Four types of fractures have been distinguished (Fig. 3): vertical joints (some of them filled with calcite), tension gashes, microfaults (mostly strike-slips faults) and vertical stylolites. Their distribution along the vertical geological profile (Fig. 4) allows us to define four main fracturing levels: Late Kimmeridgian, Kimmeridgian, Oxfordian (split in upper and lower layers) and Callovo-Oxfordian.

• • The first level, from 366 to 344 m NGF (marls and limestones of Late Kimmeridgian), mainly affected by joints with no main orientation and microfaults, does not allow us to calculate any palaeostress.
• • Below, the second level, from 344 to 236 m NGF (marls and limestones of Kimmeridgian), shows joints (at the top) and microfaults (at the bottom). The joints are oriented NNW–SSE and the microfaults, mainly left-lateral strike-slip faults, are oriented NNE–SSW, with shortening striking N153°E.
• • The third level, from 236 to −40 m NGF (coral and oolithic limestones of the Oxfordian) is affected by all types of tectonic features, with joints trending NNW–SSE and NE–SW, with microfaults trending NW–SE. Microfaults analysis gives a strike-slip regime with NW–SE shortening. This palaeostress is attributed to Alpine events. Standard deviation of τ ratio allows us to share it into two distinct events with a shortening striking N130°E (Early Alpine event – Oligocene–Miocene time) and then striking N157°E (Late Alpine event – Miocene–Pliocene to present time).
• • The lowest level, from −40 to −140 m NGF (Callovo-Oxfordian argillites) is free from any structure, except at −66 m, where a couple of NE–SW vertical decimetre joints affect a hardener layer.

The analysis of fracture distribution reveals multidirectional fracturing and badly constrained palaeostresses in Late Kimmeridgian limestones that are related to surface swelling (Fig. 4).

The Kimmeridgian level is characterized by N150°E to N160°E slightly disturbed fracturing and a strike-slip regime, with σ1 N153°E.

Oxfordian limestones show the two regional directions of fracturing: NE–SW and N140°E to N150°E, while the strike-slip regimes calculated present two different σ1: N130°E and N157°E.

These results reveal a mono-directional setting of fracturing in the Kimmeridgian, while the Oxfordian presents a bi-directional fracturing setting. The WNW–ESE to NNW–SSE joints show a deviation of their main direction from N150–160°E in the Kimmeridgian to N140–150°E in the Oxfordian (Fig. 4, D and E). Furthermore, the orientations of palaeostresses are also different in the Kimmeridgian with shortening N153°E, while in the Oxfordian two directions of shortening are distinguished: N130°E and N157°E. Recent results of fracturing survey in deviated boreholes have confirmed these results on the area of the underground research laboratory (Fig. 5). Then two hypotheses can be proposed:

• (1) palaeostress recording depends on stress intensity and lithology;
• (2) palaeostress orientations and settings (deviations) are influenced by rock nature and rheology close to the marl/limestone contacts.

The first hypothesis explains the deviation of major joint direction between the Kimmeridgian and the Oxfordian formations by a difference of fracturing-recording intensity during two different Alpine events. Kimmeridgian marls, more ductile than the Oxfordian limestones are only affected by the maximum of shortening intensity (NNW–SSE during Miocene–Pliocene times).

On the other hand, current maximum horizontal stress shows deviations in marl/limestone contacts [13] that argue for the second hypothesis. Therefore, lithological factor appears to be crucial in palaeostress recording and these two convincing hypotheses argue for an intermediate solution or also maybe related to creeping properties of argillites.

Tectonic survey and analysis point out the control of depth as well as lithology (rheology), on the type and the occurrence of structures in each formation, and could explain heterogeneities of the fracture direction distribution. It is therefore possible to restore a detailed regional tectonic evolution from the data collected in the Oxfordian limestones formation that handles favourable mechanical conditions. These results provide elements that could partially explain the vertical evolution of current horizontal maximum stress. It is possible to infer a control of this evolution by lithology as a main factor and depth as a minor one. Last, this study proves the role of Callovo-Oxfordian as a fence for fracturing development between the limestones of Dogger and Oxfordian formations.

Les données de fracturation sont issues des levés sur les parois des deux puits d'accès au laboratoire. Les levés sont effectués par tranches de creusement de 2 à 3 m en vertical, sur des parois cylindriques de 15 à 20 m de long en déroulé (Fig. 3). Quatre grands types d'objets structuraux ont été reconnus : les joints verticaux (diaclases) et les fentes de tension (formés en mode 1 par traction), les microfailles (formées en mode 2 et 3 par cisaillement) et les plans stylolitiques (formés par pression/dissolution/recristallisation sous l'effet d'une contrainte tectonique et/ou d'un phénomène diagénétique). Les joints verticaux représentent la majorité des mesures. Ils sont définis comme étant des fractures d'extension verticale décimétrique à plurimétrique, dont les épontes sont parallèles et sans mouvement relatif (diaclases), qui présentent souvent un remplissage calcitique et parfois une ouverture millimétrique (résultant d'un remplissage partiel ou d'une redissolution postérieure). Les fentes de tension ont été observées de manière anecdotique, principalement du fait de leur petite taille et des parements verticaux qui ne permettent pas d'en reconnaître la géométrie 3D. Les microfailles sont des fractures verticales, d'extension décimétrique à rarement plurimétrique, présentant des stries sur la surface des épontes (décrochantes principalement, normales ou inverses), avec un mouvement relatif apparent des deux blocs, non visible ou inférieur au décimètre. Enfin, les plans stylolitiques sont de deux types : stratiformes pour ceux d'origine diagénétique, ou liés à une tectonique extensive [1,11,30,34] ; verticaux pour ceux d'origine tectonique (compression horizontale) [3,31].

L'étude de la distribution verticale de ces objets apporte des éléments de compréhension des paramètres contrôlant leur mise en place. Les états de contraintes ayant prévalu lors de leur genèse sont déduits des directions des microstructures (pics stylolithiques et fentes de tension) et du calcul de tenseur par inversion à partir des mesures des microfailles [8].

Les résultats du levé structural sont présentés pour les joints, microfailles et joints stylolitiques en vis-à-vis d'un log géologique simplifié (Fig. 4A). Il est possible de distinguer quatre grands ensembles structuraux dans la répartition de la fracturation à partir du découpage stratigraphique des dépôts : Kimméridgien terminal, Kimméridgien, Oxfordien et Callovo-Oxfordien (Fig. 4, A et B).

• • Dans le Kimméridgien terminal (366 à 344 m NGF), constitué d'une vingtaine de mètres de calcaires à interbancs marneux décimétriques, ce sont les joints verticaux (diaclases) qui dominent, avec des orientations hétérogènes couvrant toutes les directions de 0 à 180° (Fig. 4C).
• • Le Kimméridgien (344 à 236 m NGF), constitué d'une centaine de mètres d'une alternance de bancs calcaires et d'interbancs marneux, décimétriques au sommet puis plurimétriques vers la base, présente une majorité de joints verticaux au sommet et quasi exclusivement des microfailles à la base. Les joints verticaux ont une orientation unidirectionnelle N150–160°E (Fig. 4D) ; les microfailles sont principalement décrochantes à jeu senestre et orientées NNE–SSW (Fig. 4F).
• • L'Oxfordien (236 à −40 m NGF), constitué majoritairement de calcaires récifaux, oolithiques et détritiques, avec quelques niveaux plus marneux à argileux métriques, présente tous les types de structures, avec une majorité de joints (45%), mais aussi de nombreux joints stylolitiques verticaux (43%) et quelques microfailles (12%). Les joints verticaux s'orientent selon deux directions principales N140–150°E et N40–50°E (Fig. 4E) ; les microfailles, exclusivement représentées par des cisaillements dextres et sénestres, sont de direction NW–SE (Fig. 4, G à J). La base de l'Oxfordien, constituée de bioconstructions métriques, espacées de plusieurs mètres au sein d'une matrice calcaire fine à bioclastique, est totalement exempte de fracture.
• • Enfin, le Callovo-Oxfordien (−40 à −140 m NGF), constitué d'argilites, n'a révélé aucune structure, mis à part quelques joints verticaux décimétriques à remplissage calcitique, dans un niveau métrique plus carbonaté au sommet de la formation vers −66 m NGF (Fig. 4A).

Au sein de ces quatre ensembles structuraux, des joints verticaux se concentrent en faisceaux, de directions NW–SE et NE–SW et d'extension verticale entre 5 et 30 m d'épaisseur. Les structures constituant ces faisceaux sont principalement les joints et les joints stylolitiques ne dépassant pas quelques mètres d'extension verticale. L'espacement entre fractures au sein d'un même faisceau dans l'Oxfordien est de quelques décimètres (0,1 à 0,7 m), alors qu'entre faisceaux, l'espacement minimum observé est de 3 m. Près de 35% de la hauteur totale de l'Oxfordien ne présente aucune structure (principalement à la base), contre 55% dans le Kimméridgien ; en moyenne, il a été observé 0,06 objets structuraux par mètre carré dans le Kimméridgien, contre 0,15 dans l'Oxfordien. Enfin, le Callovo-Oxfordien n'a livré qu'un nombre limité de structures décimétriques, de type joints verticaux à calcite, exclusivement localisés dans des bancs plus calcaires au sommet de la couche. Ces structures, liées à un niveau très spécifique, sont les seules observées pour une épaisseur cumulée de plus de 100 m dans les puits d'accès et sur plus de 1300 m de carottes provenant des forages dirigés réalisés en 2004 (Fig. 5). En revanche, l'un de ces forages a permis d'observer, au sein des calcaires du Dogger, une densité de diaclases et de joints à calcite équivalente à celle du sommet de l'Oxfordien (Fig. 5). En conclusion, la couche d'argilite apparaît comme un niveau isolé du point de vue de la fracturation, faisant « barrière » entre les séries du Dogger et de l'Oxfordien.

La région étudiée étant éloignée des zones de fortes déformations, il est possible de calculer par inversion (à partir des plans striés) l'état des paléocontraintes [8]. Ces calculs nécessitant un nombre minimum de plans striés et des plans conjugués, ils n'ont pu être effectués que pour le Kimméridgien et l'Oxfordien (Fig. 4, F à J). Le nombre de structures observées dans ces deux ensembles a permis de déterminer différents états de paléocontraintes, avec σ1 variant de WNW–ESE à NNW–SSE. Ces directions sont attribuées aux épisodes les plus récents et mieux marqués, correspondant à l'orogène alpin [1,5,18,20,33]. Le Kimméridgien terminal et le Callovo-Oxfordien ne présentaient pas assez de données pour effectuer des inversions fiables.

Dans le Kimméridgien, les microfailles correspondent à un régime décrochant avec une contrainte maximale horizontale σ1 N153°E (Fig. 4F). Dans l'Oxfordien, la partie supérieure livre un régime décrochant similaire à celui du Kimméridgien, avec une contrainte maximale horizontale σ1 N150°E (Fig. 4G). La partie inférieure de l'Oxfordien donne, par inversion de la majorité des cisaillements, une contrainte maximale horizontale σ1 N130°E (Fig. 4H). Ce calcul révèle un dièdre très étalé vers le nord, et il exclut un lot de décrochements dextres proches de N150°E, ce qui suggère un mélange entre des failles compatibles avec au moins deux états de contraintes distincts. Les structures « orphelines » peuvent être alors associées aux décrochements sénestres les plus proches de nord–sud, utilisés auparavant dans le premier calcul, afin de calculer deux nouveaux états de contraintes. En découle un premier tenseur, avec une contrainte maximale horizontale σ1 N130°E (Fig. 4I), similaire au calcul intégrant l'ensemble des failles. Le second tenseur, quant à lui, donne une contrainte maximale horizontale σ1 N157°E (Fig. 4J). Il est à noter qu'une donnée de chronologie n'a permis de préciser lequel, de ces deux états de contraintes, a précédé l'autre, dans l'hypothèse où ils correspondraient à deux épisodes tectoniques distincts. L'orientation des paléocontraintes ainsi que la distribution de la fracturation sont discutées ci-dessous.

Seule la partie la plus superficielle (Kimméridgien terminal), entre 366 et 344 m NGF, montre une distribution multidirectionnelle de la fracturation, suggérant un effet de type « foisonnement », en relation avec la proximité de la surface. L'effet d'un pergélisol ne peut-être clairement reconnu et, lors du levé, aucune structure n'a pu mettre en évidence de tels indices, mais son impact ne peut être exclu sur les 60–70 m supérieurs.

L'accroissement significatif du nombre de joints mesurés entre 344 et 324 m NGF (Kimméridgien) est probablement lié à la présence de bancs calcaires décimétriques fracturés, avec une densité plus importante que ne le seraient des bancs d'épaisseur supérieure [14]. En dessous, toujours dans le Kimméridgien, la densité de structures apparaît contrôlée par les alternances de niveaux carbonatés cassants et marneux ductiles, qu'il est possible d'individualiser, en superposant, d'une part, les faibles densité de fracturation et, d'autre part les niveaux sur lesquels viennent s'arrêter les alignements et les faisceaux verticaux (Fig. 4A). Ce découpage permet de distinguer, d'un côté, les calcaires biodétritiques et oolithiques cassants et, d'un autre côté, les marnes, calcaires fins et calcaires construits, qui se comportent de façon moins fragile et font barrière à la propagation des fractures verticales.

Enfin, la diversité des structures dans l'Oxfordien est certainement due à la présence d'une épaisseur décamétrique de faciès calcaires cassants homogènes, plutôt qu'à un contrôle par la profondeur.

Il ressort que la profondeur influence l'orientation des structures dans la partie la plus superficielle, en dispersant les directions (Kimméridgien terminal), alors qu'au-delà des premiers vingt mètres, il n'y a plus d'effet notoire. La distribution des microstructures (échelle, type, direction, nombre) est principalement contrôlée par la lithologie et donc par la rhéologie des couches sédimentaires :

• – les bancs compétents et/ou homogènes (calcaires, calcaires oolithiques) réagissent de façon cassante et montrent plus de types d'objets que les bancs calcaires hétérogènes (détritiques subrécifaux) ;
• – les bancs incompétents (marnes) et les plus hétérogènes (calcaires récifaux) réagissent de façon ductile et ne montrent aucune (ou qu'une très rare) fracturation.

L'orientation des joints entre le Kimméridgien et l'Oxfordien montre, d'une part, le passage d'un mode unidirectionnel (NW–SE) à bidirectionnel (NE–SW et NW–SE) et, d'autre part, un léger décalage, de l'ordre de 10°, entre les directions des fréquences maximales proches de NNW–SSE (de N150–160°E dans le Kimméridgien à N140–150°E dans l'Oxfordien). Les calcaires oxfordiens semblent avoir enregistré l'ensemble de l'histoire tectonique depuis la fin du Crétacé, avec des joints NE–SW attribués à l'orogène pyrénéen et des joints NW–SE liés aux épisodes alpins, alors que, dans les marnes et calcaires du Kimméridgien, seuls les derniers événements attribués à l'orogène alpin sont observables. Cette différence dans l'enregistrement des états de contraintes amène à proposer deux hypothèses :

• (1) la succession des différents états de paléocontraintes n'est pas enregistrée avec le même degré selon les niveaux au cours de l'évolution tectonique, probablement en fonction de l'orientation et de l'intensité des contraintes ;
• (2) la nature de la roche (lithologie, rhéologie, contacts marnes/calcaires) influe directement sur l'orientation locale des contraintes (déviations), et explique les apparentes déviations de contraintes déduites des calculs par inversion.

La première hypothèse est cohérente avec une histoire tectonique polyphasée, où les paléocontraintes liées à l'orogénèse pyrénéenne ne se marquent pas dans le Kimméridgien, du fait d'une intensité trop faible des contraintes et d'un matériau argilo-marneux se déformant de façon ductile. Ensuite, lors des épisodes alpins, l'intensité des contraintes va croissante et, alors que l'Oxfordien enregistre l'intégralité de cet enchaînement (depuis σ1 WNW–ESE jusqu'à σ1 NNW–SSE), le Kimméridgien ne se fracture que lors du paroxysme avec σ1 NNW–SSE. Cette hypothèse est appuyée par la distribution des directions des joints (Fig. 4D et E) qui, pour l'Oxfordien, se répartissent autour de N130–160°E (intégrant toutes les étapes depuis σ1 WNW–ESE jusqu'à σ1 NNW–SSE), alors que pour le Kimméridgien, elles se concentrent autour de N140–170°E.

La seconde hypothèse voudrait que, pendant les épisodes associés à l'orogène alpin, pour un état de contraintes défini, on observe deux directions de fracturation légèrement déviées entre l'Oxfordien calcaire et le Kimméridgien marneux. Cette hypothèse est étayée par les données sur l'état de la contrainte horizontale maximale actuelle, orientée N155°E en surface et au sein des calcaires oxfordiens [13,37], mais qui subit des déviations à la base de l'Oxfordien (directions N140–170°E) et au sommet du Bathonien (directions N140–155°E). Les déviations de la contrainte horizontale maximale actuelle se localisent aux interfaces marnes–calcaires (au mur et au toit du Callovo-Oxfordien), ce qui correspond à la situation du Kimméridgien, pour lequel les états de paléocontraintes ont été calculés à partir des failles mesurées au sein d'un banc calcaire décamétrique noyé dans des marnes (272 à 258 m NGF, Fig. 4).

Il est donc très probable que ces contacts marne–calcaire jouent un rôle dans l'expression des contraintes, d'une part en limitant le développement de la fracturation par un comportement plus ductile des marnes (rôle de barrière au développement de la fracturation) (hypothèse 1) et, d'autre part, en provoquant une déviation des contraintes à leur proximité (hypothèse 2). Ce second mécanisme, à l'origine des déviations de contraintes aux interfaces marnes–calcaires reste mal compris et pourrait être lié aux propriétés de fluage des argilites.