Les résultats présentés ici sont issus d’un stage de mobilité au Laboratoire Edytem de l’Université Savoie Mont-Blanc dans le cadre d’un Master en Sciences Géologiques à l’Université libre de Bruxelles. L’acquisition des données cartographiques par LIDAR terrestre a été faite dans le cadre d’une collaboration entre la S.A. Grottes de Han et l’Institut royal des Sciences naturelles de Belgique en vue de valoriser les aspects scientifiques du domaine des Grottes de Han. Les auteurs remercient les responsables de la S.A. Grottes de Han pour les autorisations d’accès et leur soutien à ce travail. S. Vandycke est Chercheur qualifié du FNRS (Fonds National de la Recherche Scientifique belge).
1Le développement actuel des outils topographiques à haute résolution comme les technologies LIDAR (LIght Detection And Ranging) offre désormais la possibilité d’observer les structures topographiques d’objets naturels jusqu’alors difficilement accessibles, et dont l’acquisition haute-densité reste encore trop rare.
2L’étude structurale d’un objet géologique nécessite parfois un grand nombre de mesures, notamment pour valider la fiabilité du résultat. Le travail de terrain n’est pas toujours aisé, et l’accès à certains affleurements reste souvent difficile, voire même impossible. Dans les cavités souterraines, et en particulier les grottes, l’obscurité constitue un obstacle naturel supplémentaire et participe à la difficulté d’étude et d’observation de ce milieu.
3Avec leurs galeries développées sur près de 14 kilomètres, les Grottes de Han-sur-Lesse représentent le plus grand réseau karstique belge et en font un site touristique de premier ordre. Elles appartiennent au Géopark Famenne-Ardenne labellisé par l’UNESCO comme UNESCO Global Géopark en 2018 (https://www.geoparcfamenneardenne.be/).
4Ce site remarquable a fait l’objet de nombreuses études concernant sa karstogenèse (Quinif et Bastin, 1986), son fonctionnement hydrogéologique (Graulich, 1983 ; Bonniver, 2011), l’origine, la datation et l’intérêt paléoclimatique de ses concrétions (Dricot, 1969 ; Quinif, 1991 ; Quinif et Bastin, 1994 ; Genty et al., 1994, 1997 ; Verheyden et al., 2006 ; Van Rampelbergh et al., 2014) et plus récemment des liens étroits sont aussi établis entre la formation par éboulement de certaines salles et la séismicité modérée de la région (Camelbeeck et al, 2018).
5Cet article, issu d’un travail de Master, présente les apports de la cartographie 3D par méthode LIDAR de la Salle du Dôme (Grottes de Han-sur-Lesse, Belgique) dans l’analyse structurale détaillée d’une fracture majeure connue : le Pli-Faille de Sorotchinsky. En effet, le plafond de cette Salle du Dôme est affecté par un accident tectonique documenté depuis le début du XXe siècle (Sorotchinsky, 1939). La modélisation 3D précise la géométrie de cet accident tectonique et permet de valider certaines observations plus anciennes. Le contexte de formation du pli-faille est ensuite discuté vis-à-vis de la géodynamique régionale et plusieurs hypothèses sont proposées.
6La région de Han-sur-Lesse se situe en Belgique à environ 60 kilomètres au sud-est de Namur, en Ardenne belge (fig. 1A). Les paysages y sont contrastés, alternant vallées et collines, pentes douces et à-pic rocheux. Le paysage de la région de Han-sur-Lesse est composé de collines dont les sommets culminent entre 250 m et 280 m d’altitude et de vallées établies à 200 m d’altitude voire moins. Sur la carte géologique, ces deux éléments de relief sont soulignés par des lithologies différentes. Les collines sont principalement des affleurements de calcaires et les vastes dépressions sont creusées au détriment de pélites. Deux rivières épigénétiques (la Lesse et le Ry d’Ave) traversent ce paysage du sud au nord (Havron et al., 2007). La colline du Bois de Boine borde le sud du village de Han-sur-Lesse et constitue le Massif de Han-sur-Lesse. Ce massif s’intègre dans la région géomorphologique de la Calestienne étendue au bord septentrional de l’Ardenne sur une dizaine de kilomètres de large.
7Un trait important de la région de Han-sur-Lesse est son importante karstification. La région de Han-sur-Lesse en Ardenne belge est connue pour être une région karstique de tout premier ordre (Havron et al., 2007 ; Quinif et Bastin, 1986, 1994 ; Quinif, 1994). Les Grottes de Han-sur-Lesse sont creusées dans les calcaires givétiens, selon un réseau karstique perte-résurgence bien développé (fig. 1B).
8Modelée par l’orogenèse hercynienne, la région est principalement affectée par une série de grands plis E-W globalement cylindriques (Delvaux de Fenffe, 1985 ; Havron et al., 2007 ; Lacquement, 2001). Les flancs des plis sont par ailleurs souvent affectés de failles secondaires E-W inverses et normales. Dans le Massif de Han-sur-Lesse, l’anticlinal de Wavreille, pli majeur hercynien, est ainsi perturbé par un chevauchement repéré par un pli-faille NNE-SSW de dimension considérable (Sorotchinsky, 1939) (fig. 1C). Parallèlement, la présence d’une vaste zone de décrochement dextre est établie notamment par un ensemble de failles dextres transversales aux couches.
Fig. 1 - Cartes de localisation.
Fig. 1 - Location maps.
A : Localisation de la région de Han-sur-Lesse (in Havron et al., 2007). B : Plan général de la grotte de Han-sur-Lesse avec la localisation de la Salle de Dôme (modifié d’après Quinif, 1987). C : Extrait de la nouvelle carte géologique de Wallonie – Houyet – Han-sur-Lesse 59/1-2 (Blockmans et Dumoulin, 2010) indiquant les formations géologiques affleurant au sein de l’Anticlinal de Wavreille datées du Dévonien moyen et supérieur (à l’exception des alluvions quaternaires). 1. Alluvions ; 2. Formation de Neuville et Matagne ; 3. Formation des Grands Breux (Membre de Boussu en Fagnes) ; 4. Formation des Grands Breux (Membre de Bieumont) ; 5. Formation de Nismes et de Moulin Liénaux ; 6. Formation de Fromelennes ; 7. Formation du Mont d’Haurs ; 8. Formation des Terres d’Haurs ; 9. Formation de Trois Fontaines ; 10. Formation de Hanonet ; 11. Formation de la Lomme ; 12. Formation de Jemelle ; 13. Dépôts récents ; 14. Failles affleurantes ; 15. Failles sous couverture ; 16. Réseau karstique souterrain ; 17. Lesse (modifié de Bonniver, 2011).
A: Location of the region of Han-sur-Lesse (in Havron et al., 2007). B: General map of the Han-sur-Lesse Cave with the location of the “Salle du Dôme” (modified from Quinif, 1987). C: Extract of the new geological map of Wallonia - Houyet - Han-sur-Lesse 59/1-2 (Blockmans and Dumoulin, 2010) showing the geological formations in Wavreille anticline dated from middle and upper Devonian (excepted quaternary alluvial deposits). 1. Alluvial deposits; 2. Formation of Neuville and Matagne ; 3. Formation of Grands Breux (Member of Boussu en Fagnes); 4. Formation of Grands Breux (Member of Bieumont); 5. Formation of Nismes and Moulin Liénaux.; 6. Formation of Fromelennes ; 7. Formation of Mont d’Haurs ; 8. Formation of Terres d’Haurs ; 9. Formation of Trois Fontaines ; 10. Formation of Hanonet ; 11. Formation of the Lomme ; 12. Formation of Jemelle ; 13. Recent deposits; 14. Outcropping faults; 15. Under cover faults, 16. Underground karstic network; 17. Lesse River (modified in Bonniver, 2011).
9Enfin, il faut noter également que la région de Han-sur-Lesse est proche d’une zone de virgation des couches paléozoïques. Celle-ci est bien marquée sur la carte géologique (fig. 2) par le changement de direction de la bande des calcaires dévoniens : globalement E-W à l’ouest de Han-sur-Lesse, les couches géologiques prennent une direction NE-SW plus à l’est (Delvaux de Fenffe, 1985 ; Forir, 1897 ; 1900, Lacquement, 2001).
Fig. 2 - Carte géologique de l’Ardenne (modifié d’après Bultynck et Dejonghe, 2001).
Fig. 2 - Geological map of the Ardennes (modified from Bultynck and Dejonghe, 2001).
1. Couverture tabulaire cénozoïque et mésozoïque ; 2. Permien ; 3. Carbonifère ; 4. Dévonien moyen et supérieur ; 5. Dévonien inférieur ; 6. Silurien, Orcivicien et Cambrien.
1. Tabular cover Cenozoic and Mesozoic; 2. Permian; 3. Carboniferous; 4. Middle and Upper Devonian; 5. Lower Devonian; 6. Silurian, Orcivician et Cambrian.
10Au plafond de la Salle du Dôme de la Grotte de Han-sur-Lesse, se trouve donc une structure particulière alliant un pli géologique anticlinal reconnu régionalement et une faille qui affecte en partie les séries dévoniennes calcaires (Delvaux de Fenffe, 1985). Les bancs affectés par ce pli-faille sont notamment d’âge givétien. Sorotchinsky le décrit déjà en 1939 comme un accident tectonique de grande ampleur au sein de l’Anticlinal de Wavreille dans le massif calcaire de Han-sur-Lesse. Ce pli-faille apparaît au plafond de la Salle du Dôme de la grotte de Han-sur-Lesse, sous la forme d’une grande faille de direction NNW-SSE, recoupant le flanc ouest de l’anticlinal (fig. 3). Pour Sorotchinsky (1939), cette structure serait à l’origine de la formation de la Salle du Dôme. Il est possible que le chaos des blocs de roche et les éboulements, en lien probable avec une activité sismique, aient pu générer la gigantesque Salle du Dôme (Camelbeeck et al., 2018).
11En 1939, Sorotchinsky le décrit comme ceci : « On aperçoit cet accident tectonique sur toute la longueur du côté ouest de la Salle du Dôme : la zone de déformation tectonique, épaisse de 40 m environ et plongeante à 45º vers l’est, est dirigée du nord au sud. Cette zone est donc transversale au grand Anticlinal de Wavreille (fig. 1C). Cet accident est alors de second ordre et nettement postérieur au plissement général de la région ».
Fig. 3 - Coupe schématique du pli-faille du plafond de la Salle du Dôme (d’après Sorotchinsky, 1939).
Fig. 3 – Cross-section scheme of the fold thrust in the “Salle du Dôme” roof (after Sorotchinsky, 1939).
12Au sein de l’accident tectonique, il faut distinguer trois différentes zones. Le flanc est de l’anticlinal est constitué de couches calcaires massives à pendage de 30° à 35º vers le nord. Celles-ci se courbent jusqu’à former un crochet à angle droit contre la zone failleuse. Ce « crochet » a été recourbé jusqu’au renversement des bancs et biseauté contre la faille de chevauchement. La zone failleuse, atteignant 40 m de large, est composée de plusieurs lambeaux, séparés par des plans de failles, tordus et broyés. Le massif ouest, qui a résisté à la déformation, montre à nouveau un pendage de 35 à 40° vers le nord pour les couches calcaires de ce flanc de l’anticlinal (fig. 3) (Sorotchinsky, 1939).
13Cette étude s’intéressera principalement à cet accident tectonique, dans le but de réaliser une analyse structurale de la Salle du Dôme par le biais de l’analyse d’un modèle 3D.
14Si l’interprétation de Sorotchinsky est précise quant à la géométrie de l’accident, il n’en est pas de même pour l’interprétation du mécanisme de formation. Ce n’est d’ailleurs que plus tard que la notion de pli-faille est associée au pli de Sorotchinsky (Quinif et Bastin, 1986). L’analyse structurale à partir des données Lidar montre que la structure au plafond de la Salle du Dôme est plus complexe qu’un simple pli-faille. Il est cependant à noter que Sorotchinsky émettait déjà l’hypothèse d’un mécanisme en plusieurs étapes.
15La génération du modèle 3D de la cavité de la Salle du Dôme a été réalisée au moyen de la technologie lidar terrestre (lidar : LIght Detection And Ranging). Le lidar utilisé ici était un Leica® HDS 7000 à décalage de phase, optimal pour les cavités souterraines (Jaillet et al, 2014). Ce lidar autorise en effet des mesures d’une précision « constructeur » de 2 mm à 50 m, dans des gammes de distances de 1 à 100 m, constituant un rayon d’action suffisant pour capturer correctement la dimension des structures géologiques de la cavité. C’est en outre une acquisition panoramique circulaire c’est-à-dire mesurant dans une fenêtre de 360° en horizontal et 310° en vertical. La vitesse d’acquisition maximale est de 500.000 pts/sec. Les images 3D de la Salle du Dôme ont été acquises en février 2016. Au total, 90 positions de scan ont été réalisées. Afin d’assembler les acquisitions entre elles (la consolidation), des cibles sphériques ont été positionnées dans la grotte, en même temps que les acquisitions lasergrammétriques. Ces cibles servent de référence locale pour l’assemblage du nuage de points final, aboutissant à la création dans un modèle unique. Cette étape de consolidation a été conduite à l’aide du logiciel Realworks© (fig. 4).
Fig. 4 – Acquisition Lidar du modèle 3D de la Salle du Dôme (2016).
Fig. 4 – 3D lidar scanning of the “Salle du Dôme” (2016).
On peut observer le Leica® HDS 7000 ainsi qu’une des sphères servant de référence locale.
We can see on the picture the Leica® HDS 7000 and one of the spheres used as local reference.
16Le modèle obtenu se présente sous la forme d’un nuage dense de points bruts représentant à la fois le sol et le plafond de la cavité. Il est visualisé directement grâce au logiciel de rétro-ingénierie 3DReshaper©. Le modèle s’accompagne souvent d’artefacts ou de réflexions parasites, qui doivent être extraites du modèle. Ces points aberrants sont donc nettoyés manuellement par une inspection visuelle fine conduite sur l’ensemble du nuage de points. Afin de faciliter l’analyse, ce dernier est séparé en deux portions, une dédiée au sol et l’autre au plafond de la Salle du Dôme (fig. 5 A-B).
Fig. 5 – Modèle 3D de la Salle du Dôme, vue en plan XY.
Fig. 5 – 3D mapping of the “Salle du Dôme”, XY view.
A : le plafond de la salle ; B : le sol de la salle.
A: the room’s roof; B: the room’s floor.
17Enfin le modèle a été géoréférencé dans un système local à partir des plans topographiques connus (fig. 6). Il n’est donc pas rattaché à un système géographique externe global, mais son échelle, son assiette (horizontalité) et son orientation (par rapport au nord) sont compatibles avec les précédents relevés topographiques, et donc une analyse des structures géologiques.
Fig. 6 – Plan de la Salle du Dôme (Quinif, 1994).
Fig. 6 – Map of the “Salle du Dôme”(Quinif, 1994).
1. Chemin touristique ; 2. Escarpement ; 3. Stratification verticale ; 4. Plan des coupes ; 5. Rivière ; 6. Sédiments fins ; 7. Éboulis ; 8. Stalagmites ; 9. Coupe du chemin touristique ; 10. Stalagmites et stalactites ; 11. Éboulis ; 12. Pli-faille de Sorotchinsky.
1. Tourist path; 2. Escarpment; 3. Vertical stratification; 4. Cross-sections axis; 5. River; 6. Fine sediments; 7. Rocky scree; 8. Stalagmites; 9. Tourist path cross-section; 10. Stalagmites and stalactites; 11. Rocky scree; 12. Sorotchinsky’s fold thrust.
18Finalement, le modèle 3D de la Salle du Dôme permet de distinguer clairement les plans de stratification des couches calcaires du plafond (fig. 7 A-B) ainsi que les plans de faille de l’accident tectonique affectant le côté ouest de la cavité.
Fig. 7 – Visualisation de la stratification des couches calcaires sur le modèle 3D de la Salle du Dôme (Grottes de Han-sur-Lesse).
Fig. 7 – Viewing of limestone layers stratification on the 3D model of the “Salle du Dôme” (Han-sur-Lesse Cave).
A : Coupe dans le plafond de la Salle du Dôme ; B : Vue sur le pli de Sorotchinsky ; C : Direction et pendage d’un plan obtenu à partir de la normale du plan.
A: Cross section in the roof of the “Salle du Dôme”; B: View on the Sorotchinsky’s fold; C: Direction and dip of a plan computed from its normal.
19L’analyse géométrique du pli-faille de Sorotchinsky, à partir du modèle, est obtenue par une succession de plans ajustés sur le nuage de points. Ces plans sont obtenus à partir d’un minimum de trois points positionnés sur les différents plans de stratification. Ces points de référence sont choisis par un opérateur capable d’apprécier visuellement la pertinence des points retenus de la même manière qu’un géologue le ferait en prenant une mesure à la boussole sur le terrain. Chaque plan ainsi ajusté possède une normale dont les coordonnées x, y, et z peuvent être extraites. La génération de plans est ainsi dépendante de la résolution et de la représentativité topographique du modèle 3D mais aussi et surtout du travail de l’opérateur sur le modèle 3D. Cet ajustement du plan par rapport au nuage de points est directement indiqué par le programme 3DReshaper© par une distribution gaussienne représentant son degré de concordance avec les parois du modèle. C’est l’opérateur qui estimera à terme la fiabilité de la donnée. Ces données (coordonnées de la normale au plan) ne sont pas compatibles avec les données classiquement acquises sur le terrain par un opérateur qui conduit l’analyse structurale d’un affleurement. En effet, c’est généralement la direction du plan, c’est-à-dire en tectonique l’orientation d’une ligne horizontale de ce plan, puis le pendage, c’est-à-dire l’angle de pente perpendiculaire à cette ligne, qui sont mesurées sur le terrain. Sur le modèle, la direction et le pendage de chaque plan sont calculés par trigonométrie à partir des formules suivantes et en fonction des coordonnées 3D des normales aux plans (fig. 7C) :
20
21ou Jd est la direction du plan ; x et y correspondent aux coordonnées normales de J.
22
23ou Jp est le pendage du plan ; x, y, et z correspondent aux coordonnées normales de J
24Au total, 200 plans ont ainsi été générés et référencés à partir du modèle 3D du plafond de la Salle du Dôme. Ce travail, conduit manuellement, reste chronophage mais il a pu être entrepris sur la totalité du secteur investi et sur l’entièreté des parois de la cavité de la Salle du Dôme, du sol au plafond (fig. 8).
Fig. 8 – Visualisation sur le modèle 3D de l’accident tectonique de Sorotchinsky.
Fig. 8 – Visualization on the 3D mapping of Sorotchinsky’s fault.
A : Axe du pli et quelques plans tracés sur la stratification des flancs du pli de Sorotchinsky ; B : Stéréogramme correspondant. 1. Plans tracés sur la stratification du flanc long ; 2. Charnière ; 3. Flanc court du pli de Sorotchinsky ; 4. Axe du pli ; 5. Faille de Sorotchinsky ; Pôles de plans tracés sur la stratification du flanc long (6), de la charnière (7), et du flanc court (8) du pli de Sorotchinsky ; 9. Axe du pli ; 10. Pôle du plan de faille. Tous les stéréogrammes sont utilisés avec la projection de Schmidt sur l’hémisphère inférieur, grâce au programme Stéréonet©.
A: Fold axis and some plans drawn on the stratification of Sorotchinsky’s fold layers; B: Stereogram of the fold. 1. Planes drawn on stratification of the long flank; 2. Hinge; 3. Short flank of the Sorotchinsky’fold; 4. Fold axis; 5. Sorotchinsky’s fault; Poles of planes drawn on stratification of the long flank (6), the hinge (7) and the short flank (8) of Sorotchinsky fold; 9. Fold axis; 10. Fault plane pole. All stereograms are drawn on the lower hemisphere using Schmidt projection, with Stéréonet© software.
25Ce nombre de plans est suffisant pour traiter les données des plans de stratification et ainsi obtenir une représentativité statistique pour l’étude du pli et des plans de faille, dans le cadre d’une étude tectonique. Ces données sont ajoutées dans un canevas de Schmidt dans le programme Stéréonet©. Tous les stéréogrammes créés sont utilisés avec la projection de Schmidt sur l’hémisphère inférieur.
26Les directions et pendages des plans de stratification des flancs du pli de Sorotchinsky compilés dans un canevas de Schmidt permettent de connaître l’orientation de l’axe du pli ainsi que celle des compressions tectoniques hercyniennes à son origine, qui lui sont perpendiculaires (fig. 9A). L’axe du pli est orienté NNW-SSE. Il est représenté par un point blanc dans la Figure 9A et 9C. Il est facilement repérable dans le stéréogramme car il constitue l’intersection des plans de stratifications, représentés par les courbes noires dans la Figure 9A. Son écartement apparent du bord du stéréogramme correspond dans la réalité à une inclinaison de trente degrés Nord par rapport à l’horizontale. En outre, ces données renseignent sur l’angle d’ouverture du pli, correspondant dans le stéréogramme à l’écartement entre les deux pôles de plans les plus éloignés. Il est évalué à environ cent degrés. Ainsi, selon la classification des plis en fonction du plongement de l’axe d’un pli et du pendage du plan axial (Fleuty, 1964), le pli du plafond de la Salle du Dôme est qualifié de « pli en genou plongeant » avec un angle d’ouverture d’une centaine de degrés. Ce travail confirme de manière qualitative l’organisation structurale de la voûte de la Salle du Dôme observée et déjà qualifiée en ces termes par Sorotchinsky en 1939.
27La structure plissée de la Salle du Dôme est accompagnée de nombreux plans de failles ou plans de déplacement banc sur banc striés regroupés dans la « zone failleuse ». Celle-ci est directement visualisable sur le modèle 3D de la Salle et semble présenter une orientation continue (fig. 8). Le plan global de la faille et son pôle sont représentés sur la Figure 9B-C. L’orientation du plan global de la faille et son écartement par rapport au bord du canevas indique une direction et un pendage différent que celui de l’axe du pli. L’analyse quantitative de ces plans de déplacement révèle une orientation globale NNE-SSW et un pendage d’environ cinquante degrés Est (fig. 9 B-C). Les plans de faille striés affectent essentiellement le flanc ouest du plafond de la Salle indiquant sans doute une déformation cassante plus conséquente dans cette partie du pli.
28Indépendamment de l’analyse structurale, le modèle complet, composé du sol et du plafond (fig. 5), a été maillé en 3D par la méthode de la triangulation de Delaunay (Delaunay, 1934 ; Boissonat et Geiger, 1993 ; Verhoeven, 2017), à l’aide du logiciel 3DReshaper©. Cette méthode d’interpolation linéaire permet de convertir efficacement les nuages de points en information surfacique représentant en détail la structure topographique de la cavité. Le modèle triangulé ainsi généré est dit « haute-densité ». Très lourd à manipuler, il est ensuite réduit en un modèle RTI (Réseau de Triangles Irréguliers, ou « TIN » pour Triangular Irregulated Network), plus léger, et qui permet de conserver une justesse dans la représentation topographique. Le modèle RTI possède ainsi une résolution variable. La taille des triangles n’est pas une constante, ce qui permet de conserver au mieux le relief et la rugosité de l’objet étudié tout en limitant le nombre de ces triangles. Le modèle 3D finalisé, sans trou, permet en outre de calculer le volume et la surface au sol de la Salle du Dôme bien plus précisément que les estimations déjà réalisées sur le terrain. Ainsi, à partir de ce modèle 3D on évalue le volume de la Salle de Dôme à 119 812 m3 et la surface au sol à 10 657 m2.
29La mesure de l’orientation du pli obtenue par l’analyse du modèle 3D est caractéristique du relief plissé de la région d’origine hercynienne. En effet, la bande de roches calcaires de la Calestienne est caractérisée par des plis globalement cylindriques d’orientation E-W à l’est et d’orientation NE-SW à l’ouest (Delvaux de Fenffe, 1985 ; Lacquement, 2001). La zone de Han-sur-Lesse est située dans cette virgation des couches (Havron et al, 2007).
30Généralement, un pli-faille se développe lors d’une déformation plicative non cylindrique engendrant une déformation disproportionnée d’un des flancs du pli l’amenant jusqu’à la rupture (Foucault et al, 2014). Suite à ce mécanisme, on conclut que la faille présente une orientation et un pendage parallèle à l’axe du pli vu qu’elle est issue de la même dynamique de raccourcissement. Selon cette définition et les résultats de notre analyse, montrant que l’axe de pli est orienté NNW-SSE et que la faille est globalement orientée NNE-SSW (fig. 9C), le « pli-faille de Sorotchinsky » ne correspondrait donc pas à un pli-faille au sens commun du terme. Dans le contexte tectonique régional, quatre hypothèses sur la formation de celui-ci peuvent être discutées.
31Selon une première hypothèse, la faille résulterait d’une compression globalement E-W considérée comme un mouvement orogénique tardif de l’orogenèse hercynienne responsable du plissement général de la région (fig. 9D) (Sorotchinsky, 1939 ; Delvaux de Fenffe, 1985). Une deuxième hypothèse proposerait que la faille soit issue d’un décrochement sénestre post-plicatif d’orientation NNE-SSW (fig. 9E). Il pourrait donc s’agir d’une structure d’accommodation tardi-hercynienne issue de la virgation de l’axe de pli principal lors de la collision avec l’obstacle du Parautochtone brabançon (Lacquement, 2001). En troisième hypothèse, la faille serait normale et donc probablement issue d’une phase d’extension cénozoïque. En effet, cette zone est affectée par des phases extensives suite à la formation du graben du Rhin (fig. 9F) (Havron, 2007). Enfin, en dernière hypothèse, cette faille d’ampleur pourrait avoir été générée sur l’extrados du pli, et ne serait donc qu’une faille secondaire. Cette dernière hypothèse, elle, n’a jamais été mentionnée dans la littérature et découle de cette nouvelle analyse géométrique à partir du modèle 3D de la Salle du Dôme.
Fig. 9 – Stéréogrammes exposant la géométrie.
Fig. 9 – Stereograms showing the geometry.
A : Pli et orientation des compressions à l’origine ; B : de la faille ; C : du pli et de la faille du plafond de la Salle du Dôme ; D : Tenseurs de contraintes = faille en régime compressif tardi-hercynien ; E : Tenseurs de contraintes = faille en régime décrochant ; F : Tenseurs de contraintes = faille en régime extensif. 1. Pôle des plans de stratification ; 2. Axe du pli ; 3. Pôle du plan de la faille. Tous les stéréogrammes sont tracés dans la projection de Schmidt sur l’hémisphère inférieur, grâce au programme Stéréonet©.
A: Fold and the oriented shortening at the origin; B: of the fault; C: of the fold and the fault of the “Salle du Dôme” roof; D: Stress tensors = fault in a dynamic of late-Hercynian compression; E: Stress tensors = fault in a strike-slip dynamic; F: Stress tensors = fault in a dynamic of extension. 1. Stratification plane pole; 2. Fold axis; 3. Fault plane pole. All stereograms are drawn in Schmidt projection, on the lower hemisphere, using Stéréonet© software.
32Cependant, il n’est pas inconcevable de penser que cette structure ait joué un rôle dans plusieurs des mouvements tectoniques mentionnés ci-dessus. Seule une analyse détaillée des stries de glissement pourrait préciser cette théorie.
33Cette étude structurale centrée sur l’accident tectonique du plafond de la Salle du Dôme, le pli de Sorotchinsky, précise l’histoire tectonique de la région de Han-sur-Lesse par le biais d’une méthode innovante permettant d’effectuer des mesures sur des surfaces karstiques inaccessibles.
34Les résultats obtenus à partir de mesures prises directement sur une cartographie tridimensionnelle donnent des résultats en adéquation avec les précédentes études réalisées à partir des données de terrain (Sorotchinsky, 1939 ; Havron et al, 2007). Désormais, la dynamique du pli de Sorotchinsky est finement établie. En particulier, il s’avère qu’il existe une dynamique en extension révélée par des structures à l’extrados au sommet du pli.
35La méthode développée ici s’est avérée particulièrement efficace. Elle offre des résultats très précis, permet d’accéder à la totalité de l’objet et non pas seulement aux zones à hauteur d’homme. Elle limite les désavantages du terrain (obscurité, temps de présence limité, accessibilité délicate, hauteur limitée, etc.) en permettant d’accéder « numériquement » à des plans de la paroi et du plafond situés à une dizaine de mètres de hauteur. Au-delà de ces aspects de sécurité, le modèle 3D offre l’opportunité d’une certaine complétude dans l’analyse entreprise. Pour la suite, nous proposerions un géoréférencement absolu de la Salle du Dôme afin d’intégrer le modèle dans un cadre géométrique plus vaste (LIDAR de surface par exemple). De même une augmentation de la résolution de l’imagerie 3D sur certaines zones de la paroi et leur colorisation par techniques photogrammétriques (Triantafyllou et al., 2019), permettrait d’ajouter à notre analyse celles des microstructures telles que les joints karstifiés ou les stries de glissement et leur patine présentes sur les plans de faille afin de restreindre les hypothèses proposées. La Salle du Dôme, plus vaste volume karstique de Belgique, connue pour son intérêt paysager, touristique et géomorphologique, confirme ici son potentiel pour l’analyse 3D d’une structure géologique singulière.
* Auteur correspondant : Tel : +32 (0)2 650 46 17
elise.kazmierczak@ulb.ac.be (Elise Kazmierczak)