Lucia PEREZ BELMONTE - DIPLOME D'ETUDES APPROFONDIES DYNAMIQUE & ENVIRONNEMENTS SEDIMENTAIRES
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DIPLOME D'ETUDES APPROFONDIES
DYNAMIQUE & ENVIRONNEMENTS SEDIMENTAIRES
Lucia PEREZ BELMONTE
Mémoire de DEA
2002 – 2003
Sous la direction de :
Serge BERNE
Marina RABINEAU
Rapporteurs :
Alain TRENTESAUX
Christian GORINIPhoto satellite du Golfe du Lion montrant le plume
sédimentaire du Rhône, du Petit Rhône et de
l’Aude, déviées par les courants littoraux associés à
la circulation générale (Satellite Aqua, sensor
MODIS, 11 Septembre 2002)
http://visibleearth.nasa.govMERCI
Je voudrais remercier tout d’abord Serge BERNE et Marina RABINEAU pour m’avoir donné l’opportunité de faire ce stage, pour être si
disponibles pendant mes périodes de doutes (tout le temps), alors qu’ils sont tous les deux bien occupées.
Je remercie aussi Alain TRENTESAUX et Christian GORINI, d’avoir été toujours présent, de m’avoir encouragé et bien conseillé quand j’avais
besoin.
Je remercie tout le monde de l’Ifremer de m’avoir tellement aidé et si bien accueilli : Juan BAZTAN, Gwénaël JOUET, Hervé NOUZE, Estelle
LEROUX, Isabelle CONTRUCCI, Isabelle JEGOU, Daniel ASLANIAN, Marilyn MOULIN, Bernard DENNIELOU, Matthieu GAUDIN…
enfin j’espère que je n’ai oublié personne.
Merci à tous.SOMMAIRE
I INTRODUCTION.
II PREMIERE PARTIE : ETAT DES CONNAISANCES.
II.I LE GOLFE DU LION.
Cadre Général.
Cadre Océanographique – Hydrodynamique.
II.II LES VARIATIONS DU NIVEAU DE LA MER : LA DERNIERE TRANSGRESSION MARINE ET SON ENREGISTREMENT.
La Dernière Transgression Marine.
Les Différents Types Des Enregistrements Transgressifs.
• Les Surfaces Distinctives.
• Les Dépôts Transgressifs. Caractéristiques Principales.
• Variabilité De Séquences Transgressives. Un Model Proche Du Golfe Du Lion.
• Classification Et Nomenclature Des Formes De Fond Sédimentaires De Plateforme.
II.III PROBLEMATIQUE : L’ENREGISTREMENT DE LA DERNIERE TRANSGRESSION MARINE DANS LE GOLFE DU LION.
Deux Points De Vue Différents : Tesson & Gensous ; Rabineau & Berné.
III DEUXIEME PARTIE : ANALYSE ET INTERPRETATION DES DONNEES GEOPHYSIQUES ET SEDIMENTOLOGIQUES.
III.I PRESENTATION DE LA ZONE D’ETUDE.
III.II LES OUTILS DE TRAVAIL.
Bathymétrie.
Navigation Des Différents Campagnes. Sismique THR..
Carottages.
III.III OBSERVATIONS ET RESULTATS.
Les Données Bathymétriques.
Les Données Sismiques.
Les données sédimentologiques.
• Description Des Carottes.
• Contraintes paléoenvironnementales : séquence biostratigraphique & palynologique.
• Les datations absolues : 14C.
IV TROISIEME PARTIE : DISCUSSION ET INTERPRETATION.
V CONCLUSIONS.Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
I INTRODUCTION.
Bien que les variations du niveau de la mer pendant le Quaternaire soient connues et étudiées depuis longtemps dans tous les océans du
globe et malgré la prolifération d’études sur le paléoclimat, stimulées par différents enjeux économiques et humains, les mécanismes de mise en
place de l’ensemble des sédiments et leur l’age de dépôt restent toujours l’objet de discussion au sein de la communauté scientifique.
L’ensemble des travaux réalisés par l’IFREMER ces dernières années, dans l’ensemble du golfe du Lion, a mis en évidence le caractère
favorable de la zone d’étude comme chantier pour étudier la relation climat-sédimentation et pour calibrer les niveaux eustatiques.
A quoi correspondent les dépôts transgressifs sur la plate-forme du golfe du Lion ?
Cette étude se propose donc d’étudier la partie la plus superficielle des dépôts sur la plate-forme externe pour déterminer l’existence ou
non, la forme, la nature, de dépôts associés à la remontée eustatique entre le dernier maximum glaciaire et le niveau marin actuel (remontée de
plus de 100m).
Les données disponibles sur la plateforme externe (multi-faisceaux, sismique réflexion très haute résolution et carottes) ont permis d’avoir
une bonne vision de l’objet de recherche : les dépôts transgressifs sur la plate-forme du golfe du Lion. L'observation et l'analyse des séries en bon
état de préservation ainsi que l'identification de séquences stratigraphiques (a partir des données sismiques de très haute résolution, des données
bathymétriques et des carottes sédimentaires) on permis : (i) d’établir l'évolution spatio-temporelle d'accumulation des sédiments, (ii) de
comprendre les environnements de dépôt et (iii) de suggèrer les facteurs qui contrôlent la sédimentation.
Dans ce mémoire : (i) j’introduis la problématique des séquences transgressives dans le golfe du Lion, (ii) je présente les résultats du
dépouillement des donnes disponibles et (iii) je développe les arguments pour proposer un scénario de mise en place des corps sédimentaires au
cours de la remontée dans un cadre spatio-temporel.
1Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
II PREMIERE PARTIE : ETAT DES CONNAISANCES.
II.I LE GOLFE DU LION.
Cadre général.
Le Golfe du Lion est une marge passive qui s'est formée
à la suite d'une phase d'ouverture à l'Eocène supérieur –
Oligocène, avec formation d'un micro-océan séparant le bloc
corso-sarde du continent. Le Miocène est caractérisé par une
progradation importante de la marge, qui est oblitérée par la
surface d'érosion formée lors de la crise de salinité
messinienne, durant laquelle le niveau marin s'abaisserait
d'environ 1500 m (Ryan, 1976) et de profonds canyons se
creusent. Cette destruction de la marge est suivie par de hauts
niveaux marins au Pliocène inférieur, l'ennoiement des canyons
messiniens et la formation de Gilbert-deltas que l'on peut
observer à terre sur tout le pourtour méditerranéen (Clauzon et
al., 1995).
L'installation des cycles glacio-eustatiques quaternaires
va accélérer la reconstruction de la marge; l'épaisseur des séries
quaternaires atteint 800 m en bordure de plate-forme (Cravatte
et al., 1974). L'augmentation du flux sédimentaire combinée
aux chutes du niveau marin va favoriser, durant les périodes
glaciaires, le creusement de profonds canyons sous-marins le
long de la pente continentale (fig. 1). La morphologie actuelle
du Golfe du Lion est surtout l'expression des derniers épisodes
glaciaires de cette région; mais elle témoigne également
d'évènements plus anciens. Le bassin versant du Rhône Fig. 1. Bloc diagramme 3D du golfe du Lion
constitue la source principale des apports sédimentaires dans le (compilation des données bathymétriques
acquises dans des nombreuses campagnes de
golfe du Lion, les bassins versants pyrénéo-languedociens, l’ifremer et du shom, Berné et al.,2002).
beaucoup plus réduits en taille, complétant les apports.
2Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
Cadre océanographique-hydrodynamique.
La plate-forme continentale est caractérisée par un régime hydrodynamique d'énergie modérée dont l’agent principal est la houle. Le front
dominant des houles provient du SE: les houles de 5 m d'amplitude et de période de l'ordre de 8 s représentent 0,1% du temps (Millot, 1990).
Les courants associés à la marée ne prennent pas beaucoup d’importance car le régime en mer Méditerranée est microtidal, avec des
marées de très faibles amplitudes (10-15 cm) (Lamy, Millot & Molines, 1981).
La circulation générale des masses d'eau dans le Golfe du Lion est sous l'influence de la circulation générale cyclonique en Méditerranée
(Millot, 1999), le Courant Liguro-Provençal (ou Courant Nord) longeant la pente continentale d'est en ouest (puis vers le sud-ouest au niveau du
Cap Creus); il s'étend sur une largeur de 30-50 km avec des vitesses d'environ 50 cm/s en surface et quelques cm/s à quelques centaines de
mètres de profondeur. Le corps du courant suit la pente continentale mais les eaux superficielles ont tendances à pénétrer sur la plate-forme
continentale (Millot, 1990) (voir figure 2).
Sur cette organisation générale, le climat local, les vents, surimposent des cycles saisonniers. Dans le golfe du Lion, la stratification est
variable et dépend fortement des saisons. En été, la formation d'une thermocline isole les eaux superficielles influencées par la dilution
rhodanienne des eaux sous-jacentes correspondant parfois à des eaux de remontée. La thermocline est située entre 0 et 25 m en plein été et
descend à 40 m en automne (Millot & Crépon, 1981). Les ondes internes se propagent le long de la pycnocline (souvent associée à la
thermocline) et elles subissent le déferlement quand la pycnocline intercepte le fond marin (Wunsch, 1969 in Karl, Caccione et al., 1986). Les
ondes internes induissent des courants oscillatoires atteignant 20-30 cm/s qui seraient donc capables de remettre en suspension les particules les
plus fines. L’énergie liée aux ondes internes de haute fréquence pourrait être amplifiée au sein des canyons et concentrée près des leurs têtes
(Apel et al., 1975 ; Shepard, 1979 in Karl, Cacchione et al., 1986). De tels courants pourraient être un agent érosif actif des têtes des canyons.
L'eau du Rhône se mélange aux eaux du courant général sur une épaisseur de 20 à 25 m. Le Courant Nord transporte et disperse les
sédiments apportés par le flux rhôdanien. L'interaction du Courant Nord et de la topographie, qui présente des reliefs significatifs, en particulier
près de la limite de plate-forme (rupture de pente et canyons), induit des déviations du courant général, la création des méandres et des courants
complexes à petite échelle (voir figure 2).
3Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
Fig. 2. Synthèse des courants dans le Golfe du Lion. Circulation générale (Courant Nord – CN longeant la pente) et circulation associée aux vents locaux. (D’aprèes CSCF, 1984 ; COB, 1981 ; Suanez, 1997 ; Modifié par
Rabineau, 2001).
4Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
L'effet des canyons dépend de leur largeur par rapport au courant,
de leur nombre quand ils sont alignés et de l'incidence du courant par
rapport à leurs flancs. Le canyon peut induire des courant vers le haut
et/ou vers le bas en leur sein ainsi que des turbulences (Millot, 1990 ;
Cherubin, 2000). Ces phénomènes ont été mis en évidence dans le
canyon du Grand-Rhône (Durrieu de Madron, 1992). L'effet
topographique des canyons est important mais les mécanismes,
complexes et variables dans le temps, sont encore mal compris à l'heure
actuelle (Cherubin, 2000) (figure 3).
En résumé, d’un point de vue hydrodynamique, le golfe du Lion Fig. 3. Circulation dans le canyon du Grand Rhône liée à l’interaction courant - canyon.
est une région complexe, car plusieurs phénomènes intenses et variables A) Vue de dessus montrant la circulation cyclonique du Courant Liguro – Provençal
agissent simultanément (Millot, 1990) : (en noir) et le courant secondaire anticyclonique (en gris).
B) Section dans l’axe du canyon montrant l’allure du courant secondaire dans la
partie supérieur du canyon et le courant de fond dans l’axe du canyon (flèche). En
o une puissante circulation générale dirigée vers le SW le long de la pointillés : morphologie de la pente ouverte adjacente. (Durrieu de Madron, 1992,
in Rabineau, 2001).
pente continentale (qui disperse les sédiments en suspension
longitudinalement vers l’Ouest).
o un effet topographique des canyons et la formation d’eau dense
sur la plate-forme et au large (qui induit des transferts transverses
à la plate-forme).
o Une variabilité saisonnière et des énergies importantes associées
(courants induits par les vents, la houle, les ondes internes).
Photo satellite du Golfe du Lion montrant le plume
sédimentaire du Rhône, du Petit Rhône et de
l’Aude, déviées par les courants littoraux associés à
la circulation générale (Satellite Aqua, sensor
MODIS, 11 Septembre 2002)
http://visibleearth.nasa.gov
5Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
II.II LES VARIATIONS DU NIVEAU DE LA MER : LA DERNIERE TRANSGRESSION MARINE ET SON
ENREGISTREMENT.
La dernière transgression marine.
Définition de transgression. On appelle transgression marine au déplacement du trait de côte vers le continent comme résultat d’une
augmentation du niveau relative de la mer dû à une
augmentation niveau absolu de la mer et/ou à un affaissement Courbe de variations du niveau de la mer à partir des datations sur des coraux de la
du substratum (subsidence). Barbade
Dans le cas de la dernière transgression glacio-eustatique il y a
de plus en plus d’études sur son enregistrement et sur sa cause
principale (la déglaciation). 2000 4000 6000 8000 10000 12000 14000 16000 18000
Ainsi, la première courbe détaillée sur les variations rapides du 0
niveau de la mer a été construite par Richard Fairbanks en Fairbanks (1989)
14
1989. Il a fait des datations C très serrées sur un forage Bard (1990)
-20
prélevé dans les récifs corallins de la Barbade, ce qui constitue
un enregistrement continu et très haute résolution sur les mw p IB
variations du niveau de la mer et qui permet d'apprécier les -40
Niveau de la mer (m)
variations de vitesse dans la dernière remontée marine, à partir Younger
14 Dryas
de 17,000 ans BP (âge C).
Un an plus tard, en 1990, Edouard Bard a repris les -60
mw p IA
échantillons des Fairbanks pour calibrer sa courbe du niveau
marin à partir des datations U/Th ( voir figure 4). -80
Avec ces résultats, il a défini la dernière transgression comme
non monotone, mais marqué par deux intervals de remontée
rapide, eux mêmes produits par deux pulses de taux de -100
déglaciation majeur: mwpIA (≈12000 ans B.P.) et mwpIB
(≈9500 ans B.P.)1. Ces deux pulses sont séparées par un court -120
période de refroidissement où il n'y a pas eu de fonte de glace
Age (ans BP 14C)
mais un inversement momentané du système, c'est l'évènement
Younger Dryas.
Fig. 4. Comparaison des données de Richard Fairbanks et Edouard Bard à propos de la dernière remontée marine.
1
Meltwater pulse IA et IB.
6Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
Après des nombreuses études sur les variations du niveau de la mer pendant le dernier cycle glaciaire (voir les différents travaux sur ce sujet dans
Quaternary Sciences Reviews vol. 21, p.ex.: Lambeck et al., 2002; Clark & Mix, 2002; Peltier, 2002, Waelbroeck et al., 2002) l'ensemble de la
communauté scientifique accepte les résultats de Fairbanks et Bard comme assez justes et c'est surtout le mwpIA qui a été reconnu dans les
études postérieures.
Lambeck et al, ont comparé des données de variations du niveau de la
mer provenant de sept endroits différents dont un d'entre eux
correspond au travail de Fairbanks et Bard à la Barbade (voir figure 5).
Entre les sept endroits, la cohérence est suffisante pour établir les
généralités suivantes sur la dernière déglaciation (on parle de dates en
âge calendaire):
La fonte des glaces a commencée il y a environ 19000 ans et la
remontée initiale a du être assez rapide, de l’ordre de 15 mètres en
500 ans (Yokoyama et al., 2000 in Lambeck et al., 2002).
Entre 19000 et 16000 ans, le taux de déglaciation global était
relativement lent avec des valeurs de 3,3 mm/an
approximativement.
Une période plus rapide est comprise entre 16000 et 12500 ans,
avec un taux de déglaciation moyenne de 16,7 mm/an. Dans cette
période il y a un interval plus rapide (20 m en 500 ans) vers 14000
ans qui correspond au mwp IA de Fairbanks et Bard.
Entre 12500 et 11500 ans, la fonte des glaces s'arrête, coïncidant
avec l'évènement de refroidissement du Dryas Récent.
La remontée post Dryas Récent semble être rapide et uniforme
jusqu'à 8500 ans avec un taux de déglaciation de 15,2 mm/an. Dans
son étude comparée Lambeck n'identifie pas le mwp IB défini par
Fairbanks vers 11000 ans.
A partir de 7000 ans le volume d'eau dans les océans se stabilise
mais le niveau de la mer actuel ne sera atteint que plus tard (à cause
de la progradation des prismes littoraux en période de haut niveau).
Fig. 5. Synthèse des 7 différentes études sur les variations locales
du niveau marin relatif estimées à partir des datations des
paléorivages à différentes profondeurs (Lambeck, 2002).
7Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
Les différents types des enregistrements transgressifs.
Les dépôts transgressifs sont des corps qui s'accumulent avec la remontée du niveau marin durant la migration
du trait de côte vers le continent. Particulièrement aux échelles de temps courtes (voire des cycles d'ordre
glacio-eustatique), on reconnaît les dépôts transgressifs à travers un signal graduel ou irrégulier de la migration
de faciès vers la côte et/ou l'approfondissement graduel de faciès, en finissant avec une zone ou surface
d'inondation maximale.
Ainsi, pendant la transgression, le trait de côte se déplace vers le continent et le plateau s'élargit. De plus, le
transport vers le large se réduit. Il y a une forte tendance au piégeage des sédiments dans les plaines alluviales et
côtières, et une importante érosion des dépôts sous-jacentes (issus d'un cortège antérieur ou même des dépôts
transgressifs des stades précoces).
Les transgressions peuvent être continues ou non-continues. Parallèlement, la trajectoire de la migration des
faciès côtiers est sujette à cette continuité (ou non-continuité) de la transgression, ainsi qu’à la physiographie du
bassin et aux apports sédimentaires (Helland-Hansen & Gjelberg, 1994 in Cattaneo et al., 2002) (voir figure 6).
Comme on vient de le voir, la dernière remontée marine a souffert des différents pulses de vitesse liées aux
inconstances dans la fonte des calottes glaciaires. Ainsi son enregistrement se compose d’alternances de
rétrogradation et de progradation du trait de côte (retrogradational parasequence set).
Il y a quelques surfaces distinctives qui se forment pendant la transgression :
Surface transgressive. C’est une surface isochrone séparant des cortèges de dépôt. Dans la terminologie de
Vail (1987), elle sépare le cortège de bas ni veau du cortège transgressif. Elle se forme au moment du
« turnaround », et sépare les paraséquences à disposition progradante de paraséquences à disposition
rétrogradant (backstepping) (Thorne et Swift, 1991). Elle peut se confondre avec une surface d’érosion marine,
une surface de ravinement ou une surface d’érosion fluviale.
Surface d’inondation maximum. C’est aussi une surface isochrone séparant deux cortèges. Elle se forme au
Fig. 6. (A) Différentes trajectoires de la
moment du « turnaround » entre le transgressif et le regressif, elle marque donc le toit de l’intervalle migration transgressive du trait de côte,
transgressif. Elle représente le moment où la bathymétrie est maximale dans une séquence verticale. comprisses entre 90° (accretion maximale vers
le haut) et 180° (retrogradation vers la côte). (B)
Trois types de migration transgressive du trait
de côte (Cattaneo et al., 2002).
SL= niveau marin.
8Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
Surface de ravinement par la houle.
Le concept de surface de ravinement a été premierement défini par Stamp (1921), qui
avais remarqué le premier stade de la transgression souvent marqué par un niveau de
graviers ou de conglomérat créé par l'action des vagues.
En 1968 Swift décrit la surface de ravinement par la houle comme une surface d'érosion
crée et dirigée par la remontée du niveau marin et par le front des vagues incident sur le
shoreface . Ces deux facteurs sont aussi responsables de la réorganisation des sédiments
(souvent de différents âges) provenant du shoreface (figure 7).
Des évidences faunistiques montrent que le niveau conglomératique basal des dépôts
transgressifs n'est pas contemporaine sur toute la plateforme, mais il devient plus jeune
vers le continent (Jervey, 1988). Ce niveau est en général couvert par des sédiments plus Fig. 7. Surface de ravinement par la houle (wRs) créé comme résultat du
retrait du shoreface à chaque pulse de remontée marine (Swift, 1968, in
profonds. Cattaneo et al., 2002).
La surface de ravinement par la houle est par définition une surface diachrone, car
l'érosion du shoreface est limité à une aire réduite à un moment donné, elle représente ainsi une interruption courte et locale dans la
sédimentation.
Pour que les vagues puissent former une telle surface d'érosion il leur faut une énergie modéré voire haute, ce pour quoi les endroits favorisés
pour son enregistrement sont les marges assez ouverts, où les fronts principaux des ondes incidentes sont peu deflectés. De plus l'effet des vagues
de tempêtes est de l'ordre de trois fois plus compétentes pour l'érosion que les vagues de beau temps. Ainsi les vagues des beau temps "touchent"
le fond à environ 10 mètres de profondeur tandis que les vagues de tempêtes atteignent 30-40 mètres de profondeur. Si on assume la haute
fréquence avec laquelle les tempêtes se succèdent à une échelle de temps plus grande que la perception humaine, (la durée de la dernière
transgression suffirait pour admettre telle fréquence) on pourrait presque négliger les vagues "normales" comme agents de l'érosion SRH
(surfaces de ravinement par la houle).
Caractéristiques des dépôts transgressifs.
Les systèmes transgressifs sont nourris par les matériels issus de l'érosion du shoreface (pendant le recul de la ligne de rivage). D'autres sources
externes au système sont négligeables, impliquant que le taux d'accumulation reste assez bas. Ensuite le remaniement par les vagues et les
courants sont responsables de la formation de corps sableux des différentes architectures, extensions et natures selon l'hydrodynamisme
dominant, la morphologie du bassin etc.
Ces observations suggérent quelques caractéristiques générales aidant à la reconnaissance des corps transgressifs:
9Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
1. Ces corps sont assez fins à cause de la rapidité de la dernière transgression (notamment sur des plate-formes peu pentées) par rapport aux
régressions et à l’éloignement de la source du matériel. Cependant, il existe quelques cas où l'épaisseur des dépôts peut atteindre quelques
dizaines des mètres (p.ex. Tye et al., 1993; Ravnas & Steel, 1998; Steel et al., 2000).
2. Les sables transgressifs sont plus matures du point de vue textural et minéralogique que les sables
régressifs (vu qu'ils sont remaniés et qu'ils subissent plusieurs cycles d'érosion-dépôt, même à différent
stades dans une même transgression).
Variabilité de séquences transgressives.
Le type de séquences transgressives dépend de l'apport sédimentaire et de l'accommodation, cependant une
classification résultant de ces deux variables peut être trop idéalisée (Cattaneo et al., 2002). C’est la raison pour
laquelle Cattaneo et al. proposent une classification de dépôts transgressifs basée sur la reconnaissance des
surfaces distinctives (surface de ravinement par la marée ou par la houle, surface transgressive, mfs) qui
accompagnent le dépôt et sur le dépôt lui même. Il a donc défini 5 modèles de dépôts transgressifs (voir
schéma):
1) Ceux qui se sont développé sous la plus basse surface de
ravinement (T-A).
2) Ceux qui sont au dessus de la surface de ravinement tidal
mais en dessous de la surface de ravinement par la houle
(T-B).
3) Ceux qui se forment au dessus de la surface de ravinement
par la houle et dans des plateaux à faible pente (T-C).
4) Ceux qui se forment au dessus de la surface de ravinement
par la houle, dans des plateaux à forte pente et avec un
apport sédimentaire important (T-D).
5) Ceux qui ne sont pas accompagné de surface de
ravinement apparente (T-E).
Celui qui nous intéresse est le troisième (marqué
en orange sur le schéma), car il s'approche des
conditions particulières du Golfe du Lion où le
plateau est effectivement peu penté et l’agent
hydrodynamique dominant est la houle. On le
décrira en détail après avoir défini la surface de
ravinement qui l’accompagne.
Fig.8. Variabilité de séquences transgressives. tRs= surface de ravinement tidal ; wRs= surface de
ravinement par la houle ; TS= surface transgressive ; MFS= surface d’inondation maximale.
10Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
Les dépôts transgressifs mis en place dans des plate-formes peu pentues et dominées par la houle : Un model proche du Golfe du Lion.
Les dépôts transgressifs les plus communs sur les plate-formes peu pentues sont des dépôts de vannage assez fins et discontinus dans l’espace,
déposés sur la surface trensgressive (ST) et/ou une surface de ravinement (SRH)2.
Un autre type de dépôt dans ce milieu, est caractérisé par les dunes sableuses ou des grands bancs de sable qui restent abandonnés sur le plateau
continental. Ils résultent du remaniement transgressif des anciens systèmes sableux, fondamentalement des deltas or shorefaces de bas niveau,
qui ont progradés vers le large pendant le demi-cycle régressif immédiatement antérieur. Ces corps sableux sont relativement courants dans
beaucoup de plate-formes actuelles, ils ont une forme allongée et des longueurs de l’ordre de 10 km. Ils peuvent être formés par plusieurs
processus ; comme l’action des vagues, des courant associées à la marée et des courants de plate-forme (Posamentier, 2002, in Cattaneo et al.,
2002).
Des études récentes sur la géométrie interne des corps sableux de plate-forme montrent une évolution pendant la transgression d’une
sédimentation dominée par la marée, puis dominée par la houle (Snedden et al., 1994 ; Reynaud et al., 1999 in Cattaneo et al., 2002). Aussi la
combinaison de paramètres de long terme (eustatiques) et de court terme (hydrodynamiques) sont une explication possible de la morphologie et
structure interne des corps sableux (p.ex.. Snedden et al., 1994). La formation de ce type de corps sédimentaires peut démarrer à partir d’une
irrégularité dans la bathymétrie (p.ex. l’inondation d’un corps sableux côtier qui est après remanié pendant la remontée marine) dans des plate-
formes dominées par différents régimes hydrodynamique (Evans et al., 1985 ; Snedden & Dalrymple, 1999, in Cattaneo et al., 2002). Un
exemple de ces processus à petite échelle (mais avec des dépôts génétiquement comparables) a été décrit au Nord de la plate-forme Adriatique où
des dépôts côtiers inondés pendant la transgression ont été complètement remaniés sous la forme des dunes sous-marines (Corregiari et al., 1996,
in Cattaneo et al., 2002).
2
Souvent dans ce type de milieu peu pentu on trouve une surface polygénique qui assemble la surface d’érosion régressive du demi-cycle antérieur, la surface transgressive
(qui est la première trace d’invasion marine) et la surface de ravinement. Cependant, on se réfère tout le temps à la surface de ravinement par la houle (SRH) vu qu’elle est la
dernière qui se met en place au cours de la transgression, elle est donc en général la dernière signature érosive qu’on trouve. En général elle efface les deux antérieures en
continuant à éroder le dernier cortège régressif.
11Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
CLASSIFICATION ET NOMENCLATURE DES FORMES DE FOND SEDIMENTAIRES DE PLATEFORME
Les plate-formes continentales sont exposées à différents types
d’agents hydrodynamiques : des courants associées à la houle, à
la marée, à la circulation générale…
La connaissance des formes de fond de plate-forme nous apporte
une information appréciable sur :
- la nature et la quantité de sédiment disponible
- l’agent hydrodynamique local dominant.
C’est important de connaître l’échelle de temps et d’espace de
mise en place de ces figures et de leur évolution. Depuis les rides
de courant dont la structure est entièrement modifiée en quelques
heures, jusqu’aux bancs de plateforme, qui enregistrent des
phénomènes à l’échelle des cycles glacio-eustatiques, il existe un
continuum de formes et de processus qui interagissent (figure 9).
Fig.9. Echelles de temps de d’espace à
prendre en compte pour l’étude des
systèmes morphodynamiques du domaine
de plate-forme continentale. Les échelles
sont logarithmiques avec L, taille moyenne
du corps sédimentaire et t, temps de
formation (Berné,1999).
12Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
On peut distinguer deux groupes principaux dans les formes de fond de
plateforme :
1) Les formes de fond longitudinales ou légèrement obliques à la
direction du transport résiduel.
2) Les formes de fond transverses à la direction du transport
résiduel.
Les formes de fond longitudinales.
Ce sont des figures sédimentaires de dimensions très grandes, mais elles
ne sont pas très hautes en relation avec leur largeur et surtout avec leur
longueur. En général elles suivent le rapport suivant :
H/L = 0,003 (Off, 1963) flot
Les deux types principaux qui appartiennent à cette famille sont les
rubans sableux et les bancs sableux (communément appelés sand ridges
dans la littérature anglaise).
Pour être crées elles nécessitent de forts courants (au moins 1m/s des
vitesse de traction sur le fond) et elles sont souvent associées à des
contextes ou la marée est importante (figure 2.b.).
Les formes de fond transverses.
Ce sont des figures sédimentaires de dimensions plus petites dont la jusant
hauteur est sévèrement plus grande en relation avec les autres
paramètres. Elles ne grandissent pas longitudinalement (comme les
précédentes) mais elles migrent au cours de sa croissance (figure 2.a.).
Une autre relation H/L a été établie pour différencier les formes
transverses : Fig. 10. Croissance et migration des figures sédimentaires de fond
0,8098 a) Vue de profil des dunes transverses.
H = 0,0667 L (Flemming, 1988) b) Vue en plan des figures longitudinales.
13Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
Pour les dunes transverses au courant, on peut estimer grossièrement la profondeur à
laquelle elles se sont formées, en utilisant l’équation de Allen (1984) qui suit la relation
suivante :
H = 0.086 h1.19
(H, hauteur de la dune, h profondeur d’eau, en mètres)
Figure 11. Relation entre l’amplitude des dunes et la
profondeur d’eau. Les profondeurs sont calculées pour
une marée moyenne. Pour une même dune, la plus forte
valeur de H est retenue (Berné, 1991).
14Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
II.III. PROBLEMATIQUE : L’ENREGISTREMENT DE LA DERNIERE TRANSGRESSION MARINE DANS LE GOLFE DU LION.
Le but de ce stage était de re-évaluer l’enregistrement de la dernière transgression sur la plate-forme externe du Golfe du Lion à partir de données
sismiques très hautes résolutions et de nouvelles carottes. Ainsi, il y a plusieurs questions qu’on peut se poser :
¾ La phase de transgression est-elle enregistrée ? Sous quelle forme ? Une surface de transgression ?de ravinement ?des dépôts
transgressifs ?est-ce qu’on trouve des rubans sableux, des bancs sableux (formes longitudinales), ou de formes transverses ?
¾ Peut-on distinguer plusieurs étapes dans la remontée ?
L’analyse de la bibliographie montre des interprétations sont très différentes. Les corps sédimentaires qui se sont déposés lors de la dernière
remontée marine dans le Golfe du Lion ont été décrits selon différents points de vue, par rapport à la reconnaissance de leur limite inférieure et
aussi par rapport à la détermination de l'échelle de cyclicité.
Tesson et Gensous, 1997, 2000.
Michel Tesson et Bernard Gensous décrivent le dernier
cortège transgressif comme un système de
paraséquences à disposition rétrogradant, qui se sont
mises en place pendant les périodes de ralentissement de
la transgression, c'est à dire les périodes dont la
déglaciation s'est arrêté (YD) ou s'est développée moins
vite.
Ils ont ainsi différencié trois corps transgressifs
(paraséquences) sur un transept qui traverse la plate-
forme tout le long de l'axe principal de l'édifice
deltaïque rhodanien jusqu'à la rupture de pente. Ils Fig.12. Interval transgressif proposée par Tesson et Gensous pour la dernière remontée marine dans le Golfe du Lion.
T1, T2, T3 = paraséquences retrogradantes.
appellent T1, T2 et T3 à trois prismes sableux, H1-4 = Prisme de haut niveau.
progradants vers le large, séparés dans l'espace et dans ST = Surface Transgressive
le temps par des dépôts vaseux (voir figures 12 et 13).
Sur la plate-forme externe, l'édification de la paraséquence T1 résulterait du remaniement par la houle de matériel sableux du prisme de bas
niveau sous-jacente. Les paraséquences T2 et T3 seraient construites à partir des matériaux rhodaniens et présentent des caractéristiques
similaires aux dépôts deltaïques et des barrières littorales actuelles (Gensous & Tesson, 1997).
15Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
Ils expliquent le non-enregistrement du transgressif dans les séquences plus enfouies à cause de la basse fréquence et de la courte durée des
périodes de haut niveau dans le Pléistocène.
Fig. 13. a, b, c, d. Séquence de mise en place de l’interval transgressif
et prisme actuel de haut niveau proposée par Tesson et Gensous pour
le Golfe du Lion.
a. bis. Calage de le séquence sur une courbe simplifiée du
niveau marin pour la dernière transgression.
b. bis. Diagramme chronostratigraphique.
16Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
Rabineau & Berné, 1998, 2001.
Rabineau dans son étude (Rabineau, 2001) a le même objet d’étude que les auteurs qui la précèdent : les séquences de dépôt du Quaternaire sur la
plate-forme du Golfe de Lion. Mais elle intègre dans sa méthodologie la modélisation géométrique des unités et des surfaces en trois dimensions
et la simulation stratigraphique, au cours du temps, des séquences sédimentaires reconnues.
Cette nouvelle approche, basée sur un levé sismique Très Haute Résolution (Sparker) très dense et une dizaine de carottages, permet de mettre en
évidence un motif élémentaire de dépôt qui est constitué par un couple de prismes (figure 14):
-PI (à clinoformes faiblement pentusEnregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
Fig.14. Section d’un profil sismique montrant les unités sismiques majeurs de Rabineau (Rabineau, 2001)
18Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
III DEUXIEME PARTIE : ANALYSE ET INTERPRETATIONDES DONNEES GEOPHYSIQUES ET SEDIMENTOLOGIQUES.
III.II LES OUTILS DE TRAVAIL.
Bathymétrie.
La bathymétrie dont nous disposons est le résultat d'une synthèse utilisant des données acquises par des organismes, à des dates et avec des
moyens techniques différents. Ainsi, pour la plate-forme, les données bathymétriques de base représentent une compilation des minutes des
sondes du Service Hydrographique et Océanographique de la Marine (SHOM). Pour certaines parties de la plate-forme externe nous avons des
maillages multifaisceaux réalisés lors de différentes campagnes menées par l'ifremer (Calmar99, Marion, Strataform).
La figure 1 présente notre zone d'étude dont le
levé bathymétrique a été effectué aux sondeurs
multifaisceaux EM 300 et EM 1000.
Ces données ont été traités grâce au logiciel
CARAIBES de l'ifremer.
19Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
Navigation des différentes campagnes.
Des nombreuses campagnes ont été réalisées sur le Golfe du Lion, chaque une avec
une extension et localisation différente dépendant de l’objectif ou la problématique
établie dans chaque cas.
C’est à partir de la navigation, de la bathymétrie et d’autres données réunis dans le
SIG du Golfe du Lion dont nous disposons, que nous faisons le plan de position (les
données du SIG on été traitées avec le logiciel Arcview). Il s’agit d’un document de
travaille détaillé nécessaire pour repérer dans l’espace les profils sismiques et les
carottes qui nous intéressent dans notre étude (figure 2).
Fig.2.a. Plan de position
de toutes les campagnes
qui se sont faites usr le
Golfe du Lion.
Fig.2.b. Plan de position
des campagnes utilisées
dans cette étude.
Tableau I. Travaux
effectués sur les
différentes campagnes
utilisées.
Campagne Date Travaux effectués
Medimarge 1991 sondeur 2.5kHz
Basar1 1994 bathymétrie ; sonar latéral ; sparker ; sondeur 2.5kHz
Calmar99 1999 EM1000 ; sonar latéral ; sparker ; sondeur 2.5kHz
Strataform 2002 EM300 ; EM1000 ; sonar latéral ; sparker ; chirp ; sondeur 2.5kHz ; carottages
20Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
Outils sismiques.
La sismique dite Très Haute Résolution (300-5000 Hz) utilise
classiquement les principes de la sismique réflexion basés sur la réflexion du
son à l'interface de deux milieux ayant une impédance acoustique différente
(produit de la vitesse de propagation des ondes dans le milieu et de sa
densité). Malgré le fait que les sons à haute fréquence souffrent de grandes
pertes d'énergie sur très peu de distance, l'exploration sismique marine haute
résolution reste le meilleur moyen d'appréhender les structures internes d'un
corps sédimentaire en deux et trois dimensions.
Dans le cas de la méthode Sparker, le signal émis correspond à une
décharge électrique de plusieurs milliers de volts (4 000 V). La source
impulsionnelle de type Sparker-SIG 1580 possède une fréquence utile variant
entre 500 et 2000 Hz pour une puissance de 650 joules. Avec une pénétration
théorique de plus d'une centaine de mètres dans du sédiment meuble, la
résolution verticale du Sparker peut aller jusqu'à 1 m dans les parties
superficielles. Bien sûr, ceci est à modérer suivant les conditions d'acquisition.
Le sondeur de sédiments (Chirp) est un système émetteur récepteur
fixé sous la coque du navire. L'émission, obtenue à partir du sondeur du
Suroît, correspond à celle d'une impulsion longue (50 ms), modulée
linéairement en temps et en fréquence. Ainsi le spectre fréquentiel
correspond à une porte rectangulaire (∆f = 3200 Hz, fmin = 2000 Hz et fmax =
5200 Hz). La réponse impulsionnelle terrestre (avec du bruit) est soumise à
une autocorrélation avec l'onde émise préalablement enregistrée. Cette
compression d'impulsion permettra d'augmenter la résolution verticale. Le
signal, modulé en fréquence, permet ainsi d'obtenir une définition verticale de
l'ordre de 30-50 cm dans le meilleur des cas.
Pour notre objectif ; l’étude des corps sableux de petite échelle dans
surface de la plateforme externe du Golfe du Lion, nous avons pu exploiter
des données sismiques très haute résolution (THR). Ainsi, nous avons utilisé
des données sismiques sparker et des sondeurs des sédiments chirp et 2,5
kHz. Fig. 3. Comparaisons des différentes sismiques THR<
21Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
Prélèvements sédimentaires.
Une partie importante de ce travail a été l’analyse
des carottes sédimentaires (MD99-2350, MD99-
2351, 93C3b et 93C4) et les corrélations avec
d’autres analyses déjà faits sur des carottes placées
presque aux mêmes endroits (CLVK16, CLVK20).
Il y a plusieurs personnes qui ont travaillé sur ces
carottes durant leurs stages où leurs thèses ; seules
les carottes MD99-2350 et MD99-2351 ont été
étudiées lors de ce stage (sans compter les analyses
et observations qui se font par défaut à bord des
navires après le prélèvement).
La figure 4 montre la navigation des campagnes de
carottage et la position des carottes. Le tableau II
synthétise leurs positions et leurs caractéristiques,
ainsi que le type de carottier utilisé.
Deux types de carottiers ont été utilisés :
Fig. 4. Plan de position des prélèvements sédimentaires
¾ Le carottier Kullenberg à piston (appelé
Calypso sur le N/O Marion Dufresne).
¾ Le vibro-carottier. CAMPAGNE NUMPREL LATITUDE LONGITUDE PROFONDEUR
(m)
LONGUEUR (m) TYPE CAROTTIER
Calmar97 CL VK20 42,95920 3,59275 95 2,35 Vibro - Rice
Calmar97 CL VK16 42,91047 3,6724 96 0,43 Vibro - Rice
Images5 MD99-2350 42,91067 3,67733 98 2,57 Calypso
Images5 MD99-2351 42,96150 3,59333 98 3,51 Calypso
Pnoc 93C3b 42,89167 3,72567 98 2,29 Kullenberg
Tableau II. Position des carottes Pnoc 93C4 42,88000 3,72808 103 2,40 Kullenberg
22Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
III.III OBSERVATIONS ET RESULTATS.
Les données bathymétriques.
Tout d’abord, avec l’observation d’une carte
bathymétrique détaillée, nous pouvons faire une
analyse morphologique de la surface de la zone
d’étude. Dans cette figure montrant la bathymétrie
actuelle d’une partie de la plate forme externe on
peut voir quelques accidents topographiques
remarquables.
Ancien shoreface à -120m.
Le long de l’isobathe 120 on voit un saut
bathymétrique d’environ 10 mètres (trait vert), qui
passe par les têtes des canyons et qui traverse
l’interfluve Aude-Herault. C’est une différence
bathymétrique analogue à celle qui existe dans le
limite distale d’un shoreface actuel soumis à
l’action des vagues. Au niveau de l’interfluve Aude-
Herault cette limite marque aussi la différence de
type de sédiment de surface (des sables à partir du
sommet du ressaut en amont et des argiles en aval).
Les pierres de Sète.
A l’Ouest de la tête du canyon de l’Aude on trouve,
entre les isobathes 88 et 110, une formation
allongée assez abrupte qui suit en parallèle le
paléorivage antérieurement décrit. Les échantillons
prélevés par des dragages dans cette formation
Fig.1. Carte bathymétrique de la zone d’étude, réalisée avec le logiciel CARAIBES (projection Mercator, ellipsoïde WSG84).
révèlent la nature cimentée de ces sables qui ont Interprétation en couleur.
reçu le nom local de « pierres de Sète ».
23Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
Dunes.
Aussi dans la même région, à la hauteur des pierres de Sète, entre 95 et 110 mètres de profondeur, il y a un champ des morphologies dunaires
avec une orientation, une hauteur et un espacement assez uniforme. Ces figures sédimentaires ressemblent à partir de la bathymétrie à des dunes
transverses en général symétriques avec une orientation Nord-Sud ; cependant celles qui se trouvent plus en bas présentent une asymétrie avec un
flanc plus raide vers le sud, ce qui donne une idée du sens du courant qui les a formé. Les ondulations de la bathymétrie de l’autre coté des
pierres de Sète laissent penser qu’il s’agit d’une continuation des corps dunaires (voir Fig.2).
Les mosaïques bathymétriques réalisées à partir du EM 300 et EM 1000 permettent de construire des blocs diagrammes 3D dans lesquelles on
peut apprécier aussi la morphologie des dunes et sa disposition. Ces représentations nous permettent aussi de voir des petites rides superposées
qui passent inaperçus dans la carte bathymétrique au pas de 50 cm. Ces petits rides présentent une orientation est-ouest presque perpendiculaire à
celle des dunes.
Fig.2. Zone des dunes au nord-est
de la tête du Canyon de l’Aude.
En bleu sont dessinées les crêtes dunes
des dunes.
En bleu pointillée, leur possible
continuation.
N
sable cimenté
Pierres de Sète
Fig. 2.a. Bloc diagramme 3D montrant
la partie nord-est de la même zone de rides superposés
dunes, signalée en rouge dans la fig 2.
Flèches pleines indiquent la direction du
transport associé aux différents formes
sédimentaires (modifié d’après Berné
et al, 2002)
Fig. 2.b. Selon l’orientation de la
figure on peut apprécier une
dunes famille de formes sedimentaires
ou autre ; dans celle-ci on voit
mieux le relief des dunes (modifié
rides Sable cimenté,
d’après Berné et al, 2002)
N
Pierres de Sète
24Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
Pour caractériser les formes sédimentaires de
fond, nous avons besoin de connaître certains Prof. Prof. Min. Hmax (m) Lmax (m) Lmoy (m) Lmoy /H Extension
paramètres comme la hauteur (H) et la longueur Max. (m) (m) (km)
d’onde (L)
Dans le tableau suivant on résume leurs 110 95 5 1000 700 140 2,5 - 3
caractéristiques principales :
Le plateau érodé.
Entre la zone des dunes (dont la limite la plus proximale
est l’isobathe 95m) et la limite distale du prisme littoral
actuel (isobathe 90 m) il y a une distance horizontale
d’environ 30 km. Il s’agit d’une surface très plate dont la
bathymétrie forme beaucoup d’irrégularités qui semblent
à des figures d’érosion.
A titre indicative nous avons reconstruit une coupe
montrant la topographie du profil du plateau continental
sur la figure 3.
C’est un profil à deux « marches » :
- la première serait le prisme littoral actuel (de haut
niveau), suivi de la zone aplatie (colorée en bleu
sur la figure a) dont dans la partie la plus distale il
y a les figures sédimentaires antérieurement
décrites,
- ensuite une deuxième marche correspondant à
l’ancien paléorivage à -120m aussi
antérieurement reconnu, puis l’interfluve Aude –
Herault et la pente.
Fig.3. Carte bathymétrique générale du Golfe Lion, réalisée avec le logiciel Arcview
25Enregistrement de la dernière transgression dans le Golfe du Lion
Les données sismiques.
Nous présentons dans ce chapitre les différentes données sismiques acquises
durant différentes campagnes menées par l’ifremer.
La figure 4 montre le plan de position d’une partie de la campagne
STRATAFORM. L’exploration de cette zone avait par but l’étude détaillée de
l’interfluve Aude – Herault ainsi que les têtes des deux canyons.
La proximité de ces profils par rapport à la zone des dunes les rend intéressants
pour notre objectif : distinguer les dépôts dunaires du dépôt sous-jacent en
délimitant la base de ces dunes par la sismique. Les données chirp de
STRATAFORM ont assez de résolution pour aborder des objets d’étude de
petit échelle comme le sont ces dunes.
Les figures suivantes montrent l’interprétation des profils 49 et 51 et leur
croissement. Nous avons pointé en rouge la première discontinuité dans les
deux profils pour marquer une troncature d’érosion assez visible, voire très
creusée par certains endroits. Elle représente la base de notre dépôt et donc la
limite entre les dunes et l’unité sous-jacent. Fig. 4. Plan de position de la campagne STRATAFORM.
L’unité sous-jacente.
Les réflecteurs du dépôt sous-jacent se terminent sous cette discontinuité en toplap. Dans le profil 49, nous pouvons voir deux faciès sismiques
différents avec des clinoformes pentus vers le SSE, c'est-à-dire vers le large :
1) En amont (vers le NNO) les clinoformes sont moins pentus. Les réflecteurs, de forte amplitude, sont continus et moins fréquents.
2) En aval les clinoformes sont beaucoup plus pentus. Les réflecteurs sont moins continus, avec une plus faible amplitude et plus haute
fréquence.
Ce que nous appelons « unité sous-jacente »est donc formée par deux sub-unités distinctes.
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