Intégration des observations dans le contexte géodynamique : problème de la mobilité de la plaque Ibérique 

Utilité d’un stagiaire pour BP sous la tutelle du LGCA

Depuis quelques décennies plusieurs compagnies pétrolières, françaises et étrangères, sont en collaboration avec l’université Joseph Fourier. En principe, chaque année un stage de terrain alpin d’environ une semaine est organisé pour les employés de la compagnie. Ces employés peuvent être des géophysiciens, géologues,des ingénieurs de réservoirs, ou autres, le but étant de leur montrer dans un cadre de géologie de terrain des potentiels de réservoirs. Ainsi leurs travaux, leurs interprétations, leurs expertises au sein de la compagnie peuvent devenir meilleurs. Durant le stage, les grands principes alpins sont abordés ; blocs basculés du rifting, déformations des marges passives, structures de bassins d’avant chaîne, inversions structurales, interférences des déformations, nappes de charriages, étalements gravitaires tardifs… la liste n’est pas exhaustive. Tous ces concepts géologiques peuvent être corrélés à des régions où le contexte géologique est similaire et où le sous-sol renferme des hydrocarbures. Le principal avantage des Alpes est la concentration d’un grand nombre d’exemples de concepts géologiques.
Les compagnies ont besoin d’une expertise d’un laboratoire de géologie local, car celui-ci leur apporte une connaissance approfondie du terrain et ainsi que la mise à jour de ces connaissances. De plus pendant le field trip les professeurs de l’université enseignent aux stagiaires et répondent à leurs questions. BP a décidé de financer un stage de fin d’étude pour un étudiant en Master 2 dans le but d’ajouter une journée à son field trip annuel sur la thématique de l’inversion structurale de marges passives. Sans rentrer dans les détails, l’inversion structurale est fortement étudiée et appréciée dans la communauté pétrolière car celle-ci facilite la création et le piégeage d’hydrocarbure. En effet, avant inversion, la matière organique est suffisamment profonde pour la maturation ; ensuite après ou pendant l’inversion celle-ci est remontée et piégée dans les structures crées par la contrainte en compression.
Par ailleurs, en prenant un stagiaire du LGCA, la compagnie BP renforce la relation de confiance entre Thierry Dumont, « maître de conférence au CNRS» et celle-ci. De plus des données sismiques fournies par BP sont corrélables à mon étude, ainsi elle s’intègre au contexte économique pétrolier.

Laboratoire de Géodynamique des Chaînes Alpines

Implantation, ressources humaines et maxime du laboratoire

Le Laboratoire de Géodynamique des Chaînes Alpines (LGCA), UMR 5025 CNRS est implanté sur deux sites : l’Université Joseph Fourier et l’Université de Savoie. La partie Grenobloise du laboratoire fait partie de l’Observatoire des Sciences de l’Univers de Grenoble (OSUG) et la partie chambérienne du Centre Interdisciplinaire Scientifique de la Montagne CISM Le laboratoire est composé de 26 chercheurs et enseignants chercheurs sur le site Grenoblois, 3 sur le site Chambérien, et de 16 techniciens et personnel administratifs.
L’identité du LGCA repose sur l’étude pluridisciplinaire des zones de convergence et des chaînes de montagnes jeunes du cycle Alpin, déformées et érigées durant les 240 derniers millions d’années. Les données collectées sur ces ceintures jeunes permettent d’accéder aux processus géodynamiques fondamentaux, de l’érosion superficielle aux transformations qui affectent la lithosphère profonde, et ceci aux différentes échelles de temps et d’espace. Une part des activités concerne également les risques particuliers à l’environnement montagnard, comme les glissements et écroulements gravitaires.

Stratigraphie

Pour apporter une homogénéité à l’étude trois logs (Fig2.4) sont décrits correspondant au trois zones décrites dans le sous chapitre précédent 2.3. Cependant pour une assimilation rapide voici les caractéristiques principales de chaque zone.

Stratigraphie du Vercors méridional

Le Tithonique forme une barre calcaire subdivisée en 2 ou 3 niveaux plus durs. Il est souvent à la crête des montagnes ; c’est un niveau orographique.
Le barrémo-bédoulien est une épaisse série calcairebioclastique, formant des falaises hautes et abruptes de la montagnette; c’est un calcaire de plate-forme de faciès bioclastique peu profond. Ce calcaire n’est recouvert dans cette zone par aucune autre série albocénomanienne (marno pélagique). On a deux hypothèses; soit l’existence d’une lacune sédimentaire, soit une érosion des séries marneuses pélagiques. On retiendra la deuxième hypothèse car dans le hanging wall de la faille de Menée (compartiment au sud-est de la faille) on observe des blocs albo-cénomanien au cœur du synclinal de Glandage. Or ceux-ci proviennent sans aucun doute du compartiment au Nord-ouest de la faille de Menée. D’un point de vue paléogéographique, la faille de Ménée déjà existante à l’époque délimitait au sud la plate-forme carbonatée du barrémien supérieur.

Stratigraphie de la zone de Glandage

Comme dans le Vercors méridional le Tithonique est un niveau orographique. En revanche le Barrémo-bédoulien diffère de celui de la zone du Vercors méridional. Celui-ci correspond au basin floor fan (éventail sédimentaire de talus de la plate-forme carbonatée).
Le Barrémo-bédoulien de faciès peu profond du Vercors méridional alimente par avalanche sous marine le basin floor fan (BFF). On a alors un faciès globalement plus argileux mais toujours bioclastique (faciès hémipélagique). Cependant, il reste des bancs franchement calcaires relativement épais formant des barres nettes dans le paysage. Cette zone correspondait au pied du talus de la plate-forme et le fond marin se trouvait aux environs de deux cents mètres de profondeur.
Au dessus de la série Barrémo-bédoulienne se situe une série en alternance de calcaires et de marnes gris bleu correspondant à un approfondissement marin, marquant le passage au crétacé supérieur. On y trouve des foraminifères pélagiques et des ammonites Inocérames (fossile stratigraphique de l’étage). Cette série n’est présente que dans le hanging wall de la faille de Glandage. Naturellement on se demande si le cénomanien s’est déposé puis érodé sur le footwall où si il n’y a pas eu de dépôt cénomanien sur le footwall. Une ébauche de réponse est apportée par l’observation décrite au paragraphe 3.1.2
Au-dessus du cénomanien repose en concordance mais avec une lacune sédimentaire le Turonien supérieur. C’est un calcaire à grain fin de Quartz et de glauconie (Fig3.13), et/ou par endroit un conglomérat dont les galets constitutifs sont principalement d’âge barrémien. Au Turonien la région est soumise à une grande régression, ceci est attesté dans le Vercors [ARNAUD-VANEAU.A & HARNAUD.H (1985) – Mise en évidence d’un paléokarst Turonien daté par des Bryozoaires dans le Vercors septentrional (France SE) – Geobios n°13 p 617 619] par un paléokarst Turonien entre la séquence n°2 etn°3 du barrémien supérieur.
Sachant qu’à cette époque il y avait au minimum 200m de sédiment au-dessus de cette limite de séquence. On en déduit que la chute du niveau marin au Turonien est de plus de 200 m.

Stratigraphie de la zone du Dévoluy occidental

Contrairement au tithonique dans les zones plus occidantales, celui-ci disparait et réapparait latéralement par des biseaux doux et varie fortement en épaisseur. Cette lacune sédimentaire serait due à une érosion synsédimentaire de type paléocanyon. Concernant le Barrémo-bédoulien, celui est comparable au facies de la zone de Glandage. Cependant la limite inférieure avec l’hauterivien semble être plus progressive. Sur le plan paléogéographique les sédiments barrémiens font partie également du BFF.

Analyse en laboratoire de la schistosité

En premier lieu, la schistosité de la formation des Gâts ne se développe que dans un sédiment ou la taille des grains n’est ni trop grande ni trop petite, cette schistosité n’est pas présente dans les conglomérats et dans les couches à fractions très fines. Typiquement, elle se développe dans un calcaire bioclastique et gréseux. On ne retrouve pas cette schistosité dans les étages supérieurs au Turonien (Santonien àCampanien); même dans des faciès semblables.
Deux échantillons ont été récoltés ; le n°1 n’est pas en place il a été ramassé dans le torrent des gorges des Gâts, l’échantillon n°2 a été prélevé in situ. (Fig3.10) Afin d’établir un vocabulaire le plus simple possible, la schistositéteintée en rouge est appellée « bandes de schistosité ». Le reste de la roche qui n’est pas dans la bande de schistosité est appelé « dominos ». Ils sont délimités verticalement par les bandes de schistosité et horizontalement par la stratification. La schistosité recoupe la stratification et la décale en jeu normale apparent. A la loupe on constate que les bandes de schistosité ont une différence de lithologie, elles sont plus riche en Quartz, de plus l’échantillon n°2 présente une porosité plus importante dans la bande de schistosité. En effet lorsque l’échantillon est mouillé la bande de schistosité est humide plus longtemps car celle-ci absorbe l’eau grâce à sa porosité. Ceci ne se vérifie pas sur l’échantillon n°1.
L’analyse par diffraction au rayon X permet de connaitre la composition minéralogique d’une roche de manière qualitative et non quantitative, néanmoins on peut comparer deux roches qui ont une composition similaire mais dans des proportions différentes. Le but de cette expérience est de comparer les proportions Qz/calcite dans chacun des échantillons ; dans les dominos et dans la bande de schistosité. Lors du sciage de mes échantillons pour la confection de sucres de lame mince j’ai gardé des fragments de la bande de schistosité et des dominos qui ont été réduit en poudre puis analysés par diffraction X.
Afin de comparer les résultats il me faut présenterles signatures spectrales des deux principaux minéraux (Fig3.11)(le Quartz et la calcite), les autres minéraux n’étant présents quand très faibles quantités, ils ne sont pas visibles sur le spectre et ne seront pas abordés dans cette analyse. Les bâtons symbolisent les piques angulaires de diffraction qui correspondent aux différentes facettes des cristaux, les bâtons rouges correspondent au Quartz et les bâtons bleus à la calcite.

Jeu normal de la faille de la Pierra

La faille de la Pierra est orientée NE SW (Fig 4.1), c’est une orientation identique au failles majeures hercyniennes, comme celle de Menée. Cependant la faille de la Pierra a un rôle structural bien plus modeste. Au nord, elle se termine en se gauchissant contre la faille de Clausis, au sud elle se prolonge et se perd sous des éboulis quaternaires et sous la discordance anté-Sénonienne.
La faille est certainement scellée par le crétacé supérieur mais on ne sait pas si elle affecte le Barrémien, par conséquent son âge peut être compris entre le Barrémien terminal et l’Hauterivien terminal. La Figure 4.5met en valeur le jeu normal de la faille. Le footwall correspond au compartiment haut (sud-ouest), et le hanging wall correspond au compartiment abaissé (nord-est).

Extension locale, N-S (érosion sous marine)

Extension d’échelle métrique

De grandes marches d’escaliers d’une hauteur d’environ un mètre décalent la couche barrémienne basale, elles ont la même orientation que le pli, c’est-à-dire E-W. Elles sont visibles de face sur la Figure 4.7et schématisées sur la coupe de la Figure 4.10.L’angle que ces marches forment avec la couche indique qu’il s’agit de microfailles en jeu normal ayant un rejet très minime de l’ordre du mètre, de plus le sédiment est bréchifié à proximité de ces failles, ce que nous ne connaissons pas c’est leur développement en profondeur. Les microfailles sont parfois remplies par le matériel sus jacent (structuralement) ou sous jacent (stratigraphiquement), ceci est une preuve que l’apparition des microfailles est postérieur au plissement ayant retourné les couches.
A une échelle supérieure, une barre calcaire se trouve au nord et en dessous (35 m) du col des Vautes (Fig 4.11),on a l’impression que c’est le barrémien basal décalé par une faille, de même nature que les petites failles de la tête des Vautes mais plus grande. Cependant le faciès est différent du niveau basal ; on ne retrouve pas les traces des organismes fouisseurs (comme au col des Vautes), par conséquent le barrémien sous jacent au barrémien basal de la tête des Vautes correspond à la série stratigraphique normale sans accident tectonique important. Les failles observées au col des Vautes ont des rejets très modérés qui ne décalent pas la série barrémienne de manière notable. De plus on trouve le barrémien terminal proche de la discordance dans le fond du vallon (Fig 4.11) car un affleurement (annexe 9)montre le contact albien barrémien renversé or ceci indique l’absence d’accident tectonique car une épaisseur normale de barrémien avec un rejet de faille augmentant l’épaisseur apparente serait incompatible.

La plaque Ibérique

La plaque Ibérique est une plaque secondaire dont les mouvements sont étroitement associés aux plaques majeures qui l’entourent ; l’Afrique et l’Eurasie. C’est un élément rigide dont les déformations horizontales internes ne dépassent pas 20 kilomètres par opposition à des mouvements de l’ordre de la centaine de kilomètre sur ses limites externes. C’est une plaque qui est désolidarisée de l’Afrique et de l’Eurasie, de sorte qu’elle a pu suivre le mouvement de l’une puis de l’autre avant d’être comprimée par celles-ci. Une plaque satellite lui est associée, le bloc corso-sarde quilors des événements pyrénéo-provençaux était soudé à l’Ibérie. Au cours des évènements pyrénéo-provençaux (du crétacé supérieur à l’oligocène) une orogénèse très importante longue de plus de 2000 km marquait la frontière de la plaque Ibérique et de l’Europe. Cette frontière est variée ; différents mouvements tectoniques se sont succédés ; distension, décrochement puis compression.
D’un point de vue géographique la plaque Ibérique est composée de l’Espagne et du Portugal. Elle est limitée au Nord par les Pyrénées, au sud par le continent africain, à l’ouest par des marges passives et à l’est par le bloc corso sarde, lui-même appuyé contre l’Apulie.

Les mouvements de la plaque Ibérique au cours du temps

Plusieurs modèles cinématiques de la plaque Ibérique ont été réalisés, j’ai retenu celui de [OLIVET .J.L (1996)] car il est complet et discute des autres modèles publiés. Grâce aux anomalies magnétiques océaniques, il est possible de reconstituer la cinématique à diverses époques.
Avant l’ouverture du golf de Gascogne la plaque Ibérique suit les mouvements de l’Afrique et de l’Europe qui sont accommodés par des failles transformantes.
Puis lors de l’ouverture du golf de Gascogne, apparait un point triple en atlantique nord, le changement cinématique s’amorce. Les pôles de rotation entre la plaque Ibérique et la plaque Eurasie commencent à s’éloigner. Cependant l’agencement cinématique n’est pas encore bouleversé. A –88,5 Ma le bouleversement s’opère or c’est précisément l’âge de la formation des conglomérats des Gâts (fin Turonien, début coniacien). La plaque Ibérique est en rotation sur elle-même ; sont pôle de rotation est centré à la limite nord de la plaque plus précisément à l’est et au fond du golf de Gascogne.

Comparaison de l’étude à des profiles sismiques

Cas d’une inversion structurale d’après un profil sismique 2D

Sur ce profil sismique (Fig 6.1)de BP (1991 Indonésie), on observe entre deux failles (symbolisées par des traits verts) des structures de croissance (ou en éventails); l’épaisseur sédimentaire s’accroit vers les failles. Ces structures en éventails sont le résultat de basculements de blocs et donc d’une phase d’extension (rifting). Le compartiment entre les deux failles correspondait à un fossé après l’extension et avant l’inversion.
Puis lors de la phase de compression les failles ont été utilisées en jeu inverse, la fosse a été raccourcie horizontalement et élevée d’environ 200 ms temps double soit environ 250 m par rapport au footwall. Voire schémas de la figure 6.2.
Ceci est une inversion de blocs basculés.

Comparaison du profil sismique aux données structurales de terrain

Les objets géologiques (plis) observés sur le terrain ont une taille moyenne d’environ 3-4 kilomètres, la résolution des profils sismique est suffisamment correcte pour voir des objets de terrain. Par contre la résolution n’est pas suffisante pour observer en détails la géométrie à proximité des failles.
La faille de Clausis et de Glandage on jouées fortement à l’Albien et au Cénomanien (paquet glissé de Glandage). Dans le cas de la faille de Glandage des variations d’épaisseurs comme dans l’exemple sismiques ne sont malheureusement pas observables, car les couches albiennes et cénomaniennes du footwall ont été érodées, sans doute par des émersions et/ou des érosions sous marines. Dans le cas de la faille de Clausis, les variations d’épaisseurs ne sont pas observables car l’érosion sous marine a érodé jusqu’à entailler le barrémien (Fig 4.12, paléocanyon du Garnesier) et les couches les plus hautes dans la stratigraphie ayant été préservées appartiennent l’Albien basal. Par conséquent on ne peut pas observer de variation d’épaisseur dans les couches albiennes et cénomaniennes ; époques ou le jeu normal des failles de Glandage et de Clausis est le plus intense.
Pendant l’inversion de la faille de Glandage le hanging wall est resté plus bas que le footwall.
Le Sénonien est plus épais et plus bas dans le hanging wall. Cela est à relier au basculement de la faille, dans le plissement de l’anticlinal deGlandage, celle-ci n’a pas pus servir de rampe au hanging wall. (Fig 6.3). Sur un profil sismique, la faille de Glandage serait très difficilement visible car d’une part c’est un objet vertical et d’autre part les terminaisons des couches sur la faille sont très pentées. Or ce sont les terminaisons des couches sur la faille qui font apparaître celle-ci.
On remarquera deux caractéristiques structurales importantes et opposées; le footwall de la faille de Glandage est déformé en anticlinal coffréalors que le footwall de Clausis en synclinal déversé. Le hanging wall de Glandage est un synclinal alors que le hanging wall de Clausis est structuralement compliqué. En effet la structure le long de la faille de clausis est changente, sur la coupe A et C le hanging wall est un synclinal important (3-4 km) alors que sur la coupe B un anticlinal très serré (200 m) vient en buté contre la faille.
On retiendra, que l’exemple de terrain se rapprochant le plus du style de déformation de l’exemple sismique est l’exemple de la faille des Clausis. Contrairement aux failles inversées du profil sismique, la faille de Glandage et celle de Clausis n’ont pas été véritablement inversées ; elles ont été embarquées dans les déformations.

Conclusion

Le Vercors méridionale, la zone de Glandage, et le Dévoluy occidental sont situés à la limite nord du bassin vocontien, ces trois secteurs ont enregistré des régimes extensifs antéturonien. Ces régime extensifs ont utilisé des accidents tectoniques importants ; failles hercyniennes (NE-SW) atteignant le socle et jouant sur toute l’épaisseur de la lithosphère.
Cependant des accidents tectoniques ont aussi été créés lors de ces extensions ; ils sont orientés E-W mais se limite à la couverture sédimentaires. Ces régimes extensifs sont à relier régionalement au bassin vocontien; la subsidence créé une flexure sur le pourtour du bassin qui est à l’origine des joints tectoniques orientésE-W. A plus grande échelle le bassin vocontien est une zone ou la lithosphère est amincie, cet amincissement est sans doute lié à une remonté de l’asthénosphère.
Puis lors du changement cinématique de la plaque Ibérique il y a 88,5 Ma à la limite Turonien Coniacien, la réponse tectonique de ces trois secteurs a été différentes pour chacun d’eux. Description d’est en ouest :
• Le Dévoluy occidentalest caractérisé par une déformation anté-sénonienne de forte ampleur ; les plis sont E-W et sont intensément déformés (matures), parfois déversés, et leur longueur d’onde est serrée (environs 4 km).
• La zone de Glandageest caractérisée par une déformation anté-sénonienne moins intense ; les couches sont très rarement déversées,les plis sont droits et leur longueur d’onde est doublée par rapport au Dévoluy occidental.
• Le Vercors méridionalest caractérisé par l’absence de déformation selonun axe E-W La faille de Jocou et la faille de Menée, qui sont des failles anciennes affectant le socle [ARNAUD .H (1981)], ont servi de raccord pour accorder les réponses tectoniques différentes des trois zones. Ainsi la faille de Jocou (N-S) a joué en jeu coulissant senestre et la faille de Menée (SW-NE) en transpression senestre (Fig 7.1).
La phase d’extensions tardives (après la phase de compression) avec des failles principalement pentées vers le nord écarte l’hypothése de Michard (article Michard et al, soumis) qui attribue les plissements à un glissement gravitaires à grande échelle de la bordure sud de la plate-forme carbonatée du Vercors. En effet l’inversion structurale, due à la remonté de l’Ibérie contre l’Eurasie crée une pente allant du sud au nord, ce qui est favorable à l’apparition de glissements gravitairessous-marins (extensions tardives) vers le nord. L’hypothèse la plus probable est la suivante;les déformations compressives correspondent à une déformation d’avant-pays de l’orogénèse pyrénéo-provençale, la région d’étude se trouve à environs 200 km de la zone de collision de la chaîne pyrénéoprovençale. Or il est probable que la déformation se soit propagée à une telle distance de la chaîne s’il existe un niveau de décollement triasique à évaporites, malheureusement ce
niveau évaporitique triasique (environ – 250 Ma) est une hypothèse car aucun affleurement atteste de sa présence puisque les couches les plus anciennes observables dans l’étude sont oxfordiennes (environ – 154 Ma). Ceci est comparable au massif jurassien, qui est une déformation d’avant-pays loin de l’orogène alpin. Cette déformation est rendue possible grâce à un niveau de décollement évaporitique vérifié par sondage et à l’affleurement..
Après la phase de compression, le Dévoluy occidental et la zone de Glandage ont subi une érosion sous marine. Elle est fortement soulignée dans le Dévoluy occidental car la discordance sénonienne scelle les escarpements, les extensions locales et les canyons sous marin à l’époque des premiers dépôts sénoniens.
Après l’érosion sous marine, la sédimentation du crétacé terminal est globalement carbonatée mais dans la zone de Glandage des passages détritiques sont à attribuer à des émersions des plates-formes plus au nord. Dans le Dévoluy la sédimentation est franchement carbonatée est beaucoup plus épaisse que dans la zone de Glandage. Le dépôtcentre se trouve vers le grand Ferrand ; au Nord dela faille de Clausis et du synclinal du Lauzon. C’est sans doute la faille inversée de Clausis et l’anticlinal du Lauzon qui formaient un relief sous marin important permettant une accumulation plus importante des sédiments qui venant du nord.
Finalement toutes les structures sont redéformées au Tertiaire jusqu’à maintenant par les phases alpines.

Table des matières
Introduction
1 Présentation des trois organismes constitutifs du stage 
1.1 BP
1.1.1 Historique
1.1.2 Activités
1.1.3 Classement de BP parmi les majors pétrolières
1.1.4 Utilité d’un stagiaire pour BP sous la tutelle du LGCA
1.2 Laboratoire de Géodynamique des Chaînes Alpines
1.2.1 Implantation, ressources humaines et maxime du laboratoire
1.2.2 Quatre axes de recherche prioritaires et leurs outils
1.3 Floralis
1.3.1 Interface entre le monde de l’Industrie et celui dela Recherche
1.3.2 Un environnement favorable
1.3.3 Les différents types de collaboration avec les industriels
2 Présentation géologique
2.1 Localisation de l’étude géologique
2.2 Histoire géologique simplifiée de la zone d’étude
2.3 Les surfaces de décollement potentielles
2.4 Cadre structural ante-sénonien
2.4.1 Caractères structuraux ante-sénoniens du Vercors méridional
2.4.2 Caractères structuraux ante-sénoniens de la zone deGlandage
2.4.3 Caractères structuraux anté-sénoniens du Dévoluy oriental
2.5 Stratigraphie
2.5.1 Stratigraphie du Vercors méridional
2.5.2 Stratigraphie de la zone de Glandage
2.5.3 Stratigraphie de la zone du Dévoluy occidental
3 La zone de Glandage 
3.1 Marqueurs d’une extension anté-turonienne
3.1.1 Joints tectoniques
3.1.2 Paquets glissés de Glandage
3.2 Marqueurs d’une compression anté-sénonienne
3.3 La schistosité de la formation des Gâts, Turonien sup, marqueur local d’une compression
3.3.1 Analyse structurale
3.3.2 Analyse en laboratoire de la schistosité
3.3.3 Synthèse de la schistosité des Gâts
4 La zone du Dévoluy occidental 
4.1 Tectonique d’extension anté-barrémienne
4.1.1 Instabilités gravitaires du jurassique jusqu’au barrémien, extension
4.1.2 Jeu normal de la faille de la Pierra
4.2 Tectonique en compression, N-S
4.2.1 Fracturation du pli renversé du col des Vautes
4.3 Extension locale, N-S (érosion sous marine)
4.3.1 Extension d’ échelle métrique
4.3.2 Extension d’échelle hectométrique
4.3.3 Drainage de l’érosion sous marine
5 Intégration des observations dans le contexte géodynamique : problème de la mobilité de la plaque Ibérique 
5.1 Résumé des déformations régionales au mésozoïque
5.2 La plaque Ibérique
5.3 Les mouvements de la plaque Ibérique au cours du temps
6 Comparaison de l’étude à des profiles sismiques 
6.1 Cas d’une inversion structurale d’après un profil sismique 2D
6.2 Comparaison du profil sismique aux données structurales de terrain
7 Conclusion

Télécharger le rapport complet