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Environnement de la LGVRhin-Rhöne

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La LGV Rhin-Rhône, ou ligne nouvelle 7 (LN7), est une ligne ferroviaire à grande vitesse à écartement standard et à double voie. Encore inachevée, elle est prévue pour former un ensemble de lignes ferroviaires nouvelles en forme d'étoile à trois branches (Ouest, Est et Sud) autour de Dijon, avec une double fonctionnalité de trafic Est-Ouest et Nord-Sud. La branche Est, est actuellement constituée de 137,5 km de ligne nouvelle entre Villers-les- Pots (Côte d’or) et Petit -Croix (Territoire de Belfort), ouverts à la circulation le 11 Décembre 2011. Portant le nom officiel de « ligne Rhin-Rhône (LGV) » et désignée sous le no 014 000 du réseau ferré national, elle dessert les villes de Besançon, Montbéliard et Belfort, par le biais de deux gares nouvelles, et devrait à terme être prolongée pour constituer un total de 190 km de ligne nouvelle entre Dijon et Mulhouse.
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Environnement de la LGV Rhin- Rhône
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F. Kuhn Le 14 Mars 2020
Environnement de la LGV Rhin-Rhône
La LGV Rhin-Rhône, ou ligne nouvelle 7 (LN7), est une ligne ferroviaire à grande vitesse à
écartement standard et à double voie. Encore inachevée, elle est prévue pour former un
ensemble de lignes ferroviaires nouvelles en forme d'étoile à trois branches (Ouest, Est et Sud)
autour de Dijon, avec une double fonctionnalité de trafic Est-Ouest et Nord-Sud.
La branche Est, est actuellement constituée de 137,5 km de ligne nouvelle entre Villers-les-
Pots (Côte d’or) et Petit -Croix (Territoire de Belfort), ouverts à la circulation le 11 Décembre
2011. Portant le nom officiel de « ligne Rhin-Rhône (LGV) » et désignée sous le no 014 000 du
réseau ferré national, elle dessert les villes de Besançon, Montbéliard et Belfort, par le biais
de deux gares nouvelles, et devrait à terme être prolongée pour constituer un total de 190 km
de ligne nouvelle entre Dijon et Mulhouse. La branche Ouest, en projet, est destinée à
raccorder la branche Est à la LGV Sud-Est, et ainsi à la région parisienne, en traversant
l'agglomération dijonnaise par sa bordure orientale. La branche Sud, également au stade de
projet, représenterait environ 150 km de ligne nouvelle pour relier la branche Est à Lyon et à
la LGV Méditerranée, assurant une connexion des bassins de population des villes de l'Est de
la France, du Benelux, de l’Allemagne et du Nord de la Suisse à la métropole lyonnaise et à
l’arc méditerranéen.
La branche Est
La branche Est de la LGV Rhin-Rhône relie les villes de Dijon et Mulhouse. Les travaux de
réalisation ont été divisés en deux phases :
la première phase, achevée en 2011 et ouverte au trafic, constitue 137,5 km de ligne
et relie Villers-les-Pots (21, à l'Est de Dijon à Petit-Croix (90), à l'Est de Belfort. Elle se
compose de la ligne proprement dite d'une longueur de 134,5 km, complétée vers
Belfort par le raccordement de Petit-Croix, long de 3,1 km ;
la seconde phase, pour laquelle les travaux auraient dû commencer en 2014 mais ne
sont pas financés à ce jour, représente au total 50 km supplémentaires. Elle est
destinée à prolonger chacune des deux extrémités de la première phase :
o côté Dijon : de Genlis (21), à proximité de Dijon (ou plus exactement d'un point
situé à proximité du PK 318,0 de la ligne Dijon-Dole à Villers-les-Pots (21), soit
environ 15 km de ligne,
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o côté Mulhouse : de Petit-Croix à Lutterbach (68), en banlieue de Mulhouse, soit
environ 35 km de ligne.
L'ensemble des deux phases totaliserait donc un peu moins de 188 km de ligne nouvelle.
11,2 millions de voyageurs devraient emprunter chaque année les dessertes assurées par la
branche Est de la LGV Rhin-Rhône à partir de décembre 2011 soit 2,4 millions de voyageurs
supplémentaires.
Première phase de la branche Est
La première phase de la branche Est de la LGV Rhin-Rhône est constituée de :
137,5 km de ligne nouvelle ;
deux nouvelles gares certifiées HQE
1
:
o la gare de Besançon Franche -Comté TGV sur la commune des Auxons,
o la gare de Belfort Montbéliard TGV sur la commune de Meroux, pour la
desserte des agglomérations de Belfort et Montbéliard. Elle est reliée au réseau
ferré suisse via la ligne de Belfort à Bienne par Delle.
deux sous-stations d'alimentation électrique sur les communes de Besançon et
d’Héricourt (70).
Les trains roulent actuellement sur la LGV à 320 km/h mais la conception de la ligne permet
d'atteindre 350 km/h.
Environnement
Environ 40 % du tracé des 137,5 km de la première phase se situe en milieu boisé. Au total,
trente-sept passages à gibier ont été réalisés en partenariat avec les élus locaux et les
associations, afin d'éviter l'isolement de populations, qui entrainerait une limitation du
brassage génétique. Ils peuvent être de deux types : soit mixtes avec le rétablissement d'un
chemin ou d'un cours d'eau, soit spécifiquement réservés à la faune. Par ailleurs, 51 passages
réservés à la petite faune ont été réalisés. Pour assurer la reproduction des amphibiens, vingt-
sept mares ont été aménagées le long du tracé, se substituant aux mares existantes.
Le « bilan carbone » a été pris en compte dès la conception de la ligne, avec un inventaire
précis de la situation, avant et après réalisation de l'infrastructure, et en réalisant la ligne avec
pour objectif de minimiser les émissions de gaz à effet de serre.
Le bruit a été pris en compte dès le choix du tracé : l'éloignement des habitations a été une
priorité, ce qui a permis de limiter l'impact pour les riverains. Le long des 137,5 km du tracé,
seuls dix bâtiments ont dû être détruits et déplacés.
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!HQE : Haute Qualité Environnementale!
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Ouvrages d'art
Les 137,5 km de la première phase de la Branche Est de la LGV Rhin-Rhône ont nécessité la
construction de presque 175 ouvrages d'art de toute nature dont 160 ouvrages d'art courants
(ponts-route, ponts-rails, passages à faune) et une douzaine d'ouvrages d'art importants. Le
long des 137,5 km de ligne on peut répertorier : 80 ponts-route, 51 ponts-rail, 87 passages à
faune, 210 ouvrages hydrauliques, 48 zones de dépôt, 26 410 m de protection acoustique,
23 mares de substitution, 37 bassins d'écrêtement, 1 base travaux provisoire à Villersexel,
1 base maintenance à Geneuille, la jonction à la ligne Dijon-Vallorbe (à Villers-les-Pots), trois
raccordements au réseau ferclassique, 2 sous-stations électriques à Héricourt-Bussurel et
à Besançon, et 2 gares nouvelles, Besançon TGV et Belfort-Montbéliard TGV.
Source :https://fr.wikipedia.org/wiki/LGV_RhinRh%C3%B4ne#/media/Fichier:Lignes_ferroviaires_Bourgogne_Franche_Com
te.svg
Régions de Bourgogne & Franche-Comté Schéma des lignes ferroviaires
Le projet de la ligne LGV Rhin Rhône Branche Est se déroule entre Genlis (Côte d’Or) et
Lutterbach (Haut-Rhin). Cette opération se répartit en deux tranches tout d’abord celle
concernant les travaux entre Villers les Pots (21) et Petit Croix (90) objet du présent document,
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ensuite celle correspondant aux travaux des deux extrémités , Genlis Villers les - Pots et
Petit Croix – Lutterbach constituant une 2ième tranche.
L’environnement naturel
Le climat
La température
Éloigné de l'influence régulatrice de l'océan, le département du Doubs possède une
forte influence continentale, neige et fortes gelées l'hiver, sècheresses et chaleur
l'été ponctuées par des pluies pouvant être orageuses. Les orages sont
particulièrement fréquents et violents dans le Haut-Doubs.
La principale particularité du climat de ce département de vallées, plateaux et
montagne est sa grande variabilité aussi bien au cours d'une saison que d'une année
sur l'autre.
L'amplitude entre la température annuelle la plus froide et la plus chaude atteint plus
de 70° : 72,4° à Mouthe, 76,7° à Pierrefontaine-les-Varans, 59,5° à Besançon.
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Le climat est donc plus continental que montagnard sur le Massif du Jura.
Les précipitations
Le département du Doubs est l’un des plus arrosés de France. La hauteur moyenne
annuelle des précipitations (pluie et neige) varie de 1 000 mm en plaine à plus de
1700 mm en montagne. La présence de neige n'introduit de gêne qu'à partir de 700
mètres d'altitude. Le manteau neigeux couvre le sol entre 70 et 120 jours par an.
Cependant, sa permanence n'est pas régulièrement assurée au cours de la saison
froide, des redoux inopinés pouvant le faire disparaître totalement au cœur de
l’hiver.
L’hydrographie
Sur l’ensemble de son tracé, la branche Est s’inscrit totalement dans le bassin versant de la
Saône, avec deux de ses principaux affluents, l’Ognon et le Doubs. Il a été subdivisé en cinq
unités hydrographiques principales : la Saône, la basse vallée de l’Ognon, la moyenne vallée
de l’Ognon, la haute vallée de l’Ognon et le Doubs.
La Saône
Depuis Villers-les-Pots, la ligne nouvelle s’inscrit dans le bois de Mondragon, puis elle pénètre
dans la vallée de la Saône proprement dite et son large champ d’inondation. La plaine alluviale
de la Saône comporte un fort intérêt patrimonial et fonctionnel. Son vaste champ
d’inondation constitue un fort atout dans la gestion des risques d’inondation pour l’ensemble
du bassin versant Rhône-Saône. Le grand ensemble de prairies humides et de milieux associés
répartis tout au long de la vallée en font un site remarquable par son étendue et sa
biodiversité. Les débordements de la Saône sont fréquents avec un champ d’inondation d’une
largeur approximative de quatre kilomètres au droit du projet. La nappe alluviale est acti-
vement exploitée pour l’alimentation en eau potable, c’est notamment le cas à Poncey-les-
Athée où sont situés les champs captants alimentant la ville de Dijon.
L’Ognon
L’Ognon prend sa source sur le versant Ouest du Ballon d’Alsace puis coule vers le Sud-ouest
avec de nombreux méandres jusqu’à la Saône. L’Ognon est franchi deux fois par la LGV : à
Voray-sur-l’Ognon en Haute-Saône et à Thieffrans et Tressandans en limite de la Haute-Saône
et du Doubs par des viaducs. Les formations carbonatées du secondaire présentes dans une
bonne partie du bassin de l’Ognon lui confèrent un caractère karstique. Ces formations
rocheuses sont parcourues par un réseau hydrographique souterrain se traduisant par
d’innombrables pertes, exsurgences et résurgences. Plusieurs affluents de l’Ognon
intéressent le projet parmi lesquels la Buthiers, la Quenoche et la Linotte en rive droite, les
Vèze de Brans et d’Ougney, le Gravellon, le Recologne, la Lanterne, le ruisseau d’Auxon, le Bief
d’Auta, le ruisseau de Beveuge et le ruisseau de la Prairie en rive gauche.
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Les cours d’eau vosgiens
La LGV traverse le bassin versant du Doubs et elle franchit plusieurs de ses affluents, tous issus
de la bordure Sud du massif vosgien et s’écoulant dans la direction Nord-Sud. Il s’agit de la
Lizaine, de la Savoureuse, de la Madeleine, de l’Autruche (affluent de la Madeleine). Tous ces
cours d’eau sont franchis par des ouvrages importants, viaducs ou pont-rails.
Le réseau hydrographique est réduit (Doubs, Loue et leurs affluents) et la plus grande partie
des eaux de pluie subit au moins un parcours souterrain. D'une manière générale les réseaux
souterrains se sont progressivement enfoncés au cours des temps et les sources sortent
actuellement au niveau le plus bas. Parmi celles-ci, il faut distinguer les exurgences (source du
Doubs), qui sont des sources dont les eaux ont toujours circulé en profondeur, et les
résurgences, qui sont la réapparition à l'air libre de cours d'eau qui s'étaient perdus dans les
calcaires (source de la Loue). Une mention particulière doit être faite pour la Loue qui est un
affluent du Doubs, mais qui est alimentée par des pertes situées dans le haut cours du Doubs
(entre Pontarlier et Morteau).
Le contexte géologique régional
Une carte géologique simplifiée de la région de Franche-Comté, tirée de la carte géologique
de la France à l’échelle 1/1 000 000 (6ème édition de 2003), résume cette présentation
(Illustration 6). L’histoire géologique de la région s’inscrit en grande partie dans celle de la
Chaîne du Jura. La Chaîne du Jura s'allonge en un arc montagneux en forme de croissant dont
la convexité est tournée vers le Nord-Ouest. Avant-pays alpin, il est séparé des Alpes par la
dépression molassique qui disparaît au Sud de la région de Voreppe, là où l'arc jurassien jouxte
les massifs subalpins. Les limites du Jura sont relativement nettes car il est bordé sur la plus
grande partie de son pourtour par des dépressions : plaine molassique suisse, Bas-Dauphiné,
fossé bressan et fossé du Rhin. Au Nord-Ouest, il passe sans discontinuité au bassin de Paris ;
au Nord, il s'appuie sur les massifs anciens de la Forêt Noire et des Vosges ; au Sud-Est, il se
sépare de la zone subalpine. La structure de la chaîne qui est contemporaine des grands
mouvements alpins, permet de distinguer une région interne par rapport aux Alpes (haute
chaîne) où se succèdent des plis réguliers conformes et des chevauchements recoupés par de
grands accidents transverses et un domaine plus externe où l’on rencontre des zones
tabulaires séparées par des zones étroites et plissées : les faisceaux. La transition avec le
bassin de Paris s’effectue progressivement au Nord-Ouest par des zones à caractères mixtes :
les zones préjurassiennes.
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- Source : BRGM, « Cartographie de l’aléa retrait-gonflement des sols argileux dans le département du Doubs »,
rapport final, BRGM-57338-FR, Se ptembre 2009, 151 p.
Illustration 6 : Le département du Doubs dans son contexte géologique régional franc-comtois
(extrait de la carte géologique de la France à 1/1 000 000, BRGM, 2003)
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Source : http://medias.sncf.com/sncfcom/education/biodiversite/lycee/Lycee_Document_Cahier.pdf
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Trois principales entités géomorphologiques
D’Ouest en Est, la branche Est de la LGV traverse trois régions naturelles marquées par un
contexte géologique très distinct.
De Villers-les-Pots à Brans, la LGV s’inscrit dans une zone de plaine, encadrée à l’Ouest par la
montagne Bourguignonne, au Nord par les plateaux de Haute-Saône et au Sud par le massif
cristallin de la Serre, correspondant à l’extrémité Nord du fossé d’effondrement de la Bresse.
Dans cette dépression, se sont accumulées d’épaisses séries alluvionnaires et détritiques,
d’âge Oligocène, qui contiennent des nappes importantes exploitées activement pour
l’alimentation en eau potable de l’agglomération dijonnaise et pour l’irrigation des cultures.
De Brans à Belfort, la ligne traverse d’abord la basse vallée de l’Ognon jusqu’aux environs de
Voray-sur-l’Ognon marquée par la présence de sédiments d’origine fluvio-glaciaire reposant
sur les assises sous-jacentes du Jurassique-Trias supérieur. Plus à l’Est, s’étendent les plateaux
de Haute-Saône, limités au Sud par les Avant-Monts, constitués de formations carbonatées
du Jurassique supérieur fréquemment recouvertes de dépôts argileux d’altération. Puis, après
avoir franchi une dernière fois l’Ognon, la LGV pénètre dans une dépression étroite, peu
vallonnée, insérée entre les collines sous-vosgiennes au Nord et les plateaux de la zone
Préjurassienne au Sud. C’est dans ce secteur les formations carbonatées sont
prédominantes que se rencontrent des phénomènes karstiques parfois très développés,
induisant une forte sensibilité sur le plan hydrogéologique.
De Belfort à Petit-Croix, après la vallée de la Savoureuse, la ligne s’inscrit dans la région
colinéaire du Sundgau. Les formations géologiques sont d’origines fluvio-glaciaires et
éoliennes, masquant presque complètement le substratum tertiaire (Oligocène et Eocène) qui
affleure sur quelques versants du Sundgau. Elles contiennent des nappes phréatiques
significatives, mais vulnérables.
Le retrait gonflement des argiles
Les phénomènes de retrait-gonflement de certaines formations géologiques
argileuses
affleurantes provoquent des tassements différentiels qui se manifestent
par des désordres
affectant principalement le bâti individuel.
Selon le rapport sur la cartographie de l’aléa retrait-gonflement des sols argileux dans le
Doubs ci-dessous référencé : « Dans le département du Doubs, aucune formation n’est
classée en aléa fort vis à vis du phénomène de retrait-gonflement des argiles. En revanche, 7
formations présentent un aléa moyen, résultant d’une susceptibilité moyenne combinée avec
une sinistralité forte. Ces formations couvrent 7,15 % de la surface départementale. 16
formations, couvrant 39,65 % de la surface départementale, sont considérées comme
présentant un aléa faible vis à vis du phénomène de retrait-gonflement. Elles résultent d’une
susceptibilité faible associée à une sinistralité faible à forte, voire non significative, ou d’une
susceptibilité moyenne combinée à une sinistralité faible ».
« Cette carte d'aléa retrait-gonflement des terrains argileux du département du Doubs,
constitue le préalable à l’élaboration de Plans de Prévention des Risques naturels (PPRN), en
vue d’attirer l’attention des constructeurs et maîtres d’ouvrages sur la nécessité de respecter
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certaines règles constructives préventives dans les zones soumises à l’aléa retrait-gonflement,
en fonction du niveau de celui-ci. »
Les mouvements de terrain
Les principales formations affleurant dans le Doubs sont datées du Jurassique et sont réparties
dans deux grands types de zones :
- les terrains marneux qui ont été mis à jour par érosion des couches calcaires supérieures,
- le relief de corniches et de falaises calcaires, avec présence de plateaux qui sont le lieu de
développement des karsts. Le département du Doubs est fortement exposé aux risques de
mouvements de terrain, de trois grands types.
Les glissements de terrain
Ils se produisent dans les coteaux constitués par des marnes recouvertes d’argiles et d’éboulis,
qui se trouvent déstabilisés par une modification des circulations d’eaux souterraines ou de
l’état hydrique des sols. On distingue les glissements anciens (indices observés dans le relief
mais sans désordres récents) et les glissements actifs (mouvements actuels ou récents). Il
s’agit de sols très instables pouvant être mis en mouvement spontanément (précipitations)
ou sous l’effet de faibles modifications de l’état initial (altération du sol, aménagement en
surface...).
Les chutes de pierres et de blocs et les éboulements
Ils sont liés aux falaises et aux versants rocheux très pentus, ils sont dus aux phénomènes
naturels de dissolution par les eaux météoriques, au développement du système racinaire des
végétaux et à l’action des cycles de gel-dégel.
Les effondrements
Ils ont pour origine la remontée en surface de vides naturels ou artificiels qui existent à
l’intérieur du sol. Le phénomène peut être lent (formation de dolines en forme de cuvette) ou
rapide (apparition d’un fontis, d’un gouffre ou d’un aven). Les risques d’effondrement
résultant de l’évolution de cavités karstiques sont relativement importants (zones de plateaux
calcaires, dans les dépressions topographiques fermées où leur développement est favorisé
par l’infiltration des eaux).
Le vent sur la Franche – Comté
La petite carte ci-dessous selon wikipedia Territoire de Belfort nous indique les directions de
l'origine des vents dominants dans la Trouée de Belfort. On voit nettement l'influence des
massifs montagneux, Vosges (au Nord) et Jura (au Sud), qui forment les murs d'un couloir
reliant la vallée du Rhin et la plaine d’Alsace au bassin de la Saône.
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Source : https://fr.wikipedia.org/wiki/Climat_du_Territoire_de_Belfort
Mesures de vitesse de vent sur le Territoire de Belfort
Deux sortes de vents déterminent le climat dans la Trouée de Belfort :
Les vents d'Ouest/Sud-Ouest : tempérés et humides, ils apportent la pluie, les orages
ou la neige selon la saison.
La bise : elle vient de l'Est ou du Nord-Est. Froide en hiver, relativement chaude en été,
sèche en toutes saisons. C'est une des composantes du mistral. Il arrive qu'elle souffle
pendant des longs jours sans faiblir, refroidissant les maisons les mieux isolées en
s'infiltrant partout. On dit qu'elle dure 3, 6 ou 9 jours.
Source : https://www.meteoblue.com/fr/historyplus
Mesures de vitesse de vent sur Besançon
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Source : http://www.linternaute.com/voyage/climat/besancon/ville-25056
Les vents traversiers
Des études sur les vents traversiers permettent de s’assurer que le train à grande vitesse
circule bien à une vitesse telle que des vents violents dits traversiers ne fassent pas dérailler
le train. Pour cela il faut connaître la vitesse des rafales de vent et adapter la vitesse du TGV
de manière à circuler en sécurité.
Des abaques conditionnent la sécurité. Couplés avec les données météorologiques, ils
permettent de définir les zones à protéger et sont implémentés dans les stations
anémométriques de surveillance de la ligne.
Couverture et surveillance du tracé à l’aide du système DVL
Le paramétrage retenu pour les stations DVL
2
est :
- alarme « vents forts » : limitation de vitesse à 230 km/h,
- alarme « vents violents » : limitation de vitesse à 170 km/h.
2
!DVL : Détect ion des Vents Latéraux!
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- alarme « vents très violents » : limitation de vitesse à 80 km/h.
Une étude sur l’ensemble du tracé était nécessaire pour la mise en place de Détecteurs de
Vents Latéraux (DVL) compte tenu du dépassement de l’abaque à 320 – 350 km/h sur tout le
linéaire.
Il a été décidé de couvrir l’ensemble du tracé de la LGV sans prendre en compte l’éventuelle
mise en place de protections passives, compte tenu du fait que tout le linéaire est au moins
concerné par le dépassement de l’abaque 320 km/h sur les 8 ans de données météo.
Un DVL couvre une zone de 20 km environ sur un tracé de 140 km, 7 DVL sont donc
nécessaires.
Chaque station DVL mesure la vitesse des vents, leur direction, déclenche l’alerte ou les
alarmes, les communique aux installations de signalisation locales via le système SEI, et au
poste central DVL. Les défauts DVL tant des stations que du poste central sont répercutés au
centre de maintenance (centre de supervision).
Par ailleurs la thèse de Xavier Quost ci-dessous référencée, « Modélisation de l’effet du vent
sur les TGV : Etude dynamique et stochastique appliquée aux risques de renversement »
soutenue en 2005 permet d’approfondir le sujet de la sécurité des circulations des rames
soumises aux vents traversiers grâce aux outils de simulation de dynamique ferroviaire
incluant les développements effectués sur la modélisation du contact roue-rail et sur la
mécanique des solides et des liaisons en les simplifiant : ainsi un outil fiable permettrait de
calculer le renversement d’un véhicule en un temps très court.
La sismicité régionale
Les séismes dans le Doubs
Une étude réalisée dans le cadre des opérations de Service Public du BRGM 2001-RIS-112
d’octobre 2001 sur « Le risque sismique dans le département du Doubs » indique qu’au cours
des siècles, les villes du Doubs ont subi les contrecoups de plusieurs séismes très violents dont
les épicentres étaient situés en dehors du département : il s’agissait des séismes historiques
survenus à Bâle le 18 octobre 1356, dans le Jura suisse le 8 janvier 1925 et dans le Valais le 25
janvier 1946.
Pour les séismes dont l’épicentre était situé dans les limites du département du Doubs, le plus
violent s’est produit à Thise près de Besançon le 30 octobre 1828, l’intensité épicentrale étant
de VII. Il avait été précédé 4 jours auparavant par un précurseur d’intensiépicentrale VI.
Cette sismicité trouve son explication géologique. Appartenant au domaine du Jura
septentrional, le Doubs est constitué d’une succession de plateaux séparés par des faisceaux
(groupement de failles parallèles) plissés orientés NE/SW, avec des altitudes augmentant en
direction de la Suisse .
Voray-sur-l’Ognon marquée par la présence de sédiments d’origine fluvio-glaciaire reposant
sur les assises sous-jacentes du Jurassique-Trias supérieur. Plus à l’Est, s’étendent les plateaux
de Haute-Saône, limités au Sud par les Avant-Monts, constitués de formations carbonatées
du Jurassique supérieur fréquemment recouvertes de dépôts argileux d’altération. Puis, après
avoir franchi une dernière fois l’Ognon, la LGV pénètre dans une dépression étroite, peu
vallonnée, insérée entre les collines sous-vosgiennes au Nord et les plateaux de la zone
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Préjurassienne au Sud. C’est dans ce secteur les formations carbonatées sont
prédominantes que se rencontrent des phénomènes karstiques parfois très développés,
induisant une forte sensibilité sur le plan hydrogéologique.
De Belfort à Petit-Croix, après la vallée de la Savoureuse, la ligne s’inscrit dans la région
colinéaire du Sundgau. Les formations géologiques sont d’origines fluvio-glaciaires et
éoliennes, masquant presque complètement le substratum tertiaire (Oligocène et Eocène) qui
affleure sur quelques versants du Sundgau. Elles contiennent des nappes phréatiques
significatives, mais vulnérables.
Source : Etude du BRGM, « Le risque sismique dans le département du Doubs », octobre 2001 BRGM/RP-51304-FR,
document public sur internet.
Le tracé de la LGV suit le tracé de la rivière Lognon au Nord de Besançon c’est à dire de 10 à
40 km de la ligne formée par les points d’intensiallant de III à VII passant par Besançon,
Baumes les Dames et Montbéliard.
Séisme à Roulans (Doubs) du 23 Février 2004 d’après les Observations sismologiques 2003-
2005 du BCSF
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Un séisme de magnitude 5,1 ML
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qui s’est produit au Nord-Est de Besançon le 23 février 2004,
avec une seule réplique de magnitude 2,3 ML a été enregistrée dans la zone épicentrale par le
RéNaSS le 26 février. Complétant les réseaux permanents du RéNaSS
4
, du LGD
5
, du RAP
6
et les
stations suisses de l’ETH
7
, 3 stations ont été déployées le 27 février pour une durée de 2 mois.
L’enregistrement et la localisation de l’unique réplique du 8 mars (47,207°N – 6,288 °E prof :
14,5 km) par le réseau temporaire dans la zone épicentrale confirme la profondeur de
l’hypocentre.
La région épicentrale se situe dans la partie septentrionale du Jura, sur la bordure Nord-Est du
plateau de la Saône, presque à l’aplomb de la Vallée du Doubs, à environ 20 km au NE de
Besançon. Ici, la couverture plissée du Jura n’atteint probablement pas 3 km d’épaisseur, ce
qui situe la zone de décollement jurassique à quelques kilomètres de la surface. Le foyer du
tremblement de terre étant profond, il s’agit très probablement d’un accident du socle
primaire qui aurait rejoué. Ceci serait compatible avec la réactivation de failles hercyniennes
ou oligocènes de direction N60 identifiées dans le socle. Une partie du mouvement inverse
dans le socle pourrait s’être propagé en surface et être à l’origine des plis localisés du front du
Jura.
Le séisme de Roulans a été enregistré par la plupart des stations du RAP, depuis celles du
Réseau Fossé-Rhénan (RAP-EOST), jusqu’à celles du Réseau Alpes (RAP-LGIT) et du Réseau Sud
Est (RAP-AZUR).
Localisé dans la vallée du Doubs, dans le canton de Roulans, près de Besançon, ce séisme a
produit une intensité maximale égale à V-VI, dans 9 communes du Doubs, soit un degré en
dessous des intensités maximales observées lors du séisme de Rambervillers en février 2003
à 120 km plus au Nord. Selon les témoins, la secousse a duré jusqu’à une dizaine de secondes,
provoquant une coupure d’électricité dans de nombreuses communes de la zone épicentrale.
L’enquête effectuée a montré que ce séisme a été très largement ressenti par la population
du grand Est français. La forme ellipsoïdale des effets en surface est orientée nettement Nord-
Est Sud-Ouest, comme la direction locale des plissements jurassiens. Si l’isoséiste V (forte
secousse) est assez délimitée sur la carte avec une surface de près de 9000 km² (675 800
habitants), et un rayon (dans sa grande longueur) de près de 90 km, les isoséistes III et IV sont,
elles, plus difficile à délimiter l’une de l’autre.
3
# Magnitude locale ML :
on l'utilise pour des séismes proches dits séismes locaux. Elle est définie à partir de l'amplitude maximale des ondes P. Elle
est toujours moyennée sur plusieurs stations en tenant compte des corrections locales.
4
!RéNaSS : Réseau National de Surveillance Sismique!
5
LGD : Laboratoire de Détection Géophysique
6
!RAP : Réseau Accélérométrique Permanent!
7
ETHZ : Eidgenössische Technische Hochschule Zürich
!
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
16!
!
Source : BCSF, Séisme de Roulans (25) du 23vrier 2004, Note préliminaire
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
17!
!
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
18!
!
Séisme à Rambervilliers (Vosges) du 22 Février 2003
d’après la Note préliminaire du séisme de Rambervilliers du 22/02/03 du BCSF
Le séisme de magnitude 5,4 (RéNaSS) qui s’est produit à l’Ouest de St Dié le samedi 22 février
2003 a été suivi de nombreuses pliques dont, entre autres, une de magnitude 3,4 moins
d’un quart d’heure après, une de magnitude 3,1 le lendemain matin et au total 6 de magnitude
MI> 3. Ce séisme n’a pas causé de victimes ni de dégâts très importants, hormis quelques
chutes de cheminées, des fissures dans les murs et la fragilisation d’édifices. Il a été ressenti
très largement en dehors des Vosges et du Fossé Rhénan, jusqu’à Lyon et Paris. Le dernier
séisme connu dans la région avait atteint la magnitude de 4,8 en 1984. Ce séisme a son
épicentre au Nord d’une zone relativement sismique, connue depuis longtemps, dont fait
partie le tremblement de terre historique de Remiremont de 1682.
Cette zone sismique s’étend sur un axe NNE-SSW de 80 km de long sur 20 km de large allant
de Lure au sud à Thaon les Vosges au Nord. Le Réseau National de Surveillance Sismique
(RéNaSS) dispose de 10 stations dans un rayon de 200 km autour de l’épicentre (réseau Fossé
Rhénan), la plus proche étant située à 40 km de l’épicentre. Huit autres stations étrangères se
sont associées au RéNaSS ainsi qu’un réseau temporaire de 11 stations 3 composantes a été
disposé durant 3 mois pendant lesquels le RéNaSS a enregistré un total de 180 répliques alors
que le réseau temporaire en enregistrait 4 à 5 fois plus c’est à dire 500-600 répliques dont les
magnitudes sont comprises entre 0 et 3,4.
Carte d’intensités du séisme de Rambervillers
On note tout d’abord que l’épicentre du séisme du 22 février 2003 se situe en bordure de la
zone 1a au Nord du canton de Bruyères et de Remiremont selon la carte du décret n°91-461
du 14 mai 1991. Sur la carte ci-dessous l’isotéiste (intensités EMS98)
8
échelle VI passe entre
Nancy au nord et Epinal au sud. L’isotéiste de niveau V passe au sud du tracé de la LGV par
Besançon, Belfort, Colmar, Nancy. Donc le niveau des accélérations à l’intérieur de l’ellipse
formée par l’isotéiste de niveau V se situe entre 20 et 50 mg.
Ainsi lors de ce tremblement de terre, le seuil d’alarme mineure aurait été dépassé (> 40 mg
9
et < 65 mg), soit > 0,4 m/s2 et < 0,65 m/s2 et une limitation de vitesse à 170 km/h aurait été
demandée dans une configuration LGV Méditerranée avec une protection des circulations.
8
!Depuis peu, une nouvelle échelle a été adoptée par les pays européens : EMS 98 (European Macroseismic Scale 1998)
9
mg : « mi lli gé » est une unité d’accélération correspondant au millième de la pesanteur terrestre
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
19!
!
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
20!
!
En résumé, deux tremblements de terre supplémentaires ressentis dans le Doubs en 2003, le
22 février à Rambervillers (Vosges) et le 23 février 2004 à Roulans près de Besançon sont
rappelés : ces deux tremblements (cf cartes ci-dessus) ont produit des intensités de niveau V
dont les isotéistes englobent bien le tracé de la LGV première tranche. Dans les deux cas les
TGV auraient dû être ralenti à 170 km/ h et cela une fois par an en 2003 et 2004. Il doit être
ajouté que les épicentres de ces tremblements de terre sont situés en zone 0 l’aléa
sismique est négligeable mais non nul.
Alsace, Vosges, Franche-Comté : 782 et 799 Wissembourg ; 11-1-1155 Cluny, Dijon ; 1225
Marbach ; 1239 Strasbourg ; 18-10-1356 Bâle, Mulhouse (40 châteaux détruits, 300 †,
ressenti à Paris) IX, m. 6 ; 12-5-1682
Remiremont : VIII (église détruite, plusieurs †) ; 3-8-1728 Lahr Strasbourg VII ; 1802 Bas-Rhin ;
30-10-1928 Besançon : VII ; 1933 et 1952, 21-6-1971 Vaux-lès-Saint-Claude : VII, m. 4,5 ; 15-7-
1980 Mulhouse : VII, m. 4,7 ; du 19-12-1984 au 8-1-1985 Remiremont : V, environ 395
secousses sur une faille de 3 km nord-sud ; le 29-12 : VI, m. 4,8 ; 23-2-2004 Baume-les-Dames
(Doubs) m. 5,1.
In
http://www.quid.fr/2007/Geographie_Et_Sciences_De_La_Terre/Tremblements_De_Terre/
2
Date
Localisation
Intensité épicentrale
(MSK)
Distance à la ligne
(km)
22/02/2003
Rambervillers (Vosges)
VI-VII
85,2
23/02/2004
Roulans (Doubs)
V-VI
17,6
Détermination des occurrences d’impact sur les circulations
La probabilité pour qu’un train soit impacté directement est nécessairement plus faible que
la probabilité d’occurrence de l’événement sismique lui même.
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
21!
!
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
22!
!
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
23!
!
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
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!
A partir du site internet du BRGM sisfrance nous avons additionnés les séismes ressentis
dans chacun des départements limitrophes ou traversés par le projet de LGVRR.
Date
Localisation épicentrale
Région
Intensité
Epicentrale
MSK
> ou = V
Distance
vol
d’oiseau
/
LGV
km
8/09/2005
Massif Mt Blanc Vallorcine
Alpes Savoie
V
150
23/02/2004
Jura, Baume Les Dames
Franche Comté
V-VI
15
22/03/2003
Rambervillers
Vosges
VI-VII
77
28/02/1985
Suntgau Blotzheim
Alsace
V
24 2ième T
22/12/1984
Suntgau Blotzheim
Alsace
V
24 2ième T
31/12/1984
Eloyes-Remiremont
Vosges
V
48
29/12/1984
Eloyes-Remiremont
Vosges
VI
48
23/03/1981
Hte Alsace Rosenau
Alsace
V
20 2ième T
15/07/1980
Hte Alsace Habsheim
Alsace
VI-VII
15 2ième T
22/07/1980
Brunstatt
Alsace
V-VI
5 2ième T
03/09/1978
Jura Souabe Onsmettingen
Allemagne
VII-VIII
137
21/05/1974
Forêt noire Wehr
Allemagne
VI
47
12/11/1974
Hte Vosges Aydoilles
Vosges
V
70
03/09/1971
Rambervillers Destord
Vosges
V
73
16/07/1967
Hte Bourgogne Auxonne
Bourgogne
V
0 2ième T
28/04/1961
Forêt noire Lorach
Allemagne
V-VI
31 2ième T
23/05/1960
Alsace Champ du Feu
Alsace
V
78
23/03/1960
Valais Brig
Suisse
VII
162
19/06/1960
Sundgau Jettingen
Alsace
V
19 2ième T
23/11/1955
Avt Pays Jurassien
Montarlot les Rioz
Franche Comté
VI
9
03/11/1955
Avt Pays Jurassien
Montarlot les Rioz
Franche Comté
VI
9
18/09/1956
Colmar
Alsace
V
34 2ième T
30/09/1958
Vallée de la Cure
Montsauche
Nivernais
V
100
29/07/1954
Valais Montana
Suisse
VI-VII
270
19/05/1954
Valais NW Sion
Suisse
VII
160
09/05/1952
Guebwiller
Alsace
V
19 2ième T
30/05/1946
Valais Chalais
Suisse
VII
160
25/01/1946
Valais Chalais
Suisse
VII-VIII
160
28/05/1943
Jura Souabe Balingen
Allemagne
VII
130 2ième T
27/06/1935
Jura Souabe Kappel
Allemagne
VII-VIII
66 2ième T
30/12/1935
Vallée du Rhin Offenburg
Allemagne
VII
90 2me T
28/06/1926
Vallée du Rhin Kaiserstuhl
Allemagne
VII
46 2ième T
09/03/1936
Sundgau Altkirch
Alsace
V
16 2ième T
08/02/1933
Vallée du Rhin Rastatt
Allemagne
VII
136 2ième T
08/01/1925
Jura Suisse Orbe-Lignerolle
Suisse
VI-VII
81
01/03/1916
Avt Pays Jurassien Dole
Franche Comté
V
19
20/07/1913
Jura Souabe Tubingen
Allemagne
VI
180 2ième T
16/11/1911
Jura Souabe Ebingen
Allemagne
VIII-IX
180 2ième T
07/12/1910
Forêt noire Bellingen
Allemagne
V-VI
135 2ième T
26/05/1910
Jura Suisse Laufen
Suisse
VI
40 2ième T
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
25!
!
20/09/1906
Vosges Comtoise Miellin
Franche Comté
V
21
29/04/1905
Massif du Mt Blanc
Lac d’Emesson
Suisse
VII-VIII
180
22/05/1901
Hte Alsace St Louis
Alsace
VI
26 2ième T
24/03/1901
Forêt noire Lorrach
Allemagne
V
30 2ième T
04/06/1900
Sélestat
Alsace
V
55 2ième T
14/02/1899
Vallée du Rhin Kaiserstuhl
Allemagne
VI-VII
46 2ième T
01/07/1893
Plateau Hte Saône
Combeau Fontaine
Franche Comté
V
20
28/12/1892
Jura Maiche St Hippolyte
Franche Comté
V
39
09/02/1891
Hte Vosges Corcieux
Vosges
V-VI
53
14/08/1886
Vosges alsacienne Orbey
Alsace
V-VI
40 2ième T
22/07/1881
Belledonne Pelvoux
Alpes Savoie
VII
272
04/07/1881
Auxois (Blaisy haut)
Bourgogne
VI
49
13/09/1882
Vosges Le Val d’Ajol
Vosges
V
46
08/10/1877
Faucigny/La Roche
Alpes Savoie
VII
143
01/01/1875
Sundgau Altkirch
Alsace
V
16 2ième T
17/04/1862
Hte Bourgogne Selongey
Bourgogne
V
46
14/02/1857
Pays de Montbéliard
Franche Comté
V
8
26/07/1855
Valais Visp
Suisse
VIII
170 2ième T
25/07/1855
Valais Visp
Suisse
IX
170 2ième T
12/07/1851
Hte Vosges Remiremont
Vosges
V
48
29/01/1831
Hte Vosges Remiremont
Vosges
V
48
07/11/1829
Hte Vosges Remiremont
Vosges
V
48
07/10/1821
Hte Vosges Remiremont
Vosges
V
48
17/08/1846
Plateau Suisse Yverdon
Suisse
VII
86
12/11/1837
Hte Alsace Mulhouse
Alsace
V
0 2ième T
24/01/1837
Valais Brig
Suisse
VII
187
30/10/1828
Avt Pays Jurassien Thise
Franche Comté
VII
4
26/10/1828
Avt Pays Jurassien Thise
Franche Comté
VI
4
19/02/1822
Bugey (Belley)
Bresse et Jura
Bresson
VII-VIII
160
29/11/1784
Sundgau (Altkirch)
Alsace
VI
16 2ième T
06/07/1783
Vallée de l’Ouche (Bligny)
Bourgogne
VI
50
31/10/1780
Hte Saône (Vesoul)
Franche Comté
V
25
10/09/1774
Lucerne
Suisse
VIII
112
18/01/1757
Vosges Comtoise
Plancher les Mines
Vosges
VI
24
09/12/1755
Valais Brig
Suisse
VIII-IX
162
03/08/1728
Vallée du Rhin Lahr
Allemagne
VII
80
18/09/1601
Lucerne
Suisse
VIII
112
12/05/1682
Remiremont
Vosges
VIII
48
21/09/1650
Jura Suisse Bâle
Suisse
VI-VII
32
18/09/1601
Lucerne
Suisse
VIII
112
18/10/1356
Jura Suisse
Suisse
IX
40
Source : BRGM sur le site http://www.sisfrance.net/index.asp
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
26!
!
La chaîne plissée du Jura
Dans le dossier géochronique référencée ci-dessous, les auteurs Herfried Madritsch, Stefan
Martin Schmid et Olivier Fabbri publient sur les évidences morphologiques en faveur d’une
activité post-pliocène et discutent du contexte géodynamique actuel relatif à la chaîne plissée
du Jura : « En tant que partie déformée la plus externe des Alpes, la chaîne du Jura est
considérée comme l’exemple type d’une chaîne pelliculaire plissée d’avant-pays (thin-skinned
foreland fold-and-thrust belt ; fig. 4-6).
La formation de cette chaîne arquée est classiquement interprétée comme étant le résultat
d’une “poussée lointaine” (“distant push ”, Buxtorf, 1907; Laubscher, 1961). Selon ce scénario,
le raccourcissement crustal et l’empilement de nappes dans les massifs cristallins externes des
Alpes centrales ont induit un découplage de la déformation à l’échelle régionale le long d’un
chevauchement basal, ou décollement, situé dans les évaporites du Trias moyen à supérieur
(profil fig. 4-6). Le détachement et le déplacement de la couverture sédimentaire mésozoïque
susjacente au Trias a conduit à la formation de la chaîne plissée du Jura.
Le long de sa marge Nord-Ouest, la chaîne s’est développée aux dépens de structures en
extension pré-existantes appartenant au système du rift nozoïque européen. Ces structures
ont joué un rôle non négligeable sur le développement de la chaîne.
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
27!
!
Source : Herfried Mad ritsch N agra, Stefan Martin Schmid ETH Züri ch, Olivier Fabbri Univ. Franche-Comté, « La chaîne plissée
du Jura : évidences morphologiques en faveur d’une activité post-Pliocène et discussion du contexte géodynamique actuel »,
dans Géochronique n°117, january 2011, 8 p.
Fig. 4-6 : Modèle numérique de terrain de la Franche-Comté dans l’Est de la France montrant le front nord-
ouest de la chaîne du Jura et les dépôts de cailloutis de type Sundgau-Forêt de Chaux (SFC) et leurs reliques
surélevées. Les secteurs en rouge indiquent les endroits où les évidences morphologiques de propagation de
plis post-Pliocène ont été décelées
La principale phase de déformation de la chaîne plissée du Jura est supposée avoir été
relativement brève entre le Miocène supérieur et le Pliocène inférieur.
L’activité tectonique actuelle de la chaîne fait cependant l’objet d’un bat scientifique. Des
taux de déplacements horizontaux en deçà de la marge d’erreur des mesures GPS
actuellement disponibles et une faible activité sismique ne permettent pas une caractérisation
satisfaisante de l’activité néotectonique de la région. Ces données nécessitent d’être
complétées par des investigations géomorphologiques qui peuvent permettre de décrypter
les effets d’une déformation très lente enregistrée sur des intervalles de temps plus longs. En
effet, cette approche a révélé des évidences de terrain indiscutables en faveur d’une
déformation post-pliocène qui consiste en des anticlinaux en cours de formation le long du
front Nord-Ouest de la chaîne, en Franche-Comté.
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
28!
!
Croissance post-pliocène d’anticlinaux le long du front du Jura Nord-Ouest
Les cailloutis d’âge pliocène moyen de la Forêt de Chaux, équivalents latéraux des cailloutis
du Sundgau, représentent un horizon morphologique clé régional important et bien daté pour
les déformations récentes dans ce secteur de Franche-Comté (fig. 4-6). Ces dépôts épais de
30 à 65 m ont été nourris par le système en tresse du paléo-fleuve Aar établi sur une
pénéplaine faiblement inclinée.
La nature des galets de ces dépôts et leur spectre de minéraux lourds indiquent une origine
alpine. Des arguments biostratigraphiques indiquent que les cailloutis se sont déposés entre
4,2 et 2,9 Ma, avant que le paléo-Aar ne soit dévié, au niveau de Bâle, à travers le fossé rhénan
et la Mer du Nord.
Le dépôt des cailloutis semble donc plus récent que la phase principale de formation
pelliculaire du Jura, datée vers 5Ma. Cependant, des investigations récentes ont montré qu’en
plusieurs endroits, les cailloutis du Sundgau étaient affectés par une formation
raccourcissante post-pliocène.
À l’ouest de Bâle, dans le secteur du Sundgau, on a montré que la surface de base des cailloutis
du Sundgau-Forêt de Chaux (SFC) était légèrement plissée, notamment au droit des
anticlinaux en échelon de Florimont et Rechésy (fig. 4-7).
L’épaisseur de la couche de cailloutis est comprise entre 35 et 65 m, et l’amplitude des
anticlinaux est d’au moins 100 m. Il est donc clair qu’une partie du plissement s’est faite après
le dépôt des cailloutis. Cette propagation postpliocène des anticlinaux a également influencé
l’organisation du réseau hydrographique local d’âge quaternaire. À l’Ouest du secteur du
Sundgau, la surface de base SFC a été largement érodée et incisée par le Doubs. Dans ce
secteur, l’anticlinal de Clerval (fig. 4-8) est recoupé par le cours très sinueux du Doubs d’une
façon antécédente.
La principale phase de déformation de la chaîne plissée du Jura est supposée avoir été
relativement brève entre le Miocène supérieur et le Pliocène inférieur.
L’activité tectonique actuelle de la chaîne fait cependant l’objet d’un bat scientifique. Des
taux de déplacements horizontaux en deçà de la marge d’erreur des mesures GPS
actuellement disponibles et une faible activité sismique ne permettent pas une caractérisation
satisfaisante de l’activité néotectonique de la région. Ces données nécessitent d’être
complétées par des investigations géomorphologiques qui peuvent permettre de décrypter
les effets d’une déformation très lente enregistrée sur des intervalles de temps plus longs. En
effet, cette approche a révélé des évidences de terrain indiscutables en faveur d’une
déformation post-pliocène qui consiste en des anticlinaux en cours de formation le long du
front Nord-Ouest de la chaîne, en Franche-Comté.
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
29!
!
Fig. 4-7 : Plis amples et en échelon affectant les dépôts de cailloutis de type SFC dans le secteur du Sundgau,
démontrés par la carte des isohypses de la surface de base des dépôts SFC (modifié d’après Ustaszewski et
Schmid, 2007).
Cela montre que la croissance du pli s’est poursuivie après l’établissement du cours récent du
Doubs et après que cette rivière ait commencé à inciser la surface supérieure des cailloutis du
Pliocène moyen. Le synchronisme entre érosion et déformation pour la période du
Quaternaire dans cette partie du Jura est encore plus évident le long de l’anticlinal de la
Citadelle à Besançon. Des dépôts fluviatiles de type SFC subsistent à proximité de la crête de
cet anticlinal, nettement au-dessus de l’altitude théorique de la surface supérieure des dépôts
SFC.
La datation des dépôts de ce paléoméandre soulevé, par la méthode de luminescence
stimulée optiquement (OSL), révèle que la déformation la plus récente s’est déroulée à la fin
du Quaternaire.
Un autre exemple de croissance de pli postérieurement au Pliocène est soupçonné dans la
Forêt de Chaux à l’ouest de Besançon, où les cailloutis de type SFC forment un dépôt continu.
De façon analogue à ce qui est observé dans le Sundgau, l’organisation du réseau
hydrographique post-pliocène dans ce secteur semble être affectée par la croissance d’un pli
sous les dépôts SFC, croissance qui conduirait à une migration divergente de ruisseaux coulant
parallèlement à l’axe du pli (fig. 4-10).
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
30!
!
Fig. 4-8 : Cours pléistocène antécédent du Doubs montrant que la croissance de l’anticlinal de Clerval a
continué après l’abandon de la surface de dépôts des cailloutis SFC (modifié d’après Madritsch et al., 2010a).
Une tectonique active de type pelliculaire causée par une poussée “à distance” est considérée
comme improbable par la plupart des auteurs. En effet, la plupart des hypocentres des
séismes dans l’avant-pays alpin sont localisés sous le niveau de décollement de la chaîne (fig.
4-6). De plus, la sismicité profonde dans les Alpes centrales suggère que l’empilement des
nappes, source supposée de la poussée à distance, a cessé et que cette région est en fait
actuellement caractérisée par une tectonique en extension.
Par ailleurs, des observations de terrain récentes suggèrent fortement que la formation
post-pliocène dans la chaîne du Jura est peut-être couplée avec une érosion d’ampleur locale,
en particulier le long de l’anticlinal de la Citadelle.
Discussion
Un effet rétro-actif positif entre la propagation du pli et l’érosion suggère que le
raccourcissement de la couverture mésozoïque est en partie, et au moins localement,
compensé par un déplacement raccourcissant le long du niveau de décollement évaporitique.
Il est suggéré que le sous-plaquage crustal dans l’avant-pays alpin soit à l’origine d’une
réactivation des structures du socle paléozoïque sous la chaîne du Jura. En effet, plusieurs
auteurs ont fait état d’indices de réactivation en compression ou en transpression de failles
du socle, indices déduits de l’examen de profils de sismique réflexion.
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
31!
!
Fig. 4-9 : Propagation au Quaternaire de l’anticlinal de la Citadelle de Besançon indiquée par le décalage
différentiel de paléo-méandres pléistocènes le long de l’axe du pli (Madritsch et al., 2010b).
Un scénario tectonique de type thick-skinned impliquant le socle paraît mieux à même
d’expliquer la distribution en profondeur de la sismicité sous l’avant-pays telle qu’on l’a
évoquée plus haut. Toutefois, les indications claires d’un raccourcissement dans le socle à
partir des données des mécanismes au foyer des séismes restent très rares.
Des investigations géomorphologiques apportent des arguments en faveur de la croissance
de plis postérieurement au Pliocène et ce en plusieurs endroits situés le long du front de la
chaîne du Jura.
En résumé, la déformation la plus récente dans la chaîne du Jura est très probablement causée
par une combinaison de plusieurs mécanismes tectoniques. Un raccourcissement dans le
socle de l’avant-pays alpin peut avoir causé une réactivation de structures originellement
pelliculaires, conduisant à la superposition de chevauchements superficiels et profonds. Des
processus d’érosion et des modifications topographiques associées dans l’avant-pays alpin, à
l’échelle locale ou régionale, peuvent aussi avoir influencé l’activité tectonique la plus récente
dans le Jura, mais on ignore encore l’importance relative de cette influence.
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
!
32!
!
Fig. 4-10 : Propagation post-Pliocène d’un anticlinal caché sous les dépôts de cailloutis de type SFC dans le
secteur de la Forêt de Chaux (modifié d’après Molliex et al., 2011).
La thèse du Dr Herfried Madritsch de l’Université de Bâle intitulée « Structural Evolution and
Tectonics of the Rhine Bresse Transfer Zone », en collaboration avec l’Université de Franche
- Comté, de Juin 2008, référencée ci-dessous, est dédiée à l’évolution structurale et à l’activité
tectonique actuelle de la Franche Comté, région de l’Est de la France, à l’intersection entre
le front de l’orogène alpin et son avant- pays situé au Nord-Ouest.
« Au cours du Miocène supérieur à Pléistocène inférieur, le segment le plus au Nord – Ouest
de la chaîne plissée du Jura, nouvellement défini comme étant la zone de Besançon, s’est
individualisé aux dépens de la RTBZ (zone de transfert fossé rhénan-fossé bressan datant du
Paléogène). De plus et au plutôt à partir du Pliocène supérieur, une compression dans l’avant-
pays selon la direction NW-SE a induit une réactivation transpressive de type « thick-skinned »
de la RTBZ. La sismicité actuelle dans la RTBZ montre que la tectonique de type « thick-
skinned » est toujours active et qu’elle pourrait être en fait une conséquence d’un sous-
plaquage tectonique (underplating) en cours dans l’avant pays Nord- Ouest alpin.
L’érosion différentielle des cailloutis du Sundgau-Forêt de Chaux, plus récente que 2,9 Ma,
plaide pour un soulèvement régional relatif le long de la RTBZ postérieurement au Pliocène.
Les restes de cailloutis soulevés, identifiés grâce à des analyses de minéraux lourds, ont permis
de mettre en évidence un soulèvement régional caractérisé, pour la période allant du Pliocène
terminal à l’époque récente, par un taux minimal de 0,05 +/-0,02 mm/an. Une reconstruction
de l’évolution des bassins drainés par les rivières l’Ognon et le Doubs montre que ce
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soulèvement est encore actif et qu’il serait en partie causé par l’inversion tectonique le long
de la RTBZ. A proximité de Besançon, une phase de plissement pléistocène est démontrée par
un soulèvement et un début de flambage des terrasses alluviales recoupant l’anticlinal de la
Citadelle. Cette phase de plissement semble contrôlée, voire amplifiée, par l’incision causée
par le Doubs. La déformation associée à cette érosion est caractérisée par des taux de
soulèvement localement forts atteignant 0,17 +/- 0,03 mm/an. Les résultats de cette étude
illustrent clairement les processus dynamiques qui contrôlent l’évolution graduelle des avant-
pays de chaînes de collision. Il apparaît que, alors que l’évolution de la RTBZ est largement
influencée par la réactivation de structures préexistantes, son activité tectonique actuelle est
dans une certaine mesure contrôlée par des processus de surface et implique des interactions
entre des soulèvements régionaux et des déformations actives amplifiées par l’érosion. »
Ainsi les taux de soulèvement localement forts atteignant 0,17 +/- 0,03 mm/an sont à
comparer avec la vitesse de glissement de la faille de la Trevaresse entre les tremblements de
terre de l’ordre de 0,10 mm/an.
Source : Herfried Madritsch, « Structura l evolution and neote ctonic s of the Rhi ne-Bresse Transfer Zone » thèse de Doctorat
de la faculté de Bâle et Université de Franche-Comté, Juin 2008, 178 p.
Figure 6 : Carte des terrasses alluviales de la zone de transfert Rhin-Bresse. AMF: Faille Avant-Monts; AMZ:
Avant-Zone des Monts; BZ: zone de Besançon; FB: Faisceau Bisontin; FL: Faisceau Lomont; LSH: La Serre
Horst; MP: Plateau Montbéliard.
La vallée de l'Ognon
« Les enregistrements morphologiques et sédimentologiques de la vallée de l'Ognon
indiquent l'existence d'un système de terrasse à réponse complexe. Un tel système se
caractérise par des phases alternées de l'aggradation et la dégradation des sédiments lors de
la formation des terrasses. La reconstruction conceptuelle du l'évolution de la vallée illustrée
à la figure 12 résume les résultats de cette étude.
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Figure 12: Plio-Pleistocene evolution of the Ognon Valley.
a) Lacustrine to alluvial sediment accumulation.
Sediment was supplied from the foothills of the Vosges Mountains.
b) River incision and formation of asymmetric complex-response fill-cut terraces that started by the
Middle Pleistocene at the very latest
c) Second major phase of aggradation with sediment supplied from the central Vosges Mountains.
La séquence sédimentaire de base consiste en une succession épaisse d'argiles déposées dans
un environnement lacustre. Ces argiles sont recouvertes d'aggradation de sédiments alluviaux
du Plio-Pléistocène, dérivés des contreforts des Vosges et composés principalement de
sédiments du Trias. Cette succession alluviale variée atteint des épaisseurs de 50 m. Les
dépôts sableux à graveleux qui forment les terrasses les plus élevées de l'Ognon ont
probablement été détruites par le réseau fluvial tressé à anastomosé.
Le début de cette phase de sédimentation alluviale est peu contraint. Des tentatives récentes
de datation des dépôts de terrasse supérieures de l'Ognon par Luminescence Stimulée
Optique (OSL) indiquent un âge minimum de 300 kyrs. Comme cette datation provient des
terrasses les plus hautes, elle donne très probablement l'âge minimum du début de l'incision
de la rivière et de la formation des terrasses.
Une deuxième phase d'aggradation a affecté la vallée de l'Ognon au Pléistocène supérieur,
une fois encore indiqué par les résultats de la datation OSL (travaux en préparation). Au cours
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de cette phase, des graviers rougeâtres se sont déposés dérivées des Vosges centrales
composées de roches cristallines (figures 7, 10, 12).
L'accumulation de sédiments n'a affecté que les parties basses de la vallée, ce qui implique
que la rivière l'Ognon avait déjà incisé les terrasses supérieures. La dégradation des graviers
rouges était très probable entraînée par la déglaciation du Pléistocène supérieur des
montagnes des Vosges.
La vallée de l'Ognon se caractérise par une accumulation des derniers sédiments du Pliocène
et du Pléistocène principalement contrôlée par le climat.
Les effets tectoniques sur la l'évolution de la vallée peuvent être déduit de la distribution des
terrasses, du modèle d'incision et de la géométrie du drainage. Une relation de ces paramètres
avec la faille normale de lOgnon proéminente est évidente (figure 6,7). Le rapport Vf
augmente de manière significative une fois que la rivière franchit la faille et s’incite
modérément dans son mur suspendu formant jusqu'à 5 niveaux de terrasse. Cela indique
clairement une légère inversion de la faille normale de l'Ognon. (figures 6 et 7).
La vallée du Bas Doubs
Le Doubs occupait le chenal fluvial tortueux du Paléo-Aare après avoir été réacheminé vers le
Graben du Rhin supérieur à la fin du Pliocène (figure 4b, 4c, 13a). Au cours du dernier Pliocène
et au Pléistocène, la rivière Doubs a traversé la couche de gravier du Pliocène moyen et a
profondément incisé les calcaires jurassiques sous-jacents (figure 13b). Comme pratiquement
aucune agressivité des sédiments du Plio-Pléistocène eu lieu, les terrasses en strath
prédominent. Au cours de son incision, la rivière Doubs semble s’être légèrement
déplacé vers le Sud, comme en témoigne l'orientation symétrique des paléo-méandres le long
de la vallée. (fig. 13b).
Alors que le Doubs a reçu beaucoup moins de sédiments provenant des glaciers du Pléistocène
que l'Ognon, son incision et les schémas de dépôt montrent une relation claire avec les
contours des unités tectoniques (Figure 6, 9). Sur le retour de la ceinture pliant et poussant
du Jura à Clerval, l'incision de l'interstice d'eau s'intensifie considérablement (Figure 6, 9).
Une meilleure incision de la rivière dans toute la zone surélevée a manifestement déclenché
une déformation dans toute la zone de Besançon, comme cela a été démontré récemment le
long de la Citadelle Anticline (figure 14a). Cette structure, qui était vraisemblablement
préformée au début du Pliocène et pendant la formation de la ceinture pliant et poussant à
peau mince, était enterré par les graviers du SFC du Pliocène moyen (figure 13a). En
témoignent les restes de gravier détecté dans l'entrefer de Chaudanne (CH sur la fig. 14a) et
d'autres situés à des altitudes encore plus grandes plus en amont à Deluz (figure 10). Paléo-
méandres qui étaient différemment déformés le long de la l'axe de la Citadelle Anticline
moigne de son activité en cours au Pléistocène (Figure 13c, 14a).
Les contraintes sur les taux de soulèvement relatifs locaux induits par les plis locaux étaient
obtenu à partir de la datation OSL de sédiments Oxbow. Au moment de la sédimentation, le
méandre abandonné était probablement encore connecté au canal actif. À présent ces
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gisements sont coupés du canal actif et situés à environ 5 mètres en-dessous du substratum
rocheux du paléo-méandre de Roche d’Or (RDO sur les figures 13, 14a). Cela suggère une
élévation relative minimale de 5 mètres depuis 30 kyr et un taux de soulèvement de 0,17 +/-
0,03 mm / an. Comme ce taux est significativement plus élevé que le taux de soulèvement
régional du dernier Pliocène déterminé à partir de la reconstruction paléo-topographique de
la plaine de gravier SFC (0,05 mm / an), il semble que la déformation ait augmenté localement
en réponse à une érosion intense au Pléistocène liée à l'incision de la rivière (figure 13c).
Figure 13: Plio-Pleistocene evolution of the lower Doubs Valley in the area of the the Citadelle Anticline (Figure
14a)
a) The fold structure that probably formed during the Late Miocene to Early Pliocene, is buried by the Middle
Pleistocene Sundgau-Forêt de Chaux gravels.
b) Post-Pliocene regional relative rock uplift along the RBTZ induces the degradation of the SFC gravel plane and
incision of the Doubs during which paleo-meanders are formed.
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c) Pleistocene fold growth occurs localized and in response to erosion and is associated with relatively high local
uplift rates. MAC: Malcombe meander; RDO: Roche d’Or meander; SFC: Sundgau-Forêt de Chaux gravels; VEL:
Velotte meander.
Figure 14: Examples of erosion related Post-Pliocene folding along the Doubs Valley (see Figure 6 for location)
a) The Citadelle Anticline shows evidence of Pleistocene fold growth from the differential uplift of paleo-meanders along the
axis of the fold. Note that the Pliocene Sundgau-Forêt de Chaux (SFC) Gravels were detected in the wind gap of Chaudanne
(see also Figure 9,13). Modified after Madritsch et al. (2008 submitted)
b) The Clerval Anticline is dissected by the Doubs in an antecedent manner. Coarse SFC Gravels, most likely reworked by the
Doubs, are found to the north and south of the anticline which suggests that fold growth occurred after the deposition of the
gravels.
CH: Chaudanne wind gap; FB: Faisceau Bisontin; FL: Faisceau du Lomont; MAC: Malcombe paleo-meander; RDO: Roche d’Or
paleo-meander; VEL: Velotte paleo-meander.
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Figure 15: Schematic cross section across the central part of the study area illustrating the tectono-geomorphic
evolution of the area during Plio-Pleistocene times a) Middle Pliocene aggradation of the Sundgau-Forêt de
Chaux (SFC) Gravels. The main structures related to the thin-skinned Jura fold-and-thrust belt represent
previously established define drainage basin boundaries. b) Late Pliocene contractional thick-skinned
deformation results in differential rock uplift throughout the Besançon Zone and the erosion of the SFC gravel
plain. The Ognon migrates towards the north in response to southward adjacent uplift (Campy 1984). c)
Enhanced incision of the Doubs in response to relative rock uplift induces localized active folding in the internal
parts of the Jura fold-and-thrust belt.
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Résumé
La reconstruction paléo-topographique des graviers du Pliocène moyen Sundgau-Forêt de
Chaux indique un soulèvement relatif à grande échelle des roches post-Pliocène le long du
front Nord-Ouest des montagnes du Jura. La zone surélevée se compose du segment le plus
externe de la ceinture pliante et de poussée du Jura ainsi que les parties adjacentes au Nord
de la zone de transfert intracontinentale Rhin-Bresse.
Le soulèvement relatif de cette zone, qui s'éleve à un maximum de 170 m (Deluz) se traduit
par un taux minimum de soulèvement de 0,05 +/- 0,02 mm / an. Ceci est bien en accord avec
les résultats des études géomorphiques zones adjacentes. L'évolution plio-pléistocène des
bassins versants de l'Ognon et du Doubs indique que ses augmentations différentielles étaient
au moins en partie provoquées par une contraction tectonique qui est la phase principale de
déformation de la ceinture pliant et poussant du Jura à peau fine.
Deux types différents de déformation post-Pliocène ont été identifiés. Tout d'abord,
impliquant le sous-sol, déformation à peau épaisse, documentée par des données sismiques
par réflexion et entraînant une inversion partielle de la zone de transfert Rhin-Bresse par
transpression.
Ce type de déformation est toujours actif aujourd'hui montré par la sismicité de la région.
Il existe des preuves géomorphiques d’activités localisées de repliement dans la zone de
Besançon. Cette déformation est associée à des taux de soulèvement local relativement
élevés (par exemple 0,17 +/- 0,03 mm / an le long de la Citadelle Anticline) et apparemment
amélioré par l’incision concentrée de la rivière Pléistocène qui se produit en réponse au
soulèvement gional relatif des roches. Selon les modèles numériques cette observation
suggère que la séquence de couverture mésozoïque est raccourcie sous compression
horizontale régionale simultanément à l'incision fluviale et donc au Pléistocène.
De ce fait, la déformation de la couverture mésozoïque est très probablement découplée du
sous-sol. Nos observations suggèrent donc au pléistocène, apparemment une déformation
asismique le long du même horizon d'évaporite du Trias qui était actif pendant le pliage et la
poussée du Jura autrefois à peau mince.
Bien que la tectonique à peau mince en cours ne puisse être exclue dans ce domaine,
la déformation liée au décollement est plus probable de nature locale en ce qu'elle s'enracine
dans une faille du sous-sol à proximité et n'indique donc pas nécessairement une poussée
éloignée en cours depuis les Alpes. En conséquence le plissement et la poussée superficielle
apparemment asismiques sont localement superposés au sous-sol enraciné, tectonique
d'inversion sismogène dans la zone de Besançon.
Nos résultats montrent une variéde retours positifs entre le soulèvement, l'érosion et la
déformation active au cours de l'évolution plio-pleistocène de l’arc pliant et poussant du Jura
et de son avant-pays. Uplift et érosion, partiellement en réponse au sous-sol impliquant la
tectonique d'inversion, la déformation active localisée à l'intérieur des parties internes de la
courroie pliant et poussant du Jura.
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Résumé général
L’environnement naturel
Les températures
L'amplitude entre la température annuelle la plus froide et la plus chaude atteint plus
de 70° : 72,4° à Mouthe, 76,7° à Pierrefontaine-les-Varans, 59,5° à Besançon.
Le climat est donc plus continental que montagnard sur le Massif du Jura.
Les précipitations
La hauteur moyenne annuelle des précipitations (pluie et neige) varie de 1 000 mm
en plaine à plus de 1700 mm en montagne. La présence de neige n'introduit de gêne
qu'à partir de 700 mètres d'altitude.
L’hydrographie
Sur l’ensemble de son tracé, la branche Est s’inscrit totalement dans le bassin versant de la
Saône, avec deux de ses principaux affluents, l’Ognon et le Doubs.
La LGV traverse le bassin versant du Doubs et elle franchit plusieurs de ses affluents, tous issus
de la bordure Sud du massif vosgien et s’écoulant dans la direction Nord-Sud. Il s’agit de la
Lizaine, de la Savoureuse, de la Madeleine, de l’Autruche (affluent de la Madeleine). Tous ces
cours d’eau sont franchis par des ouvrages importants, viaducs ou ponts - rails.
Le contexte géologique régional
L’histoire géologique de la région s’inscrit en grande partie dans celle de la Chaîne du Jura. La
Chaîne du Jura s'allonge en un arc montagneux en forme de croissant dont la convexité est
tournée vers le Nord-Ouest. Avant-pays alpin, il est séparé des Alpes par la dépression
molassique qui disparaît au Sud de la région de Voreppe, là où l'arc jurassien jouxte les massifs
subalpins. Les limites du Jura sont relativement nettes car il est bordé sur la plus grande partie
de son pourtour par des dépressions : plaine molassique suisse, Bas-Dauphiné, fossé bressan
et fossé du Rhin. Au Nord-Ouest, il passe sans discontinuiau bassin de Paris ; au Nord, il
s'appuie sur les massifs anciens de la Forêt Noire et des Vosges ; au Sud-Est, il se sépare de la
zone subalpine.
Trois principales entités géomorphologiques
D’Ouest en Est, la branche Est de la LGV traverse trois régions naturelles marquées par un
contexte géologique très distinct.
De Villers-les-Pots à Brans, la LGV s’inscrit dans une zone de plaine, encadrée à l’Ouest par la
montagne Bourguignonne, au Nord par les plateaux de Haute-Saône et au Sud par le massif
cristallin de la Serre.
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De Brans à Belfort, la ligne traverse d’abord la basse vallée de l’Ognon jusqu’aux environs de
Voray-sur-l’Ognon marquée par la présence de sédiments d’origine fluvio-glaciaire reposant
sur les assises sous-jacentes du Jurassique-Trias supérieur.
De Belfort à Petit-Croix, après la vallée de la Savoureuse, la ligne s’inscrit dans la région
colinéaire du Sundgau. Les formations géologiques sont d’origines fluvio-glaciaires et
éoliennes, masquant presque complètement le substratum tertiaire.
Le retrait gonflement des argiles
Selon le rapport du BRGM sur la cartographie de l’aléa retrait-gonflement des sols argileux
dans le Doubs ci-dessous référencé : « Dans le département du Doubs, aucune formation n’est
classée en aléa fort vis à vis du phénomène de retrait-gonflement des argiles. En revanche, 7
formations présentent un aléa moyen, résultant d’une susceptibilité moyenne combinée avec
une sinistralité forte. Ces formations couvrent 7,15 % de la surface départementale. 16
formations, couvrant 39,65 % de la surface départementale, sont considérées comme
présentant un aléa faible vis à vis du phénomène de retrait-gonflement.
Les mouvements de terrain
Les principales formations affleurant dans le Doubs sont datées du Jurassique et sont réparties
dans deux grands types de zones :
- les terrains marneux qui ont été mis à jour par érosion des couches calcaires supérieures,
- le relief de corniches et de falaises calcaires, avec présence de plateaux qui sont le lieu de
développement des karsts. Le département du Doubs est fortement exposé aux risques de
mouvements de terrain, de trois grands types.
Les glissements de terrain
Ils se produisent dans les coteaux constitués par des marnes recouvertes d’argiles et d’éboulis,
qui se trouvent déstabilisés par une modification des circulations d’eaux souterraines ou de
l’état hydrique des sols.
Les chutes de pierres et de blocs et les éboulements
Ils sont liés aux falaises et aux versants rocheux très pentus, ils sont dus aux phénomènes
naturels de dissolution par les eaux météoriques, au développement du système racinaire des
végétaux et à l’action des cycles de gel-dégel.
Les effondrements
Ils ont pour origine la remontée en surface de vides naturels ou artificiels qui existent à
l’intérieur du sol. Le phénomène peut être lent ou rapide. Les risques d’effondrement
résultant de l’évolution de cavités karstiques sont relativement importants.
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Le vent sur la Franche – Comté
Le schéma ci-dessous selon Wikipedia Territoire de Belfort nous indique les directions de
l'origine des vents dominants dans la Trouée de Belfort. On voit nettement l'influence des
massifs montagneux, Vosges (au Nord) et Jura (au Sud), qui forment les murs d'un couloir
reliant la vallée du Rhin et la plaine d’Alsace au bassin de la Saône.
Source : https://fr.wikipedia.org/wiki/Climat_du_Territoire_de_Belfort
Mesures de vitesse de vent sur le Territoire de Belfort
Deux sortes de vents déterminent le climat dans la Trouée de Belfort :
Les vents d'Ouest/Sud-Ouest : tempérés et humides, ils apportent la pluie, les orages
ou la neige selon la saison.
La bise : elle vient de l'Est ou du Nord-Est. Froide en hiver, relativement chaude en été,
che en toutes saisons. C'est une des composantes du mistral. Il arrive qu'elle souffle
pendant des longs jours sans faiblir, refroidissant les maisons les mieux isolées en
s'infiltrant partout. On dit qu'elle dure 3, 6 ou 9 jours.
Les vents traversiers
Des études sur les vents traversiers permettent de s’assurer que le train à grande vitesse
circule bien à une vitesse telle que des vents violents dits traversiers ne fassent pas dérailler
le train. Pour cela il faut connaître la vitesse des rafales de vent et adapter la vitesse du TGV
de manière à circuler en sécurité.
Des abaques conditionnent la sécurité. Couplés avec les données météorologiques, ils
permettent de définir les zones à protéger et sont implémentés dans les stations
anémométriques de surveillance de la ligne.
Couverture et surveillance du tracé à l’aide du système DVL
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Le paramétrage retenu pour les stations DVL
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est :
- alarme « vents forts » : limitation de vitesse à 230 km/h,
- alarme « vents violents » : limitation de vitesse à 170 km/h.
- alarme « vents très violents » : limitation de vitesse à 80 km/h.
Une étude sur l’ensemble du tracé était nécessaire pour la mise en place de Détecteurs de
Vents Latéraux (DVL) compte tenu du dépassement de l’abaque à 320 – 350 km/h sur tout le
linéaire.
Il a été décidé de couvrir l’ensemble du tracé de la LGV sans prendre en compte l’éventuelle
mise en place de protections passives, compte tenu du fait que tout le linéaire est au moins
concerné par le dépassement de l’abaque 320 km/h sur les 8 ans de données météo.
Un DVL couvre une zone de 20 km environ sur un tracé de 140 km, 7 DVL sont donc
nécessaires.
Chaque station DVL mesure la vitesse des vents, leur direction, déclenche l’alerte ou les
alarmes, les communique aux installations de signalisation locales via le système SEI, et au
poste central DVL. Les défauts DVL tant des stations que du poste central sont répercutés au
centre de maintenance (centre de supervision).
Par ailleurs la thèse de Xavier Quost ci-dessous référencée, « Modélisation de l’effet du vent
sur les TGV : Etude dynamique et stochastique appliquée aux risques de renversement »
soutenue en 2005 permet d’approfondir le sujet de la sécurité des circulations des rames
soumises aux vents traversiers grâce aux outils de simulation de dynamique ferroviaire
incluant les développements effectués sur la modélisation du contact roue-rail et sur la
mécanique des solides et des liaisons en les simplifiant : ainsi un outil fiable permettrait de
calculer le renversement d’un véhicule en un temps très court.
La sismicité régionale
Les séismes dans le Doubs
Une étude réalisée dans le cadre des opérations de Service Public du BRGM 2001-RIS-112
d’octobre 2001 sur « Le risque sismique dans le département du Doubs » indique qu’au cours
des siècles, les villes du Doubs ont subi les contrecoups de plusieurs séismes très violents dont
les épicentres étaient situés en dehors du département : il s’agissait des séismes survenus à
Bâle le 18 octobre 1356, dans le Jura suisse le 8 janvier 1925 et dans le Valais le 25 janvier
1946.
Pour les séismes dont l’épicentre était situé dans les limites du département du Doubs, le plus
violent s’est produit à Thise près de Besançon le 30 octobre 1828, l’intensité épicentrale étant
de VII.
Cette sismicité trouve son explication géologique. Appartenant au domaine du Jura
septentrional, le Doubs est constitué d’une succession de plateaux séparés par des faisceaux
(groupement de failles parallèles) plissés orientés NE/SW, avec des altitudes augmentant en
direction de la Suisse.
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!DVL : Détect ion des Vents Latéraux!
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Voray-sur-l’Ognon marquée par la présence de sédiments d’origine fluvio-glaciaire reposant
sur les assises sous-jacentes du Jurassique-Trias supérieur. Plus à l’Est, s’étendent les plateaux
de Haute-Saône, limités au Sud par les Avant-Monts, constitués de formations carbonatées
du Jurassique supérieur fréquemment recouvertes de dépôts argileux d’altération. Puis, après
avoir franchi une dernière fois l’Ognon, la LGV pénètre dans une dépression étroite, peu
vallonnée, insérée entre les collines sous-vosgiennes au Nord et les plateaux de la zone
Préjurassienne au Sud. C’est dans ce secteur les formations carbonatées sont
prédominantes que se rencontrent des phénomènes karstiques parfois très développés,
induisant une forte sensibilité sur le plan hydrogéologique.
De Belfort à Petit-Croix, après la vallée de la Savoureuse, la ligne s’inscrit dans la région
colinéaire du Sundgau. Les formations géologiques sont d’origines fluvio-glaciaires et
éoliennes, masquant presque complètement le substratum tertiaire (Oligocène et Eocène) qui
affleure sur quelques versants du Sundgau. Elles contiennent des nappes phréatiques
significatives, mais vulnérables.
La chaîne plissée du Jura
La formation de cette chaîne en arc est classiquement interprétée comme étant le résultat
d’une “poussée lointaine” (“distant push ”, Buxtorf, 1907; Laubscher, 1961).
La principale phase de déformation de la chaîne plissée du Jura est supposée avoir été
relativement brève entre le Miocène supérieur et le Pliocène inférieur.
Des taux de déplacements horizontaux en deçà de la marge d’erreur des mesures GPS
actuellement disponibles et une faible activité sismique ne permettent pas une caractérisation
satisfaisante de l’activité néotectonique de la région. Ces données nécessitent d’être
complétées par des investigations géomorphologiques qui peuvent permettre de décrypter
les effets d’une déformation très lente enregistrée sur des intervalles de temps plus longs. En
effet, cette approche a révélé des évidences de terrain indiscutables en faveur d’une
déformation post-pliocène qui consiste en des anticlinaux en cours de formation le long du
front Nord-Ouest de la chaîne, en Franche-Comté.
Croissance post-pliocène d’anticlinaux le long du front du Jura Nord-Ouest
Les cailloutis d’âge pliocène moyen de la Forêt de Chaux, équivalents latéraux des cailloutis
du Sundgau, représentent un horizon morphologique clé régional important et bien daté pour
les déformations centes dans ce secteur de Franche-Comté. Ces dépôts épais de 30 à 65 m
ont été nourris par le système en tresse du paléo-fleuve Aar établi sur une pénéplaine
faiblement inclinée.
La nature des galets de ces dépôts et leur spectre de minéraux lourds indiquent une origine
alpine. Des arguments biostratigraphiques indiquent que les cailloutis se sont déposés entre
4,2 et 2,9 Ma, avant que le paléo-Aar ne soit dévié, au niveau de Bâle, à travers le fossé rhénan
et la Mer du Nord.
Le dépôt des cailloutis semble donc plus récent que la phase principale de formation
pelliculaire du Jura, datée vers 5Ma. Cependant, des investigations récentes ont montré qu’en
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plusieurs endroits, les cailloutis du Sundgau étaient affectés par une formation
raccourcissante post-pliocène.
À l’Ouest de Bâle, dans le secteur du Sundgau, on a montré que la surface de base des cailloutis
du Sundgau-Forêt de Chaux (SFC) était légèrement plissée, notamment au droit des
anticlinaux en échelon de Florimont et Rechésy.
L’épaisseur de la couche de cailloutis est comprise entre 35 et 65 m, et l’amplitude des
anticlinaux est d’au moins 100 m. Il est donc clair qu’une partie du plissement s’est faite après
le dépôt des cailloutis. Cette propagation postpliocène des anticlinaux a également influencé
l’organisation du réseau hydrographique local d’âge quaternaire. À l’Ouest du secteur du
Sundgau, la surface de base SFC a été largement érodée et incisée par le Doubs. Dans ce
secteur, l’anticlinal de Clerval est recoupé par le cours très sinueux du Doubs d’une façon
antécédente.
La principale phase de déformation de la chaîne plissée du Jura est supposée avoir été
relativement brève entre le Miocène supérieur et le Pliocène inférieur.
Des taux de déplacements horizontaux en deçà de la marge d’erreur des mesures GPS
actuellement disponibles et une faible activité sismique ne permettent pas une caractérisation
satisfaisante de l’activité néotectonique de la région. Ces données nécessitent d’être
complétées par des investigations géomorphologiques qui peuvent permettre de décrypter
les effets d’une déformation très lente enregistrée sur des intervalles de temps plus longs. En
effet, cette approche a révélé des évidences de terrain indiscutables en faveur d’une
déformation post-pliocène qui consiste en des anticlinaux en cours de formation le long du
front Nord-Ouest de la chaîne, en Franche-Comté.
Des investigations géomorphologiques apportent des arguments en faveur de la croissance
de plis postérieurement au Pliocène et ce en plusieurs endroits situés le long du front de la
chaîne du Jura.
En résumé, la déformation la plus récente dans la chaîne du Jura est très probablement causée
par une combinaison de plusieurs mécanismes tectoniques. Un raccourcissement dans le
socle de l’avant-pays alpin peut avoir causé une réactivation de structures originellement
pelliculaires, conduisant à la superposition de chevauchements superficiels et profonds. Des
processus d’érosion et des modifications topographiques associées dans l’avant-pays alpin, à
l’échelle locale ou régionale, peuvent aussi avoir influencé l’activité tectonique la plus récente
dans le Jura, mais on ignore encore l’importance relative de cette influence.
La thèse du Dr Herfried Madritsch de l’Université de Bâle intitulée « Structural Evolution and
Tectonics of the Rhine Bresse Transfer Zone », référencée ci-dessous, est dédiée à
l’évolution structurale et à l’activité tectonique actuelle de la Franche Comté, région de l’Est
de la France, à l’intersection entre le front de l’orogène alpin et son avant- pays situé au Nord-
Ouest.
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
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46!
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L’érosion différentielle des cailloutis du Sundgau-Forêt de Chaux, plus récente que 2,9 Ma,
plaide pour un soulèvement régional relatif le long de la RTBZ
11
postérieurement au Pliocène.
Les restes de cailloutis soulevés, identifiés grâce à des analyses de minéraux lourds, ont permis
de mettre en évidence un soulèvement régional caractérisé, pour la période allant du Pliocène
terminal à l’époque récente, par un taux minimal de 0,05 +/-0,02 mm/an. Une reconstruction
de l’évolution des bassins drainés par les rivières l’Ognon et le Doubs montre que ce
soulèvement est encore actif et qu’il serait en partie causé par l’inversion tectonique le long
de la RTBZ. A proximité de Besançon, une phase de plissement pléistocène est démontrée par
un soulèvement et un début de flambage des terrasses alluviales recoupant l’anticlinal de la
Citadelle. Cette phase de plissement semble contrôlée, voire amplifiée, par l’incision causée
par le Doubs. La déformation associée à cette érosion est caractérisée par des taux de
soulèvement localement forts atteignant 0,17 +/- 0,03 mm/an. Les résultats de cette étude
illustrent clairement les processus dynamiques qui contrôlent l’évolution graduelle des avant-
pays de chaînes de collision. Il apparaît que, alors que l’évolution de la RTBZ est largement
influencée par la réactivation de structures préexistantes, son activité tectonique actuelle est
dans une certaine mesure contrôlée par des processus de surface et implique des interactions
entre des soulèvements régionaux et des déformations actives amplifiées par l’érosion. »
La vallée de l'Ognon
La vallée de l'Ognon se caractérise par une accumulation des derniers sédiments du Pliocène
et du Pléistocène principalement contrôlée par le climat.
Les effets tectoniques sur la l'évolution de la vallée peuvent être déduit de la distribution des
terrasses, du modèle d'incision et de la géométrie du drainage. Une relation de ces paramètres
avec la faille normale de l’Ognon proéminente est évidente. Le rapport Vf augmente de
manière significative une fois que la rivière franchit la faille et s’incite modérément dans son
mur suspendu formant jusqu'à 5 niveaux de terrasse. Cela indique clairement une légère
inversion de la faille normale de l'Ognon.
La vallée du Bas Doubs
Les contraintes sur les taux de soulèvement relatifs locaux induits par les plis locaux étaient
obtenus à partir de la datation OSL de sédiments Oxbow. Au moment de la sédimentation, le
méandre abandonné était probablement encore connecté au canal actif. À présent ces
gisements sont coupés du canal actif et situés à environ 5 mètres en-dessous du substratum
rocheux du paléo-méandre de Roche d’Or. Cela suggère une élévation relative minimale de 5
mètres depuis 30 kyr et un taux de soulèvement de 0,17 +/- 0,03 mm / an. Comme ce taux est
significativement plus élevé que le taux de soulèvement régional du dernier Pliocène
déterminé à partir de la reconstruction paléo-topographique de la plaine de gravier SFC (0,05
mm / an), il semble que la déformation ait augmenté localement en réponse à une érosion
intense au Pléistocène liée à l'incision de la rivière.
11
!RTBZ!:!Rhine-Bresse!Transfer!Zone!
Environnement de la LGV Rhin- Rhône
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47!
!
Références :
- Herfried Madritsch, « Structural evolution and neotectonics of the Rhine-Bresse
Transfer Zone » thèse de Doctorat de la faculté de Bâle et Université de Franche-
Comté, Juin 2008, 178 p.
- AFPS Groupe de travail Zonage 2005-2007 Résolution du Conseil, Avis du CST, Rapport
du 1er Mars 2007.
- Fiche 09 Risque sismique : évolution du cadre glementaire, d’après
www.planséisme.fr.
- BRGM /RP-53151-FR, « Identification et hiérarchisation des failles actives de la Région
Provence Alpes Côte d’Azur : phase 2 partie 2, version Novembre 2004.
- https://fr.wikipedia.org/wiki/LGV_Rhin-Rh%C3%B4ne
- BRGM, « Cartographie de l’aléa retrait-gonflement des sols argileux dans le
département du Doubs », rapport final, BRGM-57338-FR, Septembre 2009, 151 p.
- Herfried Madritsch Nagra, Stefan Martin Schmid ETH Zürich, Olivier Fabbri Univ.
Franche-Comté, « La chaîne plissée du Jura : évidences morphologiques en faveur
d’une activité post-Pliocène et discussion du contexte géodynamique actuel », dans
Géochronique n°117, january 2011, 8 p.
- http://medias.sncf.com/sncfcom/education/biodiversite/lycee/Lycee_Document_Ca
hier.pdf
- Xavier Quost, « Modélisation de l’effet du vent sur les trains à grande vitesse », thèse
de mécanique soutenue le 19/10/2005 à l’Ecole Centrale de Lyon, 332 p.
- https://www.tpline.net/fr/tgvMistral/fr_tp3/ressources/Comment%20la%20SNCF.pd
f
- http://www.doubs.gouv.fr/content/download/11287/78408/file/DDRM%202012.pdf
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La formation de cette chaîne en arc est classiquement interprétée comme étant le résultat d'une "poussée lointaine" ("distant push
La formation de cette chaîne en arc est classiquement interprétée comme étant le résultat d'une "poussée lointaine" ("distant push ", Buxtorf, 1907; Laubscher, 1961).
« Modélisation de l'effet du vent sur les trains à grande vitesse », thèse de mécanique soutenue le 19/10/2005 à l'Ecole Centrale de Lyon
  • Herfried Madritsch Nagra
  • Stefan Martin Schmid
  • Eth Zürich
  • Olivier Fabbri Univ
  • Franche-Comté
  • Jura La Chaîne Plissée Du
-Herfried Madritsch Nagra, Stefan Martin Schmid ETH Zürich, Olivier Fabbri Univ. Franche-Comté, « La chaîne plissée du Jura : évidences morphologiques en faveur d'une activité post-Pliocène et discussion du contexte géodynamique actuel », dans Géochronique n°117, january 2011, 8 p. -http://medias.sncf.com/sncfcom/education/biodiversite/lycee/Lycee_Document_Ca hier.pdf -Xavier Quost, « Modélisation de l'effet du vent sur les trains à grande vitesse », thèse de mécanique soutenue le 19/10/2005 à l'Ecole Centrale de Lyon, 332 p. -https://www.tpline.net/fr/tgvMistral/fr_tp3/ressources/Comment%20la%20SNCF.pd f -http://www.doubs.gouv.fr/content/download/11287/78408/file/DDRM%202012.pdf