localement, à savoir les précipitations d'oxydes de manganèse, sur les graviers et sables (figs. 8,11, 15 et 16), dépôts inexistants dans la terrasse saalienne de Longueville sur Aube (fig.2).

La solubilisation microbienne alluviale du manganèse (et du fer) impose un milieu réducteur organique et un climat tempéré

Elle serait donc postérieure aux périodes de grand froid périglaciaire. L'origine du manganèse est éventuellement liée à des tephra (Allemagne, massif de l'Eiffel ...) du début de l'holocène (12900 BP, Litt et al, 2008) tephra altérées ultérieurement par les acides humiques des tourbes. L'absence de dépôts noirs de manganèse, dans la coupe de la terrasse saalienne de Longueville (fig.3) milite en ce sens

Une datation ¹⁴C sur le carbone organique associé aux oxydes noirs de manganèse fournit un âge ¹⁴C de 4417-4242 cal BP) (tab.1).
Coulon (1994) présente une approche microtectonique des déformations Quaternaires en Champagne, les attribuant à une activité sismique en relation avec le volcanisme épisodique connu en Auvergne et en Eiffel durant cette période.

Par ailleurs, le Pléniglaciaire terminal est à l'origine de réajustements isostasique, avec localement d'importants séismes consécutifs à la diminution des contraintes sur les failles majeures. Cela a été constaté, entre autres, sur le bouclier canadien (Broocks et Adams, 2020).

Enfin, les déformations décrites ci-dessus présentent de nombreuses similitudes avec celles d'origine sismique observées dans les dépôts holocènes de certains lacs alpins (Lignier, 2001) ou au Tibet (Long *et al*, 2022).

De ce fait, l'hypothèse d'une origine sismique pour les déformations présentées n'est pas à occulter d'entrée de jeu.

En effet, un autre élément de datation indirecte est également présent localement, à savoir les précipitations d'oxydes de manganèse, sur les graviers et sables (figs. 8,11, 15 et 16), dépôts inexistants dans la terrasse saalienne de Longueville sur Aube (fig.2).

La solubilisation microbienne alluviale du manganèse (et du fer) impose un milieu réducteur organique et un climat tempéré

Elle serait donc postérieure aux périodes de grand froid périglaciaire. L'origine du manganèse est éventuellement liée à des tephra (Allemagne, massif de l'Eiffel ...) du début de l'holocène (12900 BP, Litt et al, 2008) tephra altérées ultérieurement par les acides humiques des tourbes. L'absence de dépôts noirs de manganèse, dans la coupe de la terrasse saalienne de Longueville (fig.3) milite en ce sens

Une datation ¹⁴C sur le carbone organique associé aux oxydes noirs de manganèse fournit un âge ¹⁴C de 4417-4242 cal BP) (tab.1).
Une injection similaire d'eau chargée de sels ferreux dissous semble indiquée au Canada, lors d'un séisme important, dans la thèse de Lignier (2001) page 22.

## 5.1 - LOAD CASTS

Les figures de charge (load casts, pseudonodules) se développent dans des sédiments liquéfiés à gradient de densité inverse, à savoir un dispositif où les sédiments plus denses se superposent à d'autres plus légers dans des conditions de saturation en eau. Cette instabilité gravitaire dans le sédiment correspond à une force motrice pouvant déformer le sédiment, lors de sa perte de résistance au cisaillement (Owen, 1987). Un réajustement gravitaire se produit alors à l'interface des unités lithologiques de densités différentes. L'unité supérieure, plus dense, tend à s'effondrer, en plongeant dans l'unité inférieure. A l'opposé, le sédiment sous-jacent et le fluide interstitiel se déplacent dans le sens ascendant.

L'examen détaillé de la figure n°7 indique des graviers s'enfonçant dans des dépôts limoneux dont le litage se redresse à l'approche des poches de graviers.

## 5.2 – DYKES ET EJECTIONS DE SABLE

Les dykes clastiques et filons (figs.15 et 16) s'interprètent comme des injections vers le haut dans les sédiments cohésifs à semi-cohésifs de sédiments silto-sableux fluidisés depuis une source sous-jacente. Cela fait suite à l'augmentation de la pression interstitielle des pores (Lowe, 1975 ; Rodríguez-Pascua et al., 2000 ; Hałuszczak, 2007 ; Montenat et al., 2007 ; Plaziat et al., 2009 ; Berra &Felletti, 2011). Localement les dykes s'enracinent dans les graviers sous les limons, comme on peut le voir sur la figure 14. Ce type de structures est considéré souvent comme marqueur de l'effet des secousses sismiques sur des sédiments saturés d'eau (Mohindra &Bagati, 1996 ; Rosetti, 1999 ; Jones & Omoto, 2000 ; Neuwerth et al., 2006 ; Berra &Felletti, 2011). Le gel peut également fournir des structures similaires (Bertran et al., 2018) comme on peut l'observer actuellement dans les secteurs circum polaires
Une injection similaire d'eau chargée de sels ferreux dissous semble indiquée au Canada, lors d'un séisme important, dans la thèse de Lignier (2001) page 22.

## 5.1 - LOAD CASTS

Les figures de charge (load casts, pseudonodules) se développent dans des sédiments liquéfiés à gradient de densité inverse, à savoir un dispositif où les sédiments plus denses se superposent à d'autres plus légers dans des conditions de saturation en eau. Cette instabilité gravitaire dans le sédiment correspond à une force motrice pouvant déformer le sédiment, lors de sa perte de résistance au cisaillement (Owen, 1987). Un réajustement gravitaire se produit alors à l'interface des unités lithologiques de densités différentes. L'unité supérieure, plus dense, tend à s'effondrer, en plongeant dans l'unité inférieure. A l'opposé, le sédiment sous-jacent et le fluide interstitiel se déplacent dans le sens ascendant.

L'examen détaillé de la figure n°7 indique des graviers s'enfonçant dans des dépôts limoneux dont le litage se redresse à l'approche des poches de graviers.

## 5.2 – DYKES ET EJECTIONS DE SABLE

Les dykes clastiques et filons (figs.15 et 16) s'interprètent comme des injections vers le haut dans les sédiments cohésifs à semi-cohésifs de sédiments silto-sableux fluidisés depuis une source sous-jacente. Cela fait suite à l'augmentation de la pression interstitielle des pores (Lowe, 1975 ; Rodríguez-Pascua et al., 2000 ; Hałuszczak, 2007 ; Montenat et al., 2007 ; Plaziat et al., 2009 ; Berra &Felletti, 2011). Localement les dykes s'enracinent dans les graviers sous les limons, comme on peut le voir sur la figure 14. Ce type de structures est considéré souvent comme marqueur de l'effet des secousses sismiques sur des sédiments saturés d'eau (Mohindra &Bagati, 1996 ; Rosetti, 1999 ; Jones & Omoto, 2000 ; Neuwerth et al., 2006 ; Berra &Felletti, 2011). Le gel peut également fournir des structures similaires (Bertran et al., 2018) comme on peut l'observer actuellement dans les secteurs circum polaires
La figure 9 présente une éjection massive ayant entraîné des glissements gravitaires

## 5.3 - LES GLISSEMENTS

La principale cause mécanique reconnue de structures de type « slump » ou glissements dans les sédiments plastiques est l'augmentation de la pente de la surface de dépôt (Mills, 1983).

Une secousse sismique peut, entre autres, s'avérer l'élément déclencheur (Allen, 1982). La déformation ne débute qu'après une réduction importante de la résistance au cisaillement des sédiments (Moretti & Sabato, 2007). La thèse de Lignier (2001) portant sur les sédiments lacustres enregistreurs de la paléo-sismicité, en fournit des exemples.

Localement, plusieurs glissements ont été rencontrés (figs.8, 9, 10, 11 et 13). Ceux de la figure 9 sont associés à une éjection massive (eau avec biogaz dissous ?).

La figure n°11 correspond à un glissement important sur faible pente, à l'origine d'une importante éjection de matériel liquéfié. La figure n°12 présente un autre glissement d'âge récent ayant entraîné une poterie gauloise.

## 5.4 - LES FAILLES

Les failles ne se produisent que dans des niveaux indurés par le froid ou la diagenèse. Elles résultent d'une augmentation de la contrainte dépassant la limite d'élasticité du sédiment, d'où une rupture fragile (Owen, 1987 ; Scholtz, 1990). Une simple voussure peut en occasionner, par compensation de la courbure, tout autant que des glissements gravitaires.

Dans ces cas leur enracinement en profondeur est inexistant. Des failles normales, après fauchage de versant, deviendront inverses (fig.14). Enfin, des micro-failles multi-directionnelles de tassement post sismiques se rencontrent également (Plaziat *et al.*, 2009)

Les failles rencontrées s'avérer normales ou inverses (figs.8, 10, 12,13 et 14). Les microfailles de tassement sont omni présentes.

Faute d'accès, leur comportement dans l'aquifère sous-jacent est inconnu.

Des éjections sont associées parfois aux failles (fig.11).
La figure 9 présente une éjection massive ayant entraîné des glissements gravitaires

## 5.3 - LES GLISSEMENTS

La principale cause mécanique reconnue de structures de type « slump » ou glissements dans les sédiments plastiques est l'augmentation de la pente de la surface de dépôt (Mills, 1983).

Une secousse sismique peut, entre autres, s'avérer l'élément déclencheur (Allen, 1982). La déformation ne débute qu'après une réduction importante de la résistance au cisaillement des sédiments (Moretti & Sabato, 2007). La thèse de Lignier (2001) portant sur les sédiments lacustres enregistreurs de la paléo-sismicité, en fournit des exemples.

Localement, plusieurs glissements ont été rencontrés (figs.8, 9, 10, 11 et 13). Ceux de la figure 9 sont associés à une éjection massive (eau avec biogaz dissous ?).

La figure n°11 correspond à un glissement important sur faible pente, à l'origine d'une importante éjection de matériel liquéfié. La figure n°12 présente un autre glissement d'âge récent ayant entraîné une poterie gauloise.

## 5.4 - LES FAILLES

Les failles ne se produisent que dans des niveaux indurés par le froid ou la diagenèse. Elles résultent d'une augmentation de la contrainte dépassant la limite d'élasticité du sédiment, d'où une rupture fragile (Owen, 1987 ; Scholtz, 1990). Une simple voussure peut en occasionner, par compensation de la courbure, tout autant que des glissements gravitaires.

Dans ces cas leur enracinement en profondeur est inexistant. Des failles normales, après fauchage de versant, deviendront inverses (fig.14). Enfin, des micro-failles multi-directionnelles de tassement post sismiques se rencontrent également (Plaziat et al., 2009)

Les failles rencontrées s'avérer normales ou inverses (figs.8, 10, 12,13 et 14). Les microfailles de tassement sont omni présentes.

Faute d'accès, leur comportement dans l'aquifère sous-jacent est inconnu.

Des éjections sont associées parfois aux failles (fig.11).
Ces failles peuvent être liées à une activité sismique proche (Plaziat *et al.*, 2009) ou à un effondrement de thermokarst (Van Vliet-Lanoë *et al.*, 20166), (Bertran *et al.*, 2018).

## 5.5 - ORIGINE DES DEFORMATIONS.

Les déformations observées dans cette étude semblent avoir été occasionnées majoritairement par les processus de liquéfaction et/ou de fluidisation des niveaux limoneux ou sablo-limoneux, avec ou sans expulsion de fluide. Ces processus, causés entre autres par les tremblements de terre (Obermeier, 1996), peuvent présenter des origines autres. Dès lors la découverte de leur origine effective s'avère souvent fort délicate (Bertran *et al.*, 2018). Divers éléments aident à leur interprétation : la composition lithologique, la teneur en eau interstitielle, les niveaux affectés, l'âge des déformations, leur extension latérale, leur similitude avec des séismites reconnues... (Lignier, 2001), (Topal&Özkul, 2014).

D'entrée de jeu il faut exclure un choc par météorite ou des vagues de tempête. La météorite de chromite (Fehr et Carion, 2004) de Saint Aubin (15 km à l'ouest), serait tombée en 1865 (Thomasson, 2005).

La craie locale n'étant pas karstifiée (Rodet, 1991) l'effondrement de cavités n'est pas envisageable localement, hormis quelques faibles fontis dans des craies dédolomitisées (fig.5)

L'hypothèse de l'effondrement d'un thermo karst sous un mollisol (Bertan *et al.*, 2018) n'est pas à exclure d'emblée au moins pour certaines failles.

Afin d'établir une origine sismique des structures de déformations hydroplastiques observées localement, il faut se reporter à l'ensemble des critères proposés par divers auteurs, dès 1975.

Les critères proposés par Owen et Moretti (2011), semblent les plus pertinents. Six critères sont proposés : (1) une large étendue géographique ; (2) une continuité latérale des sédiments déformés ; (3) la répétition verticale ; (4) une morphologie des structures de déformation hydroplastique comparable aux structures décrites dans les sédiments affectés par le tremblement de terre ; (5) la proximité des failles sismiquement actives ; et (6) la zonation de
Ces failles peuvent être liées à une activité sismique proche (Plaziat et al., 2009) ou à un
effondrement de thermokarst (Van Vliet-Lanoë et al., 20166), (Bertran et al., 2018).

5.5 - ORIGINE DES DEFORMATIONS.

Les déformations observées dans cette étude semblent avoir été occasionnées majoritairement
par les processus de liquéfaction et/ou de fluidisation des niveaux limoneux ou sablo-
limoneux, avec ou sans expulsion de fluide. Ces processus, causés entre autres par les
tremblements de terre (Obermeier, 1996), peuvent présenter des origines autres. Dès lors la
découverte de leur origine effective s'avère souvent fort délicate (Bertran et al., 2018). Divers
éléments aident à leur interprétation : la composition lithologique, la teneur en eau
interstitielle, les niveaux affectés, l'âge des déformations, leur extension latérale, leur
similitude avec des séismites reconnues... (Lignier, 2001), (Topal&Özkul, 2014).

D'entrée de jeu il faut exclure un choc par météorite ou des vagues de tempête. La météorite de chromite (Fehr et Carion, 2004) de Saint Aubin (15 km à l'ouest), serait tombée en 1865 (Thomasson, 2005).

La craie locale n'étant pas karstifiée (Rodet, 1991) l'effondrement de cavités n'est pas
envisageable localement, hormis quelques faibles fontis dans des craies dédolomitisées (fig.5)
L'hypothèse de l'effondrement d'un thermo karst sous un mollisol (Bertan et al., 2018) n'est
pas à exclure d'emblée au moins pour certaines failles.

Afin d'établir une origine sismique des structures de déformations hydroplastiques observées
localement, il faut se reporter à l'ensemble des critères proposés par divers auteurs, dès 1975.

Les critères proposés par Owen et Moretti (2011), semblent les plus pertinents. Six critères
sont proposés : (1) une large étendue géographique ; (2) une continuité latérale des sédiments
déformés ; (3) la répétition verticale ; (4) une morphologie des structures de déformation
hydroplastique comparable aux structures décrites dans les sédiments affectés par le
tremblement de terre ; (5) la proximité des failles sismiquement actives ; et (6) la zonation de
la complexité et/ou de la fréquence des structures par rapport à la distance de la faille de déclenchement.

### 5.5.1 - Répartition géographique

Les déformations observées se focalisent sur les sites étudiés localement (fig.3). Aucune description de load cast ou de glissement gravitaire d'une telle importance n'existe dans la littérature (Michel, 1972) (Van Vliet-Lanoë et al, 2016) portant sur le Quaternaire du Bassin de Paris. Les structures alluviales déformées et attribuées au Périglaciaires, à l'Est de Paris, diminuent en s'éloignant du secteur étudié. Par ailleurs, la vallée de la Seine s'aligne sur la faille de Vittel, entre Méry et Romilly sur Seine. Enfin, nos déformations et celles de Coulon (1994) se concentrent sur la faille de Vittel et celle de Linthelles-Connantre (fig.1 et 3).

### 5.5.2 - Continuité latérale des sédiments déformés

Que cela soit dans nos observations ou dans celles de Michel (1972) en amont de Paris, les glissements gravitaires, diapirs de craie boueuse, se cantonnent dans la confluence de l'Aube et de la Seine. Les déformations externes interprétées comme dépressions circulaires périglaciaires, se focalisent sur les grands accidents tectoniques régionaux (faille de Vittel, faille de Connantre-Lamotte), (fig.1). Elles s'estompent rapidement en s'éloignant de la zone d'étude (Van Vliet-Lanoë et al., 2016). Les failles quaternaires (fig.1) se focalisent également le long des accidents géologiques et sont associées à des craies dolomitiques, plus ou moins dédolomitisées (fig.1). Des failles quaternaires se rencontrent cependant hors des secteurs assimilés à du thermokarst, indiquant une origine autre.

### 5.5.3 - Répétition verticale

Les sites de Marcilly et Sauvage ont fait l'objet d'un polyphasage de la déformation.

La présence de flexure dans les alluvions (fig.8) permet ponctuellement la remontée de terrains plus anciens indiquant des failles scellées par des limons du pléni-glaciaire.
la complexité et/ou de la fréquence des structures par rapport à la distance de la faille de déclenchement.

### 5.5.1 - Répartition géographique

Les déformations observées se focalisent sur les sites étudiés localement (fig.3). Aucune description de load cast ou de glissement gravitaire d'une telle importance n'existe dans la littérature (Michel, 1972) (Van Vliet-Lanoë et al, 2016) portant sur le Quaternaire du Bassin de Paris. Les structures alluviales déformées et attribuées au Périglaciaires, à l'Est de Paris, diminuent en s'éloignant du secteur étudié. Par ailleurs, la vallée de la Seine s'aligne sur la faille de Vittel, entre Méry et Romilly sur Seine. Enfin, nos déformations et celles de Coulon (1994) se concentrent sur la faille de Vittel et celle de Linthelles-Connantre (fig.1 et 3).

### 5.5.2 - Continuité latérale des sédiments déformés

Que cela soit dans nos observations ou dans celles de Michel (1972) en amont de Paris, les glissements gravitaires, diapirs de craie boueuse, se cantonnent dans la confluence de l'Aube et de la Seine. Les déformations externes interprétées comme dépressions circulaires périglaciaires, se focalisent sur les grands accidents tectoniques régionaux (faille de Vittel, faille de Connantre-Lamotte), (fig.1). Elles s'estompent rapidement en s'éloignant de la zone d'étude (Van Vliet-Lanoë et al., 2016). Les failles quaternaires (fig.1) se focalisent également le long des accidents géologiques et sont associées à des craies dolomitiques, plus ou moins dédolomitisées (fig.1). Des failles quaternaires se rencontrent cependant hors des secteurs assimilés à du thermokarst, indiquant une origine autre.

### 5.5.3 - Répétition verticale

Les sites de Marcilly et Sauvage ont fait l'objet d'un polyphasage de la déformation.

La présence de flexure dans les alluvions (fig.8) permet ponctuellement la remontée de terrains plus anciens indiquant des failles scellées par des limons du pléni-glaciaire.
La figure 16 montre des éjections holocènes de craie boueuse, tandis que la figure 15 a et b présente des tourbes affectées de faille. La figure 12 indique un niveau perturbé avec poterie gauloise

### 5.5.4 - Morphologie des structures de déformations hydroplastiques

Les déformations observées sont à l'identique de celles décrites comme séismites lacustres, que cela soit, par exemple, dans les Alpes françaises (Lignier, 2001) ou en Turquie (Topal & Ökzul, 2014).

### 5.5.5 – Proximité des failles sismiquement actives

La faille de Bray-Vittel est considérée comme faille néotectonique. Trois indices de néotectonique sont signalés localement aux abords de la faille de Connantre (fig.1) (Ritz et al, 2021). Seuls les deux plus au Sud ont été étudiés

Celui de Longueville sur Aube (fig.2) montre une faille inverse s'enfonçant dans le substrat crayeux. Les failles visibles (flanc Est de la sablière) sont le pendant de celle de coupe IRSN réalisée du 8 au 11 juillet 1997. Une profil sismique haute résolution long de 100m indique la prolongation de l'accident en profondeur (Piwakowski, 2005). Les vitesses soniques, sous les 20 m de profondeur, inférieures à 2000m/s indiquent des craies dédolomitisées. Il faut remarquer l'absence de déformations souples superficielle, sur un site ayant fait l'objet de deux glaciations. Les analyses initiales d'eau du captage AEP voisin montrent un magnésium à 5mg/l, indiquant la présence de craie dolomitique.

L'indice de Gougançon (fig 18), sur la faille d'Omey, est aussi inscrit à l'inventaire du patrimoine géologique (CHA0004, Gourgançon). Il est également dans des craies indurées comme l'indique la tomographie électrique. Des dolomitisations sont également présentes (fig.19). La faille majeure observée se poursuit en profondeur dans la craie confirmant les données de la carte géologique Fére Champenois au 1/50000. Elle est associée à un diapir de craie fortement conductrice (craie dédolomitisée). Par ailleurs un âge OSL sur sables éjectés
La figure 16 montre des éjections holocènes de craie boueuse, tandis que la figure 15 a et b présente des tourbes affectées de faille. La figure 12 indique un niveau perturbé avec poterie gauloise

### 5.5.4 - Morphologie des structures de déformations hydroplastiques

Les déformations observées sont à l'identique de celles décrites comme séismites lacustres, que cela soit, par exemple, dans les Alpes françaises (Lignier, 2001) ou en Turquie (Topal & Ökzul, 2014).

### 5.5.5 – Proximité des failles sismiquement actives

La faille de Bray-Vittel est considérée comme faille néotectonique. Trois indices de néotectonique sont signalés localement aux abords de la faille de Connantre (fig.1) (Ritz et al, 2021). Seuls les deux plus au Sud ont été étudiés

Celui de Longueville sur Aube (fig.2) montre une faille inverse s'enfonçant dans le substrat crayeux. Les failles visibles (flanc Est de la sablière) sont le pendant de celle de coupe IRSN réalisée du 8 au 11 juillet 1997. Une profil sismique haute résolution long de 100m indique la prolongation de l'accident en profondeur (Piwakowski, 2005). Les vitesses soniques, sous les 20 m de profondeur, inférieures à 2000m/s indiquent des craies dédolomitisées. Il faut remarquer l'absence de déformations souples superficielle, sur un site ayant fait l'objet de deux glaciations. Les analyses initiales d'eau du captage AEP voisin montrent un magnésium à 5mg/l, indiquant la présence de craie dolomitique.

L'indice de Gougançon (fig 18), sur la faille d'Omey, est aussi inscrit à l'inventaire du patrimoine géologique (CHA0004, Gourgançon). Il est également dans des craies indurées comme l'indique la tomographie électrique. Des dolomitisations sont également présentes (fig.19). La faille majeure observée se poursuit en profondeur dans la craie confirmant les données de la carte géologique Fére Champenois au 1/50000. Elle est associée à un diapir de craie fortement conductrice (craie dédolomitisée). Par ailleurs un âge OSL sur sables éjectés
faillés indique 13569+/-147 BP (Rapport CIRAM 113-AR-245A, prélèvement par Mustapha Megrahoui, Institut de Physique du Globe, à Strasbourg). Les grains de quartz de l'échantillon sont anguleux, fracturés. Comme à Longueville, il n'existe pas de niveaux à oxydes de manganèse noir. Les déformations sont majoritairement cassantes.

<figure><img src="image_20.png" /></figure>

**Fig.18, Indice de néotectonique, site de Gougançon.**

La photo permet l'observation de failles inverse et normales, devenant inverses, par fauchage de versant (appel au vide. Elles affectent des sables éjectés datés par OSL.

La tomographie électrique indique la prolongation en profondeur de l'accident.

A remarquer l'injection de craie conductrice dédolomitisée le long du plan de faille. Les craies dolomitiques apparaissent vers 110 m NGF (nivellement général de la France).

**Fig.18, Neotectonic index, Gougançon site.**

The photo shows reverse and normal faults, becoming reverse faults as a result of slope mowing. They affect ejected sands dated by OSL.

Electrical tomography indicates the extension of the fault at depth.

Note the injection of de-dolomitised conductive chalk along the fault plane. The dolomitic chalk appears at around 110 m NGF.

Enfin, le cours de la Seine, entre Châtres et Romilly s'oriente le long de la faille de Vittel, laissant supposer un éventuel contrôle structural.

### 5.5.6 - Zonation de la complexité et/ou de la fréquence des structures par rapport à la distance de la faille de déclenchement

Les glissements gravitaires se concentrent dans notre zone d'étude, à l'aplomb des failles

Les failles quaternaires (fIg.1) se focalisent sur le croisement des failles de Vittel et Sézanne et celle de Connantre, prolongation nord de la faille de Saint Martin de Bossenay.

D'autres éléments complémentaires sont également à prendre en considération :
faillés indique 13569+/-147 BP (Rapport CIRAM 113-AR-245A, prélèvement par Mustapha Megrahoui, Institut de Physique du Globe, à Strasbourg). Les grains de quartz de l'échantillon sont anguleux, fracturés. Comme à Longueville, il n'existe pas de niveaux à oxydes de manganèse noir. Les déformations sont majoritairement cassantes.

<figure><img src="image_22.png" /></figure>

**Fig.18, Indice de néotectonique, site de Gougançon.**

La photo permet l'observation de failles inverse et normales, devenant inverses, par fauchage de versant (appel au vide. Elles affectent des sables éjectés datés par OSL.

La tomographie électrique indique la prolongation en profondeur de l'accident.

A remarquer l'injection de craie conductrice dédolomitisée le long du plan de faille. Les craies dolomitiques apparaissent vers 110 m NGF (nivellement général de la France).

**Fig.18, Neotectonic index, Gougançon site.**

The photo shows reverse and normal faults, becoming reverse faults as a result of slope mowing. They affect ejected sands dated by OSL.

Electrical tomography indicates the extension of the fault at depth.

Note the injection of de-dolomitised conductive chalk along the fault plane. The dolomitic chalk appears at around 110 m NGF.

Enfin, le cours de la Seine, entre Châtres et Romilly s'oriente le long de la faille de Vittel, laissant supposer un éventuel contrôle structural.

### 5.5.6 - Zonation de la complexité et/ou de la fréquence des structures par rapport à la distance de la faille de déclenchement

Les glissements gravitaires se concentrent dans notre zone d'étude, à l'aplomb des failles

Les failles quaternaires (fig.1) se focalisent sur le croisement des failles de Vittel et Sézanne et celle de Connantre, prolongation nord de la faille de Saint Martin de Bossenay.

D'autres éléments complémentaires sont également à prendre en considération :
- La nature de la craie sous alluviale

Le toit de la craie sous alluviale montre à l'Ouest de la faille de Linthelles une large cuvette.

A l'Est de cette faille, il existe un étroit paléo chenal de surcreusement au niveau de Clesles. Cela laisse supposer le jeu normal de cette faille, avec effondrement du compartiment Ouest.

Par ailleurs, la coupe des vitesses soniques (fig.5) et les tomographies électriques indique des craies indurées à vitesse sonique élevée (>3000m/s) surmontées par des craies à vitesse sonique deux fois plus faible (19000-2000m/s). Ces dernières craies correspondent aux craies très conductrices des tomographies, à savoir des craies dédolomitisées. Le rapport élevé des vitesses est un facteur d'amplification des ondes sismiques (Philip et al., 2007).

- Le caractère immédiat des déformation cassantes et cisaillantes de silex (surpression explosive de l'eau de constitution par suite d'un choc sismique), en lien avec des éjections brutales de craie pâteuse dédolomitisée (figs.15 et 17).

- Le caractère explosif de certaines éjections (figs.10 et 15)

- Le caractère holocène de certaines failles (figs.13 et 14) et les éjections de sels de manganèse (figs.9, 15et 17), incompatible avec une période froide.
- La nature de la craie sous alluviale

Le toit de la craie sous alluviale montre à l'Ouest de la faille de Linthelles une large cuvette.

A l'Est de cette faille, il existe un étroit paléo chenal de surcreusement au niveau de Clesles. Cela laisse supposer le jeu normal de cette faille, avec effondrement du compartiment Ouest.

Par ailleurs, la coupe des vitesses soniques (fig.5) et les tomographies électriques indique des craies indurées à vitesse sonique élevée (>3000m/s) surmontées par des craies à vitesse sonique deux fois plus faible (19000-2000m/s). Ces dernières craies correspondent aux craies très conductrices des tomographies, à savoir des craies dédolomitisées. Le rapport élevé des vitesses est un facteur d'amplification des ondes sismiques (Philip et al., 2007).

- Le caractère immédiat des déformation cassantes et cisaillantes de silex (surpression explosive de l'eau de constitution par suite d'un choc sismique), en lien avec des éjections brutales de craie pâteuse dédolomitisée (figs.15 et 17).

- Le caractère explosif de certaines éjections (figs.10 et 15)

- Le caractère holocène de certaines failles (figs.13 et 14) et les éjections de sels de manganèse (figs.9, 15et 17), incompatible avec une période froide.
<figure><img src="image_21.png" /></figure>

Fig19, Craie dolomitisées locales, projection horizontale.

La coupe présente la projection horizontale des vitesses soniques des craies dolomitiques de la fig. 1 (v>2700m/s).

On notera leur diminution progressive vers l'Est. Par ailleurs, le secteur d'étude tout comme es indices de néotectoniques de Gourgançon et Longueville correspondent à des augmentations des vitesses soniques, en relation avec des failles (remobilisation tectonique du magnésium).

Fig19, Local dolomitic chalk, horizontal projection.

The section shows the horizontal projection of the sonic velocities of the dolomitic chalk in fig. 1 (v>2700m/s).

Note their gradual decrease towards the east. In addition, the study area, as well as the neotectonic features at Gourgançon and Longueville, show increases in sonic velocities, linked to faults (tectonic remobilisation of magnesium).

### 5.5.7 – Conclusion partielle

Des déformations périglaciaires sont indéniables. En effet, les vitesses soniques mesurées s'avèrent souvent inférieures à 800m/s dans les 10 premiers mètres les plus superficiels.

Il n'en reste pas moins que la coupe de Longueville, affectée par deux glaciations, se montre beaucoup moins perturbée que les coupes de Sauvage et Marcilly.

Par ailleurs, l'existence de craies indurées dédolomitisées explique pleinement les nombreux fontis observés à proximité des failles régionales, sans pour autant supposer des effondrements thermo-karstiques géants. Ces derniers sont sans doute d'importance minime.

Cette craie dédolomitisée pâteuse présente un comportement souple, expliquant son injection explosive en diapirs pluri métriques se focalisant à l'aplomb de la faille de Vittel (fig.6). Cela
<figure><img src="image_23.png" /></figure>

Fig19, Craie dolomitisées locales, projection horizontale.

La coupe présente la projection horizontale des vitesses soniques des craies dolomitiques de la fig. 1 (v>2700m/s).

On notera leur diminution progressive vers l'Est. Par ailleurs, le secteur d'étude tout comme es indices de néotectoniques de Gourgançon et Longueville correspondent à des augmentations des vitesses soniques, en relation avec des failles (remobilisation tectonique du magnésium).

Fig19, Local dolomitic chalk, horizontal projection.

The section shows the horizontal projection of the sonic velocities of the dolomitic chalk in fig. 1 (v>2700m/s).

Note their gradual decrease towards the east. In addition, the study area, as well as the neotectonic features at Gourgançon and Longueville, show increases in sonic velocities, linked to faults (tectonic remobilisation of magnesium).

### 5.5.7 – Conclusion partielle

Des déformations périglaciaires sont indéniables. En effet, les vitesses soniques mesurées s'avèrent souvent inférieures à 800m/s dans les 10 premiers mètres les plus superficiels.

Il n'en reste pas moins que la coupe de Longueville, affectée par deux glaciations, se montre beaucoup moins perturbée que les coupes de Sauvage et Marcilly.

Par ailleurs, l'existence de craies indurées dédolomitisées explique pleinement les nombreux fontis observés à proximité des failles régionales, sans pour autant supposer des effondrements thermo-karstiques géants. Ces derniers sont sans doute d'importance minime.

Cette craie dédolomitisée pâteuse présente un comportement souple, expliquant son injection explosive en diapirs pluri métriques se focalisant à l'aplomb de la faille de Vittel (fig.6). Cela
explique également l'intense fracturation-brèchification de certains silex (fig.17), voir les
voussures avec failles et glissements gravitaires associés. Ce type de déformation est décrite
dans la presqu'île de Crozon en Bretagne (Van Vliet-Lanoë et al., 2018).

De ce fait, au vu des nombreux critères permettant d'établir une origine sismique des
structures de déformations hydroplastiques et cassantes, cette origine n'est plus contestable.
L'existence de fracturation polyphasées, d'âges différents, en est une autre preuve.

6, CONCLUSION

La zone étudiée, au croisement des deux accidents majeurs du bassin de Paris, est reconnue
par les pétroliers comme un fossé tectonique (Renoux et Besserau, 2009) encore visible en
surface (Benoit & Grisoni, 1992). Dans ces conditions, il est cohérent d'y observer des traces
de séismes. Les déformations périglaciaires présentes s'avèrent d'importance moindre que
celles supposées depuis les années 1970.

Les failles quaternaires décrites par Coulon (1994) sont à relier sans doute à cette activité
sismique, ce d'autant plus que ces failles se répartissent le long de l'accident Linthelles-
Connantre, prolongation Nord de l'accident de Saint Martin, sur plus de 40 km, selon un axe
N30°. Des reprises tardives de dolomitisations (figs.1 et 19) le long de ces accidents affectant
la craie campanienne, modifient le comportement mécanique de la craie. Existent
conjointement des craies à vitesses soniques élevées (>3200m/s) et des craies dédolomitisées
(<2000m/s) à comportement compétent. En cas de séisme, cette différence élevée de vitesse
sonique amplifie le signal. Se forme alors des injections de craie dédolomitisées injectées
dans les alluvions, à l'origine de voussures puis de glissements gravitaires.

Il n'est donc pas étonnant que les alluvions weischeliennes de la Seine soient déformées lors
de la traversée de cet axe dolomitisé sur les failles de Sézanne et Linthelles (figs.1 et 6), avec
voussures et séismites abondantes. Le toit de la craie sous alluviale est d'ailleurs affecté par
cet accident (fig.4).
explique également l'intense fracturation-brèchification de certains silex (fig.17), voir les
voussures avec failles et glissements gravitaires associés. Ce type de déformation est décrite
dans la presqu'île de Crozon en Bretagne (Van Vliet-Lanoë et al., 2018).

De ce fait, au vu des nombreux critères permettant d'établir une origine sismique des
structures de déformations hydroplastiques et cassantes, cette origine n'est plus contestable.
L'existence de fracturation polyphasées, d'âges différents, en est une autre preuve.

6, CONCLUSION

La zone étudiée, au croisement des deux accidents majeurs du bassin de Paris, est reconnue
par les pétroliers comme un fossé tectonique (Renoux et Besserau, 2009) encore visible en
surface (Benoit & Grisoni, 1992). Dans ces conditions, il est cohérent d'y observer des traces
de séismes. Les déformations périglaciaires présentes s'avèrent d'importance moindre que
celles supposées depuis les années 1970.

Les failles quaternaires décrites par Coulon (1994) sont à relier sans doute à cette activité
sismique, ce d'autant plus que ces failles se répartissent le long de l'accident Linthelles-
Connantre, prolongation Nord de l'accident de Saint Martin, sur plus de 40 km, selon un axe
N30°. Des reprises tardives de dolomitisations (figs.1 et 19) le long de ces accidents affectant
la craie campanienne, modifient le comportement mécanique de la craie. Existent
conjointement des craies à vitesses soniques élevées (>3200m/s) et des craies dédolomitisées
(<2000m/s) à comportement compétent. En cas de séisme, cette différence élevée de vitesse
sonique amplifie le signal. Se forme alors des injections de craie dédolomitisées injectées
dans les alluvions, à l'origine de voussures puis de glissements gravitaires.

Il n'est donc pas étonnant que les alluvions weischeliennes de la Seine soient déformées lors
de la traversée de cet axe dolomitisé sur les failles de Sézanne et Linthelles (figs.1 et 6), avec
voussures et séismites abondantes. Le toit de la craie sous alluviale est d'ailleurs affecté par
cet accident (fig.4).
Cette étude permet ainsi de mieux comprendre l'origine des intenses déformations quaternaires alluviales se focalisant au croisement des failles de Linthelles et Vittel. La taille des déformations implique un séisme de magnitude au moins égale à 6, en relation avec des accidents anciens intra plaque.

Cette étude indique également la toujours extrême difficulté de différentiation des séismites et déformations périglaciaires. Cette difficulté est d'autant plus accrue quand les deux phénomènes se juxtaposent dans un contexte intraplaque de déformations très lentes.

Cela explique enfin les interprétations différentes des auteurs ayant travaillé sur ce sujet en leur temps, sur la base des seules données disponibles. Il est évident qu'en l'absence de travaux archéologiques et carriers accessibles aux observations, au même titre que des datations, ce travail n'aurait jamais vu le jour.

## REMERCIEMENTS

Ils s'adressent tout d'abord à la société Morgagni-Zeimett nous ayant fourni le libre accès à leurs sites carriers tout autant qu'à son personnel très attentif aux décapages d'affleurement.

Ils s'adressent également aux géologues sollicités pour leur avis, toujours constructif, lors de l'avancée des travaux carriers.

Enfin, Marc Thonon se doit être remercié pour son aide précieuse pour certaines figures.

Charles Brossard, enfin, a permis la section polie de silex fracturé.
Cette étude permet ainsi de mieux comprendre l'origine des intenses déformations quaternaires alluviales se focalisant au croisement des failles de Linthelles et Vittel. La taille des déformations implique un séisme de magnitude au moins égale à 6, en relation avec des accidents anciens intra plaque.

Cette étude indique également la toujours extrême difficulté de différentiation des séismites et déformations périglaciaires. Cette difficulté est d'autant plus accrue quand les deux phénomènes se juxtaposent dans un contexte intraplaque de déformations très lentes.

Cela explique enfin les interprétations différentes des auteurs ayant travaillé sur ce sujet en leur temps, sur la base des seules données disponibles. Il est évident qu'en l'absence de travaux archéologiques et carriers accessibles aux observations, au même titre que des datations, ce travail n'aurait jamais vu le jour.

## REMERCIEMENTS

Ils s'adressent tout d'abord à la société Morgagni-Zeimett nous ayant fourni le libre accès à leurs sites carriers tout autant qu'à son personnel très attentif aux décapages d'affleurement.

Ils s'adressent également aux géologues sollicités pour leur avis, toujours constructif, lors de l'avancée des travaux carriers.

Enfin, Marc Thonon se doit être remercié pour son aide précieuse pour certaines figures.

Charles Brossard, enfin, a permis la section polie de silex fracturé.
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