1 Introduction

The Aix and ‘Moyenne Durance’ faults are inherited from a NNE-trending fault network of Late Variscan age that has been repeatedly reactivated in Meso-Cainozoic times during each main tectonic phase. The western Provence crustal panel [18,22], which is characterized by internal post-Miocene south-verging reverse faulting and folding (Fig. 1), is bounded to the east by the FMD. The need to precise the geometry of the southern FMD and its relations with the Aix fault is crucial as it relates to the seismic potential of one of the largest (ca 80-km-long) active faults in France that could produce major earthquakes. Here, we present the results of an integrated structural (field mapping and fault-slip data inversions) and geomorphic (field and DEM analysis) study of the southern FMD and of the northern Aix fault.

2 Fault segmentation

From Manosque to Mirabeau (Fig. 1), the FMD has a relative simple trace that parallels the Durance River course [1,11,12]. South of Beaumont, the fault splits in several segments, some of them acquiring WSW trend and show preferential south-verging reverse faulting along their termination within the Cucuron Basin (Fig. 1), whilst the main fault trace appears to extend further south, where it is mapped up to La Loubière valley. This fault pattern suggests a horse tail termination for the FMD. However, near Meyragues (Fig. 1), along the northern extension of the Aix fault, a major sinistral strike-slip fault plane affects Oligocene conglomerates (Fig. 5), indicating Late Cainozoic strike-slip reactivation (see next paragraph) of the syn-sedimentary Chattian Aix normal fault (e.g., (15)). This implies that at least part of the recent strike-slip from along the FMD is transferred to the Aix fault.

3 Geomorphic indices and fault kinematics

Between Sainte Tulle and Mirabeau (Fig. 1), map traces and longitudinal profiles of creeks incising the 2-Ma-old abandonment geomorphic surface of the Valensole II formation [9] suggest active deformation (Fig. 2) along a potential north-trending fault trace. This is attested by the left-lateral en baïonnette trace of the talwegs and aligned anomalies in the longitudinal profiles across homogeneous conglomerates (Fig. 2) that display evidence for pervasive deformation (striated, cupulated and sheared pebbles). Inversion of fault-slip data (Table 1) show a dominantly strike-slip stress state associated with a N151 ± 6°E trending σ1 in those conglomerates (Fig. 5). This contrasts with inversion results obtained from the northern strand of the Aix fault (Fig. 3), near Meyrargues, that indicate strike-slip regime with a N176 ± 8°E-trending σ1 and the reverse faulting regime (N07 ± 3°E-trending σ1) recorded along the Trévaresse Fault.

Tableau 1

Résultats des inversions de populations de plans striés et localisation des sites de mesures. ND : nombre de données ; σ1,σ2 et σ3 : axes principaux de contraintes ; R=(σ2−σ1)/(σ3−σ1) : rapport des contraintes déviatoriques ; * station dont le tenseur est issu d'un test et non d'une inversion

Inversion results and sites location. ND: number of data; σ1, σ2 and σ3: principal stress axes; R=(σ2−σ1)/(σ3−σ1) deviatoric stress ratio; * station where the tensor is obtained from a test and not by an inversion

Site	ND	Localisation	Âge	σ 1	σ 2	σ 3	R
				Azim. (°)	Pend. (°)	Azim. (°)	Pend. (°)	Azim. (°)	Pend. (°)
Val1	24	3 ° 35 ′ – 43 ° 72 ′	Pliocène	156	17	32	61	253	22	0,67
Val2	16	3 ° 33 ′ – 43 ° 71 ′	Pliocène	149	23	323	66	58	2	0,76
Val3	21	3 ° 39 ′ – 43 ° 71 ′	Pliocène	351	0,6	84	77	261	12	0,50
Val4	14	3 ° 40 ′ – 43 ° 74 ′	Pliocène	320	16	228	5	122	73	0,80
Val5	18	3 ° 36 ′ – 43 ° 71 ′	Pliocène	144	33	266	50	39	29	0,94
Val6	16	3 ° 36 ′ – 43 ° 73 ′	Pliocène	160	4,7	263	70	68	18	0,96
Val7	20	3 ° 37 ′ – 43 ° 74 ′	Pliocène	163	22	27	61	261	18	0,66
Val8	11	3 ° 37 ′ – 43 ° 70 ′	Pliocène	314	0,6	82	89	224	0,7	0,35
Val9	8	3 ° 42 ′ – 43 ° 76 ′	Pliocène	118	0,0	272	89	28	2,2	0,62
Val10	18	3 ° 44 ′ – 43 ° 79 ′	Pliocène	134	8	26	64	228	24	0,79
Val11	20	3 ° 43 ′ – 43 ° 79 ′	Pliocène	141	7	11	79	232	8	0,82
Mio1	17	3 ° 32 ′ – 43 ° 71 ′	Miocène	146	20	358	66	240	11	0,91
Mio2	21	3 ° 37 ′ – 43 ° 74 ′	Miocène	138	33	237	13	347	53	0,99
Oli1	16	3 ° 25 ′ – 43 ° 71 ′	Oligocène	174	8	265	6	33	79	0,93
Oli3	18	3 ° 22 ′ – 43 ° 67 ′	Oligocène	186	10	84	47	285	41	0,97
Oli4	14	3 ° 42 ′ – 43 ° 78 ′	Oligocène	345	3,4	252	38	79	51	0,71
Oli5	18	3 ° 43 ′ – 43 ° 79 ′	Oligocène	124	0,6	20	87	213	2,5	0,43
Oli6	16	3 ° 20 ′ – 43 ° 64 ′	Oligocène	348	7	238	70	80	18	0,75
Mey1	20	3 ° 21 ′ – 43 ° 64 ′	Mésozoïque	3	5,8	270	18	109	70	0,88
Mey2	13	3 ° 18 ′ – 43 ° 63 ′	Mésozoïque	169	12	359	76	260	2,2	0,50
Mey3	15	3 ° 19 ′ – 43 ° 63 ′	Mésozoïque	181	1,2	72	86	271	3,4	0,18
Mey4	12	3 ° 18 ′ – 43 ° 63 ′	Mésozoïque	13	8	214	81	104	3	0,76

4 Discussion

These results indicate an abrupt lateral change in the stress field from around the southern termination of the FMD towards the SSW. They further indicate that the FMD and the Aix fault might belong to the same system. This system seems to transfer, in turn, slip to the east-trending, south-verging Trévaresse reverse fault, allowing southward propagation of the Alpine deformation front in western Provence panel (Fig. 6).

Le panneau de couverture méso-cénozoïque ouest-provençal, à géométrie trapézoïdale, est limité par la faille de la moyenne Durance (FMD), à l'est, et par la faille de Nîmes, à l'ouest [18,22] (Fig. 1). La déformation interne post-Oligocène de ce panneau est principalement accommodée par des failles inverses d'orientation est–ouest à vergence sud, chacun de ces accidents étant associé à un chaînon anticlinal (Fig. 1), la tectonique pyrénéenne ayant, quant à elle, produit des structures à vergences nord. La faille d'Aix et la FMD forment un système, NNE–SSW, d'accidents tardi-hercyniens réactivés au cours des différentes phases de tectonogenèses mésozoïques et cénozoïques. Il constitue un système majeur du Sud-Est de la France, délimitant la Provence occidentale, caractérisée par une couverture sédimentaire importante (épaisseur moyenne d'environ 7 km, bassins de Manosque, de Cucuron) et la Provence orientale, où la couverture est réduite (environ 2 km d'épaisseur) (par exemple, [4]).

Si cette faille a joué un rôle prépondérant dans l'histoire géologique de la Provence, son expression morphologique actuelle est peu marquée [18], à cause de son faible taux de déplacement et de la dégradation rapide des signaux morphologiques d'origine tectonique (érosions naturelle et anthropique) (par exemple, [5,20]). Néanmoins, la FMD est la seule faille en Provence où la sismicité soit observable sur trois échelles de temps (sismicité instrumentale, historique, paléosismicité [11,19,23]). La FMD est constituée de segments de 10 à 25 km de longueur [12]. Elle forme une zone de faille de près de 80 km de long, ce qui en fait une des failles les plus importantes du territoire métropolitain du point de vue sismogénique (c'est-à-dire que, d'après la loi d'échelle, elle est susceptible de produire des séismes de forte magnitude), d'où l'importance de préciser la géométrie de cette faille. L'objectif de notre étude est de contraindre le tracé des failles caractérisant la terminaison méridionale de la FMD et ses relations avec la faille d'Aix (domaine présenté initialement comme une zone de relais potentiel [1,7,10,21]), en combinant les approches géomorphologiques et tectoniques de terrain et l'analyse de données géomatiques (imagerie satellitaire SPOT, photographies aériennes), des cartes géologiques [13,14,16] et de la topographie (cartes et MNT, IGN). Notre approche est complétée par une étude de cinématique de faille, afin de caractériser le champ de contraintes récent de ce domaine.

La FMD longe la rive droite de la vallée de la Durance, entre Château-Arnoux et le Nord de Saint-Paul-lez-Durance (Fig. 1). D'après les études récentes intégrant notamment la ré-interprétation de profils de sismique pétrolière et d'imagerie géophysique de subsurface, les segments septentrionaux de la FMD, de Saint-Auban à Manosque, longent la rive occidentale de la Durance, soit au contact entre les séries méso-cénozoiques et le Quaternaire, soit dans la plaine alluviale de la Durance, parfois associés en surface à un rebord de terrasse [1,11,17,20]. À proximité de Sainte-Tulle (Fig. 1), la connexion avec le segment de Manosque, identifié sur profil sismique (par exemple, [12]) émergerait en surface dans une terrasse d'âge Riss [16,20]. Cependant, aucun marqueur géomorphologique ne permet d'identifier avec certitude la trace de la faille dans ce secteur. Entre Beaumont-de-Pertuis et Mirabeau, une faille majeure est cartographiée au contact Mésozoïque–Tertiaire [14,16], correspondant à un accident identifié sur les profils sismiques [12]. Au nord de Beaumont (Fig. 1), cet accident forme un bend (ou courbure) transpressif, auquel sont associés des plis de faible amplitude dans les calcaires lacustres tortoniens.

Au sud de Beaumont-de-Pertuis, la faille se divise en deux segments, qui bifurquent vers l'ouest sous forme de chevauchements est–ouest, à vergence sud, et qui bordent de part et d'autre la terminaison orientale de l'anticlinal de La Déboulière (bassin de Cucuron, Fig. 1). Au sud, la terminaison péri-anticlinale dans les calcaires mésozoïques du massif de Mirabeau est découpée par trois segments de failles d'orientation NE–SW à NNE–SSW [14], le plus occidental représentant probablement la trace de la faille majeure et affectant les dépôts oligocènes. La cinématique de faille correspond à un régime décrochant compatible avec un mouvement sénestre sur la direction de la FMD (cf. ci-dessous). En effet, au niveau du vallon de la Loubière, à l'extrémité sud-ouest du massif de Mirabeau (Fig. 1), les conglomérats oligocènes sont striés et cisaillés, et une succession linéaire d'incisions discontinue suggère l'existence d'une faille.

Au nord de l'anticlinal de Pont-de-Mirabeau, l'analyse du réseau hydrographique de second ordre, réalisée à partir du modèle numérique de terrain, permet de mettre en évidence des anomalies géomorphologiques. En effet, les talwegs qui incisent la surface d'abandon fini-pliocène de la formation Valensole II [9] forment des « baïonnettes », dont la partie aval est orientée vers le nord-est (cf. Fig. 2a), c'est-à-dire à contrepente de la ligne de plus grande pente de la topographie régionale (vers le sud) et de l'écoulement moyen de ces talwegs (vers le sud-est).

Les profils longitudinaux de ces talwegs (Fig. 2b) révèlent une anomalie convexe systématique, précisément au niveau des inflexions des baïonnettes. Ces anomalies s'alignent selon une orientation NNE–SSW, indépendamment de variations lithologiques, puisqu'elles sont observées au sein de la formation Valensole II qui peut être considérée homogène vis-à-vis des processus érosifs. Elles peuvent être interprétées comme la trace éventuelle d'une faille, le tracé en baïonnette indiquant une composante sénestre pour cet accident. Cependant, malgré la proximité de sites à galets cisaillés dans la zone (Tableau 1 et Fig. 3), aucun indice de surface n'a pu être identifié sur le terrain.

Toutefois, la couverture végétale sur la formation de Valensole II ne favorise pas l'observation directe. Au sud, la relation entre la FMD et la faille d'Aix, bien identifiée à Meyrargues (cf. ci-dessous), n'est pas observable au travers du lit majeur de la Basse Durance, d'orientation est–ouest (Figs. 1 et 3).

Les analyses de cinématique de failles ont été effectuées à partir de mesures de plans de failles striés qui affectent les dépôts mésozoïques à cénozoïques, et de faces de galets striés de la formation Valensole II, d'âge Pliocène [9]. Les mesures des plans striés ont été inversées en utilisant la méthode de Carey [6], afin de déterminer les déviateurs de contraintes responsables des mouvements observés. La localisation des sites de mesures, l'âge des formations affectées par les populations de plans striés, ainsi que les résultats des inversions sont synthétisés dans le Tableau 1.

Entre Sainte-Tulle et Mirabeau, bien qu'aucun plan de faille n'ait été observé dans la formation Valensole II, les galets pliocènes sont, en de nombreux sites, striés, cisaillés et cupulés, indiquant que la zone est déformée (Miocène et Oligocène vertical à Sainte-Tulle). L'ensemble des stations de mesures indique des états de contraintes majoritairement décrochants (σ2 vertical), parfois compressifs (σ3 vertical) et caractérisés par des directions de compression (σ1) comprises entre N135°E et N165°E, avec, pour les inversions les mieux contraintes, une direction moyenne de σ1 à N151 ± 6°E (Fig. 4 et Tableau 1), qui confirment les résultats obtenus le long de la FMD, entre Saint-Auban et Meyrargues par Combes [10] et Baroux [1]. Toutefois, nos résultats indiquent que le régime compressif présentant une cinématique inverse à composante sénestre de la FMD, enregistré au niveau de Manosque [1], évolue vers un état de contraintes décrochant entre Sainte-Tulle et Beaumont. Cette variation accompagne la réorientation des segments de failles de la FMD (de NNE–SSW à NE–SW, du nord vers le sud).

Au niveau de la terminaison pèri-anticlinale méridionale du pli de Mirabeau (site Oli3, Figs. 1 et 3), en rive droite de la basse Durance, la population de plans striés affectant les conglomérats oligocènes permet de déterminer un déviateur des contraintes décrochant, caractérisé par une direction de compression N06°E.

Au sud de la vallée de la Durance, à 1,2 km à l'est de Meyrargues et en rive gauche du canal EDF (site Mey1), des stries décrochantes et des cannelures ont été mesurées sur un miroir de faille majeur (plurimétrique) affectant des calcaires barrémiens, ainsi que dans la brèche de faille associée. L'ensemble de nos mesures et des observations de terrain suggère l'existence d'une cinématique unique, postérieure à l'extension attribuée à la période tardi-Oligocène à Miocène inférieur. Ces structures résultent d'un régime décrochant, caractérisé par un axe σ1 orienté N03°E. Cependant, il existe sur ce site une grande dispersion des données, témoignant probablement d'une hétérogénéité de déformation liée à des rotations internes durant le décrochement, et/où à la mesure, sans distinction chronologique possible, de structures (stries) antérieures à la tectonique décrochante étudiée. Dans la prolongation de cette faille majeure, à 350 m au sud du site Mey1, des dépôts oligocènes à faible pendage vers l'est sont affectés par un plan de faille majeur orienté NE–SW et à fort pendage (85°NW) (site Oli6, Fig. 5). Ce plan et les failles associées présentent des stries et des cannelures métriques décrochantes sénestres, majoritairement à faible composante inverse. Cette zone coïncide avec l'accident normal synsédimentaire délimitant le demi-graben oligocène à l'ouest d'une limite entre Meyrargues et Aix-en-Provence (par exemple, [15]). Nos observations indiquent donc une réactivation post-oligocène en décrochement sénestre de la terminaison septentrionale de la zone de faille d'Aix. L'inversion des plans striés mesurés dans l'Oligocène (site Oli6, Fig. 5), permet de déterminer un régime décrochant caractérisé par une direction de σ1 N168°E. Ce résultat est cohérent avec ceux obtenus dans le Crétacé au voisinage de cette zone de faille.

La présente étude permet de préciser la cartographie de la segmentation de la terminaison sud de la FMD et de caractériser ses relations avec la faille d'Aix. Les indices de déformation quaternaire étant ténus (indices morphologiques), ils ne permettent pas de contraindre un tracé précis de la faille. Toutefois, quelques résultats de premier ordre se dégagent.

La FMD, au sud de Sainte-Tulle, consiste en plusieurs segments de faille, certains de ces segments s'étant propagés vers l'WSW et le sud-ouest, sous forme de failles inverses à vergence sud, dans le secteur oriental du bassin de Cucuron (direction WSW), ou de failles décrochantes-sénestres, dans le massif de Pont-de-Mirabeau (direction sud-ouest). L'agencement des failles suggère une géométrie en queue de cheval dans ce secteur. Des anomalies géomorphologiques (baïonnettes et anomalies des profils longitudinaux des talwegs) affectant la surface d'abandon du Valensole II (∼2 Ma d'après Clauzon [9]), ainsi que des indices microtectoniques (galets cisaillés...) observés dans la formation Valensole II, d'âge Pliocène, suggèrent l'existence d'un accident actif au Quaternaire, d'orientation NNW–SSE à composante décrochante sénestre, en rive droite de la moyenne Durance, entre Sainte-Tulle et Saint-Eucher. Aucune expression directe de la faille en surface n'a cependant été observée.

L'analyse de la déformation de l'Oligocène de Meyrargues, en rive gauche de la basse Durance, indique que la faille normale synsédimentaire oligocène d'Aix a été réactivée en décrochement sénestre au Cénozoïque supérieur. Ce segment de la faille d'Aix pourrait se connecter, au sud, à la faille inverse de la Trévaresse réactivée lors du séisme provençal du 11 juin 1909 [3,8]. C'est pourquoi, malgré la géométrie suggérant une terminaison de la FMD au nord de Peyrolles (Fig. 1), la faille d'Aix et la FMD doivent appartenir au même système de faille décrochant post-oligocène qui a accompagné et probablement contrôlé la propagation des failles inverses (est–ouest) du Panneau ouest-provençal, vers le sud (Fig. 6). Les arguments avancés s'appuient sur un diachronisme de la structuration des chaînons est–ouest du Luberon et de la Trévaresse. En effet, l'essentiel de la structuration du Lubéron est achevée à 5,8 Ma [7,9], alors que, plus au sud, la déformation du chaînon de la Trévaresse se propage jusqu'à l'Actuel (séisme de 1909, par exemple, [8]). Par ailleurs, les déplacements en faille inverse à vergence sud de la Trévaresse constituent une réactivation tardive (fini- et post-Miocène) de failles normales oligocènes.

Entre Sainte-Tulle et Mirabeau, sur 11 sites, des mesures de cinématique ont été effectuées sur des galets striés du Pliocène qui définissent un régime décrochant caractérisé par une direction de σ1 N151 ± 6°E. Entre Mirabeau et Meyrargues, les failles mesurées dans des dépôts plus anciens (oligocènes et crétacés) n'indiquent qu'une seule cinématique post-extension oligocène caractérisée par une direction moyenne de σ1 N176 ± 8°E, compatible avec celle enregistrée sur la faille inverse de la Trévaresse dans les formations chattiennes et tortoniennes, de N7 ± 3°E [8]. Nous n'observons donc pas de variation significative de l'état de contrainte, depuis l'Oligocène, dans la zone de déformation couvrant le Nord de la faille d'Aix et le Sud de la FMD. La cinématique définie ici correspond à l'épisode le plus récent mis en évidence par Baroux [1] plus au nord, dans la partie centrale de la FMD, où cet auteur détermine une phase plio-quaternaire, caractérisée par un axe σ1 orienté N150°E, impliquant un déplacement oblique senestre–inverse de la FMD. Il semble donc exister une réorientation spatiale des contraintes principales. À l'échelle régionale, cette variation latérale et abrupte (sur une zone de 15 km environ) du champ de contraintes conforte l'analyse des mécanismes au foyer de séismes instrumentaux provençaux [2].