DIPLOME D'ETUDES APPROFONDIES DYNAMIQUE &...

Lucia PEREZ BELMONTE

Mémoire de DEA 2002 – 2003

Sous la direction de :

Serge BERNE Marina RABINEAU

Rapporteurs :

Alain TRENTESAUX Christian GORINI

DIPLOME D'ETUDES APPROFONDIES DYNAMIQUE & ENVIRONNEMENTS SEDIMENTAIRES

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

MERCI

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

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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.


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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 constitue la source principale des apports sédimentaires dans le golfe du Lion, les bassins versants pyrénéo-languedociens, beaucoup plus réduits en taille, complétant les apports.

Fig. 1. Bloc diagramme 3D du golfe du Lion (compilation des données bathymétriques acquises dans des nombreuses campagnes de l’ifremer et du shom, Berné et al.,2002).


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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).


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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).


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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

est une région complexe, car plusieurs phénomènes intenses et variables agissent simultanément (Millot, 1990) :

o une puissante circulation générale dirigée vers le SW le long de la

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).

Fig. 3. Circulation dans le canyon du Grand Rhône liée à l’interaction courant - canyon. A) Vue de dessus montrant la circulation cyclonique du Courant Liguro – Provençal

(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 pointillés : morphologie de la pente ouverte adjacente. (Durrieu de Madron, 1992, in Rabineau, 2001).

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

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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 du substratum (subsidence). 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). Ainsi, la première courbe détaillée sur les variations rapides du niveau de la mer a été construite par Richard Fairbanks en 1989. Il a fait des datations 14C très serrées sur un forage prélevé dans les récifs corallins de la Barbade, ce qui constitue un enregistrement continu et très haute résolution sur les variations du niveau de la mer et qui permet d'apprécier les variations de vitesse dans la dernière remontée marine, à partir de 17,000 ans BP (âge 14C). Un an plus tard, en 1990, Edouard Bard a repris les échantillons des Fairbanks pour calibrer sa courbe du niveau marin à partir des datations U/Th ( voir figure 4). 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 déglaciation majeur: mwpIA (≈12000 ans B.P.) et mwpIB (≈9500 ans B.P.)1. Ces deux pulses sont séparées par un court période de refroidissement où il n'y a pas eu de fonte de glace mais un inversement momentané du système, c'est l'évènement Younger Dryas. 1 Meltwater pulse IA et IB.

Courbe de variations du niveau de la mer à partir des datations sur des coraux de la Barbade

-120

-100

-80

-60

-40

-20

02000 4000 6000 8000 10000 12000 14000 16000 18000

Age (ans BP 14C)

Niv

eau

de la

mer

(m)

Fairbanks (1989)

Bard (1990)

mwp IA

Younger Dryas

mwp IB

Fig. 4. Comparaison des données de Richard Fairbanks et Edouard Bard à propos de la dernière remontée marine.


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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).


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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 moment du « turnaround » entre le transgressif et le regressif, elle marque donc le toit de l’intervalle transgressif. Elle représente le moment où la bathymétrie est maximale dans une séquence verticale.

Fig. 6. (A) Différentes trajectoires de la migration transgressive du trait de côte, 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.


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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 profonds. 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:

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 Cattaneo et al., 2002).


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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.


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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.


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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).


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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) 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 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 : H = 0,0667 L 0,8098 (Flemming, 1988)

flot

jusant

Fig. 10. Croissance et migration des figures sédimentaires de fond a) Vue de profil des dunes transverses. b) Vue en plan des figures longitudinales.


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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).


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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 :

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 ?

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 appellent T1, T2 et T3 à trois prismes sableux, progradants vers le large, séparés dans l'espace et dans 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).

Fig.12. Interval transgressif proposée par Tesson et Gensous pour la dernière remontée marine dans le Golfe du Lion. T1, T2, T3 = paraséquences retrogradantes. H1-4 = Prisme de haut niveau. ST = Surface Transgressive


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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.


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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 pentus <1° déposés en amont de la plate-forme).

-PII (à clinoformes fortement pentus d'environ 4 déposés en aval de la plate-forme).

Le motif est récurrent : au total, cinq séquences correspondant aux cinq derniers cycles glacio-eustatiques sont reconnues. La simulation stratigraphique permet de dater la base des séries étudiées, elle remonte à 540 000 ans (stade isotopique 12).

Le motif élémentaire de dépôt correspond à l'enregistrement d'un cycle glacioeustatique de 100 000 ans (interglaciaire-glaciaire), et non pas à des fluctuations de l'ordre de 20 000 ans comme proposé par Tesson et al. ({Tesson, 1993; Tesson, 1995}). Le prisme PI correspond aux dépôts prodeltaïques de « haut à moyen niveau marin » ; le prisme PII, aux dépôts littoraux de plus bas niveau du maximum glaciaire du cycle. Ce résultat rejoint l'interprétation proposée par Aloïsi {Aloïsi, 1986}.

Au sommet du dernier prisme PII Rabineau a défini un petit dépôt, PIII, de très petite épaisseur, qui a été associé à la phase transgressive du cycle glacio-eustatique (voir figure 14).


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Fig.14. Section d’un profil sismique montrant les unités sismiques majeurs de Rabineau (Rabineau, 2001)


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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.


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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).

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

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.


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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<


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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 :

Le carottier Kullenberg à piston (appelé Calypso sur le N/O Marion Dufresne).

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 Pnoc 93C4 42,88000 3,72808 103 2,40 Kullenberg

Fig. 4. Plan de position des prélèvements sédimentaires

Tableau II. Position des carottes


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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 révèlent la nature cimentée de ces sables qui ont reçu le nom local de « pierres de Sète ».

Fig.1. Carte bathymétrique de la zone d’étude, réalisée avec le logiciel CARAIBES (projection Mercator, ellipsoïde WSG84). Interprétation en couleur.


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Sable cimenté, Pierres de Sète

dunes

rides

N

sable cimenté Pierres de Sète

dunes

rides superposés

N

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 des dunes. En bleu pointillée, leur possible continuation.

Fig. 2.a. Bloc diagramme 3D montrant la partie nord-est de la même zone de

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 famille de formes sedimentaires ou autre ; dans celle-ci on voit mieux le relief des dunes (modifié d’après Berné et al, 2002)


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Pour caractériser les formes sédimentaires de fond, nous avons besoin de connaître certains paramètres comme la hauteur (H) et la longueur d’onde (L) Dans le tableau suivant on résume leurs 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.

Prof. Max. (m)

Prof. Min. (m)

Hmax (m) Lmax (m) Lmoy (m) Lmoy /H Extension (km)

110 95 5 1000 700 140 2,5 - 3

Fig.3. Carte bathymétrique générale du Golfe Lion, réalisée avec le logiciel Arcview


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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. 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.

Fig. 4. Plan de position de la campagne STRATAFORM.


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Les dunes. Le dépôt sus-jacent à la troncature d’érosion (colorié en orange dans les figures a et b) correspond aux dunes antérieurement reconnues dans la bathymétrie. Cependant, les profils montrent une morphologie assez discontinue par endroits ; ainsi nous pouvons trouver ce dernier dépôt à la fois sous la forme des dunes ou sous la forme de placages sableux, ou bien il n’existe pas du tout et la troncature d’érosion reste exposée à la surface du fond marin. Ces données chirp ne nous permettent pas de voir l’architecture interne des dunes ni leur sens de progradation. Pour les décrire comme des « formes sédimentaires de fond » on se base sur la projection des ces profils sur le plan de position puis leur corrélation avec des dunes bien visibles dans la bathymétrie qui sont coupées par la navigation à des heures précises.

Fig. 5. Profils chirp montrant les dunes de la plate-forme externe du Golfe du Lion (STRATAFORM)


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Nous présentons ensuite les données 2,5 kHz d’une ancienne campagne, MEDIMARGE, réalisée par l’ifremer en 1991, dont quelques profils sont parallèles ou subparallèles à la direction du transport résiduel susceptible d’avoir formé les dunes transverses (MEDI07 et MEDI08, voir plan de position dans la figure 6). Ces profils laissent voir parfaitement l’architecture interne des dunes et leur sens de progradation. La figure 6 présente un bout du profil MEDI07 souligné en rouge dans le plan de position. Les lignes bleues discontinues signalent la terminaison en toplap des reflecteurs sous-jacent aux dunes. L’ensemble de ces terminaisons marque la troncature érosive bien reconnue dans les données de STRATAFORM antérieurement présentées, toujours marquée en rouge sur l’interprétation de la sismique.

Fig.6. En haut à droite : plan de position de MEDIMARGE Au centre : extrait du profil MEDI07 (2,5 kHz)

En bas à droite : architecture interne générale des dunes sur la sismique et interprétation.


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Dans le même profil MEDI07 mais plus en aval nous avons remarqué des différences notables dans la configuration interne des dunes. En effet, nous avons observé deux sens de progradation inverses dans le dépôt sus-jacente a la troncature érosive :

1) Le premier dépôt sus-jacent est plus large que les dunes décrites et il prograde vers le Nord-Nord-Est. Ce type de dépôt se trouve de façon plus évidente à la fin du profil MEDI07 et au début du profil MEDI08 ; en coïncidant avec les bosses ou les zone plus déprimées.

2) En dessus nous trouvons un dépôt similaire à ce des dunes qui sont plus en amont, en largeur et en sens de progradation (vers le Sud-Sud-Est).

Fig.7. En haut à droite : plan de position de MEDIMARGE Au centre : Fin du profil MEDI07 (2,5 kHz)

En bas: architecture interne générale des dunes sur la sismique et interprétation.


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Les données sédimentologiques. Description des carottes. Les carottes étudiées dans ce travail ont été choisies en raison de sa proximité à la zone d’étude. Cependant, aucune n’a été prélevée dans la zone où les dunes son très développées car le carottier risque de ne pas pénétrer correctement à travers une épaisseur de 5 mètres de sable (comme c’est l’épaisseur moyenne de ces dunes). Ainsi, toutes les carottes ont été prélevées dans la zone du plateau érodée, situé plus en amont de notre zone d’étude. La figure 8 montre le transept marqué par les carottes. Les carottes 93C4 et 93c3b, prélevées durant la campagne PNOC, sont constituées entièrement de sable, mais elles n’ont pas traversé complètement l’unité sableuse. Due à sa mauvaise préservation, nous n’avons pas pu aller très loin dans leur analyse. Notre apport dans leur étude pendant ce stage a été de l’observation en surface et l’extraction de deux coquilles pour réaliser des datations 14C. Les carottes MD99-2350 et MD99-2351, prélevées durant la campagne IMAGES 5, sont plus éloignées du dépôt sableux. La carotte MD99-2350 traverse un petit épaisseur des sables et l’unité sous-jacente jusqu’à 2,56 m de profondeur. Dans la carotte MD99-2351, située plus en amont, nous ne trouvons plus du tout ce dépôt sableux. Les carottes CLVK16 et CLVK20, prélevées durant la campagne CALMAR 97, sont analogues à MD99-2350 et MD99-2351, respectivement. Elles ont été décrites dans la thèse de Marina Rabineau, ce ainsi que nous avons pu ajouter quelques résultats antérieurement énoncés. Cependant la carotte CLVK16 ne fait que 43 cm de long ; juste le petit épaisseur sableux. Ainsi, elle n’est presque pas mentionnée dans cette étude. La figure 9 résume les travaux effectués pendant ce stage dans la carotte MD99-2350. Un niveau particulièrement riche en macrofaune, et plus hétérogène du point de vu biostratigraphique et granulométrique, a été étudié plus en détaille à l’aide d’une loupe binoculaire.

A

B

A B

Fig.8. Plan de position des carottes. En bas, transept virtuel où les carottes sont projetées.


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Fig.9. Caractéristiques granulométriques et lithologiques de la carotte MD99-2350.


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MD99-2350. La carotte MD99-2350 présente un niveau sableux au sommet qui correspond à notre dépôt dunaire. La base de ce niveau, de 36 à 58 cm, correspond à un faciès chaotique avec des galets de différentes tailles et nature, de grosses et petites coquilles, cassées et entières, de différentes espèces benthoniques de bivalves, gastéropodes, scaphopodes, etc. entassées dans une matrice plutôt silteuse de 36 à 52 cm et plus sableuse de 52 à 58 (dans ce dernier niveau il y a moins de coquilles et elles sont plutôt cassées, voir log synthétique, figure 9). Dans la partie sommitale de ce paquet hétérogène, à 45 cm nous avons trouvé, entre d’autres coquilles moins grandes, un Modiolus modiolus d’environ 12 cm d’axe longitudinal, bien préservé et avec ses deux valves. Il s’agit d’une espèce des eaux froides, qui aujourd’hui n’existe plus du tout à ces latitudes, encore moins dans les eaux chaudes de la Méditerranée (Le Duff, communication personnelle). Due à sa bonne préservation, et à l’information paléo-environnementale qu’elle porte, nous avons estimé que c’était un individu intéressant à dater (figure 10). Nous avons regardé le remplissage de Modiolus modiolus à la loupe binoculaire et nous avons trouvé quelques foraminifères, quelques petits bivalves et ostracodes. Nous avons trouvé, particulièrement en bon état, des foraminifères du genre Elphidium, Ammonia et Miliole. L’espèce de Elphidium trouvé c’était Elphidium crispum, spécialement intéressant il est un bon marqueur de paléobathymétrie, car il a besoin de beaucoup de lumière (il vie attaché à des plantes fixés dans le

Fig.10. Niveau chaotique, avec quelques espèces bien preservées ; Modiolus modiolus et Elphidium crispum.


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substratum) et d’oxygène, il a besoin d’un milieu énergétique, capable de renouveler les eaux, car il est un organisme filtreur. Il indique donc une paléobathymétrie très faible, entre la surface et le niveau de base des vagues de beau temps (Sierro, communication personnelle, voir figure 10). Contraintes paléoenvironnementales : séquence biostratigraphique. Une séquence biostratigraphique a été établie pour les faciès supérieurs de la carotte MD99-2350 par Marco Taviani (figure 11). Il a déterminé des assemblages de macrofaune depuis la surface de la carotte jusqu’à 56 cm. D’après cet analyse biostratigraphique nous pouvons caractériser deux unités correspondant à deux paléoenvironnements différents : 1) 0-36 cm : Une plateforme moyenne-externe avec une paléobathymétrie minimale estimée de 50 m. 2) 36-52 cm : unité très remaniée car il y coexistent des espèces des milieux de différentes bathymétrie et des différentes températures.

Fig.11. Séquence biostratigraphique (Taviani, communication personnel).


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MD99-2351. La carotte MD99-2351 présente le même niveau hétérogène que nous venons de décrire dans la carotte MD99-2350, mais avec un épaisseur plus importante (57 cm d’épaisseur). Par contre le sommet de la carotte n’est pas constitué de sable mais d’argile avec quelques débris coquillier. Dans le même niveau grossier hétérogène, il y a aussi une différence de faciès comme dans la MD99-2350 : sa partie sommitale (de 45 à 79 cm) est constituée par des coquilles cassées et entières, des différents tailles et des différents espèces benthoniques, avec une matrice silteu-sableuse mal classée ; tandis que sa partie basale (79-102 cm) a nettement moins de coquilles entières et elle est constituée de sable grossière bien classée à débris coquillier. La figure 12 montre les caractéristiques granulométriques et lithologiques principales.


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Fig.12. Caractéristiques granulométriques et lithologiques de la carotte MD99-2351.


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Contraintes paléoenvironnementales : séquence palynologique. Les études sur les pollens nous permettent de mieux comprendre les changements de la végétation liés aux évolutions climatiques régionales (paléoclimatologie et paléoécologie). Cependant, bien que la palynologie soit un outil de chronostratigraphie relative assez précis ; il faut savoir qu’il peut y avoir un décalage temporel entre les variations climatiques des systèmes couplés océan –atmosphère et la réponse de l’écosystème continental. Les analyses palynologiques se font par estimation du nombre de polymorphes, en abondances relatives, dans les sédiments marins (Acherki, 1997 ; Beaudouin, 2003). Les diagrammes polliniques résultants présentent le regroupement des constituants de la flore pollinique par signification écologique. Dans la carotte MD99-2351, la séquence palynologique établie par Célia Beaudouin (figure 13) permet de déterminer deux ensembles : Ensemble 1 : Il est significatif d’un environnement continental froid et sec. Les arbres d’altitude et les éléments steppiques représentent la moitié de l’ensemble pollinique. La fin de cet ensemble est daté avec une un âge calendaire entre 13000 et 11000 ans. Il correspond donc à la fin du stade isotopique 2. Ensemble 2 : Il décrit une phase notable de réchauffement climatique avec le développement des éléments mésothermes et des quelques xérophytes méditerranéennes ; ainsi que le recul des éléments steppiques et d’altitude. Cette augmentation des éléments chauds et humides est caractéristique du début de l’Holocène (Beaudouin, soumis).

Ensemble 2 Chaud et humide

Ensemble 1 Froid et sec

Fig. 13. Séquence palynologique de la carotte MD99-2351 (modifiée

d’après Beaudouin, soumis).


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Les datations 14C. Plusieurs datations 14C ont été effectuées sur les carottes. Elles sont résumées dans le tableau. Deux âges sont données : un âge dit 14C BP (Before Present, c'est-à-dire avant l’année 1950 comme référence zéro) ; et un âge corrigé dit calendaire. Principe de datation au 14C. Les datations au 14C, sont effectuées sur du matériel d’origine biologique contenant du carbone comme les carbonates (coquilles de mollusques ou des tests de foraminifères), des débris végétaux (bois, feuilles) ou des débris animaux (os, chitine). Le 14C est un cosmonucléïde, produit dans l’atmosphère et incorporé dans le cycle biogéochimique du carbone. L'échelle d'âge 14C est basée sur l’hypothèse que le taux de 14C dans l’atmosphère est resté constant au cours du temps. Après la mort d’un organisme, l’échange entre l’atmosphère et l’organisme s’arrête. Le 14C incorporé dans l’organisme se désintègre selon la loi de décroissance radioactive. La mesure du taux de 14C résiduel permet alors de calculer le temps écoulé depuis la mort de l'organisme. La période de demi-vie de l’isotope 14C est de 5730 ans. En conséquence, compte tenu des teneurs détectables, l'âge le plus ancien mesurable est d’environ 40.000 ans. Les analyses au spectromètre de masse avec accélérateur (AMS) permettent de mesurer le rapport isotopique sur de très petites quantités de matériel. L’hypothèse du taux constant de 14C dans l’atmosphère est erronée car il existe un décalage entre les âges 14C et les âges obtenus par comptage de stries de croissance sur des arbres (dendrochronologie) ou sur des coraux. Les variations de production du 14C peuvent être attribués à la variabilité de l’activité solaire et du champ magnétique terrestre. Des protocoles de calibration existent pour la conversion des âges 14C en âges calendaires. La figure 14 montre la relation existante entre l’âge mesuré, 14C et l’âge calendaire converti. Les corrections ont été réalisées avec l’aide de Bernard Dennielou, Ifremer, à l’aide du logiciel CALIB4.3. Le tableau III résume les datations effectuées dans les carottes et la figure 15 montre leur niveaux datés.

0

5000

10000

15000

20000

25000

-25000 -20000 -15000 -10000 -5000 0 5000

Age calendaire (ans)

Age

14C

(ans

BP)

Fig.14. Courbe de conversion âge 14C/âge calendaire.


38

Carotte Position Bathy actuelle (m) Niveau (cm) Matériel âge 14C BP ± âge calendaire BP Calib4.3 93C3b N42,89167 E3,72567 98 70 lamellibranche 6305 45 6742 (6794-6709) 93C3b N42,89167 E3,72568 98 161 lamellibranche 9085 45 9794 (9835-9557) 93C4 N42,88 E3,72808 103 155 lamellibranche 2140 40 1715 (1784-1685)

CLVK20 N42,9592 E3,59275 95 68-74 lamellibranche 10875 120 12328 (11800-12800) MD99-2350 N42,91067 E3,67733 98 43 Modiolus modiolus 10715 60 12460-11887 MD99-2350 N42,91067 E3,67734 98 53-54 Mytilus sp. 24170 140 27900 MD99-2351 N42,9615 E3,59337 98 89-93 Mytilus sp. 13917 40 15900

Tableau III. Datations effectuées avec.

Fig.15. Niveaux datés avec la méthode 14C et

corrélation des faciès lithologiques entre les

carottes étudiées.


39

IV TROISIEME PARTIE : DISCUSSION ET INTERPRETATION. A partir de la bathymétrie nous avons pu décrire un champ des dunes dans la plateforme externe du Golfe du Lion. Ces dunes peuvent facilement être différenciées des figures sédimentaires longitudinales car elles s’approchent plus de la relation de H = 0,0667 L 0,8098 énoncée par Flemming, 1984, pour les figures sédimentaires transverses au transport résiduel. Cette différenciation est déjà importante car elle nous porte de l’information sur la direction du courant qui a formé les dunes. Avec le diagramme de Allen nous pouvons estimer grossièrement la paléobathymétrie à laquelle elles se sont formées (voir figure 1). On voit que les dunes transverses de 5 m se forment sous une colonne d’eau d’environ 30 m. Les dunes actuellement se trouvent entre 95 et 105m de bathymétrie, si on accepte que au moment où elles se sont formées elles étaient à une profondeur de 30 m, le niveau de la mer estimé serait entre -65 et -75m (- 62,5 et -72,5, si on tient compte du taux de subsidence dans le golfe du Lion : 250m/Ma, Rabineau, 2001). Nous avons projeté ces résultats sur la courbe de des variations du niveau de la mer de Fairbanks et Bard pour la dernière transgression marine pour connaître l’interval de temps dans lequel les dunes ont pu se former. A partir de ces paramètres on peut estimer que les dunes se sont mises en place entre environ 10800 et 12200 ans BP (âge 14C). C’est la période finale du premier pulse de déglatiation (mwpIA).

Courbe de variations du niveau de la mer à partir des datations sur des coraux de la Barbade

-120

-100

-80

-60

-40

-20

02000 4000 6000 8000 10000 12000 14000 16000 18000

Age (ans BP 14C)

Niv

eau

de la

mer

(m)

Fairbanks (1989)

Bard (1990)

mwp IA

Younger Dryas

mwp IB

Fig. 1.b. Projection de la période de mise en place des dunes sur la courbe de la dernière transgression marine. Fig. 1.a. Situation des dunes de la plate-forme externe du Golfe du Lion sur le diagramme de Allen, 1984.


40

A partir des données sismiques on a mis en évidence une troncature d’érosion à la bases des ces dunes. Cette discordance marque l’érosion du sommet de deux unités progradantes définies dans la thèse de Marina Rabineau comme un le prisme régressif et le prisme de bas niveau (PI et PII, respectivement). Le dernier évènement érosif qui a tronqué le toit de ces unités doit être la transgression. Cependant, en raison de la faible pente du plateau, il est possible qu’il s’agisse d’une surface polygénique résultant d’un ensemble de processus érosifs comme : 1) la régression, 2) l’érosion subaérienne et des éventuels chenaux en période de bas niveau, 3) la transgression, où le contact à nouveau avec l’eau, 4) le ravinement par la houle. Par l’ordre chronologique ; comme le dernier processus est le ravinement lors de la transgression, on a défini cette surface comme la surface de ravinement par la houle. Le dépôt dunaire situé au dessus de cette surface de ravinement ne peut pas appartenir au cortège qui reste en dessous, comme il est suggéré par Tesson et Gensous, car cette surface polygénique représente un gap de temps assez important. Il s’agit donc d’un dépôt postérieur au ravinement, transgressif, puisque on a vu d’après leurs dimensions ces dunes ont besoin d’une certaine énergie pour se former. Une compilation des valeurs de la littérature indique que la vitesse du courant près du fond nécessaire à la création de telles dunes est de l’ordre de 50 à 100 cm/s (Berné, 1999). Le courant Liguro-Provençal est un courant associé à la circulation géostrophique de surface, il agit actuellement jusqu’à 40 m de profondeur en hiver et jusqu’à 25 m en été (en relation avec la migration vertical saisonnière de la pycnocline), avec une vitesse maximale de 50 cm/s en surface et quelques cm/s en profondeur (Millot, 1999). Il est donc très improbable que le courant Liguro-Provencal puisse être actuellement l’agent hydrodynamique qui a formé les dunes. D’après leurs dimensions, leur morphologie, leur situation bathymétrique et l’hydrodynamisme régional actuel dans le Golfe du Lion les dunes sont des corps sédimentaires formés dans des conditions hydrodynamiques qui n’existent plus, durant la dernière transgression.


41

A partir des profils 2,5 kHz de la campagne MEDIMARGE on a pu voir la structure interne des dunes ; ceci est une autre preuve qui nous indique qu’il s’agit des dunes transverses au courant de transport. Ainsi, l’architecture interne des dunes nous apporte aussi une info sur le sens de progradation en général vers le SSW. D’après cette orientation, le courant de transport qui pourrait former les dunes est le CLP durant une période où les conditions bathymétrique sont favorables, c’est à dire :

- on a besoin d’une certaine colonne d’eau pour que le courant géostrophique puisse se mettre en place - pas trop profond pour que les agents hydrodynamiques associés à ces courants soient capables de remanier du sable sous la forme des

dunes de ces dimensions.

On a vu aussi un double sens de progradation dans les dunes qui se trouvent dans les bosses ou les zones plus déprimées. On n’a pas de carottes prélevées sur ces dunes pour faire une corrélation lithosismique qui puisse nous donner des pistes sur leur possible origine. Sur les profils 2,5 kHz on voit juste qu’il s’agit du même faciès sismique que celui des dunes, donc, à priori, du même sable. On peut penser que si les dépôts sableux transgressifs de plateforme externe proviennent du détachement d’un ancien shoreface existant en période de bas niveau (Swift, ;Walter,), une paléoplage pourrait être à l’origine de ce dépôt aujourd’hui dunaire. Cette progradation vers le Nord pourrait être la réminiscence d’un système de paléoplage (p.ex. des barres parallèles à la côte et qui migrent vers la côte pour intégrer la berme de plage). Dans les carottes MD99-2351 et CLVK20 on trouve, à la base de l’unité remaniée antérieurement décrite, un paquet de sable moyen-grossier bien classé à débris de coquilles, ce qui représente un milieu très peu profond, par exemple un paléoplage. Cette unité remaniée correspond à la surface de ravinement aperçue comme une troncature érosive dans la sismique. C’est à partir du calage des carottes sur le profil sismique correspondant que nous avons pu faire cette corrélation. Dans la figure 2 nous présentons la corrélation lithosismique de la carotte MD99-2350 sur le profil 2,5 kHz CAL99068 (profil numéro 068 acquis durant la campagne CALMAR99, il passe par les points de prélèvement des carottes MD99-2350 et MD99-2351, voir plan de position figure 2)


42

10 ms

Fig.2. Corrélation lithosismique entre la carotte MD99-2350 et le profil 2,5 kHz CAL99068. Sur le profil nous avons interpreté en rouge la surface de ravinement ; en bleu pointillé les clinoformes caractéristiques du prisme regressif sous-jacent (PI) et en jaune le dépôt transgressif.

UN

ITE

RE

GR

ES

SIV

E

UN

ITE

TR

AN

SG

RE

SS

IVE

Surface de érosion regressive

et de ravinement


43

Les données sédimentologiques (lithologie, granulométrie, assemblages faunistiques et palynologie) que nous avons extrait à partir des prélèvements carottiers nous apportent beaucoup d’information de caractère paléoclimatique et paléoenvironnementale. Ceci nous permet d’établir une séquence chronostratigraphique relative des dépôts transgressifs dans les Golfe du Lion à l’aide de la courbe de variations du niveau marin de Fairbanks et Bard. De plus les datations 14C réalisées à certains niveaux des carottes permettent de bien caler cette séquence sur la courbe du niveau marin. Dans la figure 3 nous présentons l’ensemble des âges obtenus à partir de la palynologie (Beaudouin, 2003) et à partir des datations 14C, ainsi que la corrélation des faciès interprétés séparés par des surfaces remarquables (surface d’érosion régressive, surface de transgression, …).

A la base, sous la surface d’érosion, les carottes échantillonnent les prismes progradants PI et PII silto-sableux appelés PII ou T1 dans la bibliographie (voir première partie du mémoire). Des datations récentes dans le prisme sous-jacent silto-argileux donne un âge de 45,034 ans cal BP ce qui montre que PI est bien régressif , la surface d’érosion majeure est une surface régressive d’érosion.

o au dessus de la surface d’érosion majeure on trouve un paquet de sables remaniés, mais bien classés et avec peu de fragments de coquilles et pas de coquilles entières de grand tailles. Nous attribuons à ce dépôt, un milieu peu profond remanié, comme peut l’être une plage, qui a été sûrement pas mal reprise elle-même ultérieurement par une surface d’érosion. Nous avons daté ce niveau et il donne 15900 ans cal BP (dans la carotte MD99-2351). Dans la carotte MD99-2350 nous trouvons au dessus de la même surface érosive le même matériel sableux. La datation effectuées dans ce niveau donne 27900 ans cal BP donc un âge plus ancien qui correspond sans doute à une coquille plus ancienne remaniée.

o Le faciès suivant représente l’érosion transgressive à travers d’un dépôt raviné par les houles lors de la transgression, qui reprend une

partie de l’unité inférieure. Les coquilles de Mytilus et Modiolus datées dans ce faciès dans deux carottes différentes et assez éloignées dans l’espace (CLVK20 et MD99-2350, séparées de 5,54 milles) présentent presque le même âge (12328 et 12137 ans cal BP), c'est-à-dire la fin du mwpIA - début du Dryas Récent. Cependant on a vu des traces de bioturbation dans cette unité remaniée, donc il est possible que les coquilles, une fois déposées, aient bougé de place verticalement lors de la bioturbation.

o La partie sommitale des carottes (jusqu’à 45 cm dans les MD99-2351 et CLVK20 et 36 cm dans la MD99-2350) représente l’Holocène,

sous la forme de dépôt prodeltaïque profond dans la plate forme moyenne et sous la forme de sables transgressifs plus en aval. Les carottes 93C3b et 93C4, prélevées dans les dunes, présentent des âges 14C très dispersés, notamment dans la 93C4 à 161cm on obtient 1715 ans cal BP, ce qui est assez étonnant, car il y a des éléments déjà discutés pour soutenir qu’il s’agit de dunes transgressives. Les deux autres dates (6742 et 9794 ans cal BP) sont plus acceptables vis à vis des conditions hydrodynamiques actuelles du Golfe du Lion.


44

Fig. 5. Datations relatives et absolues sur les carottes et corrélation des faciès interprétés séparés par des surfaces distinctives.


45

-120

-100

-80

-60

-40

-20

02000 4000 6000 8000 10000 12000 14000 16000 18000

Age (ans BP 14C)

Niv

eau

de la

mer

(m)

Fairbanks (1989)

Bard (1990)

mwp IAYounger Dryas

mwp IBlimite inférieur du dépôt transgressif d'après les assemblages faunistiques faites dans la carotte MD99-2350

âge 14C Modiolus et Mytilus(dans la surface de ravinement)

paléobathy estimée d'après Elphidium (dans la surface de ravinement)

Interval de dépôt d'aprèsles âges polliniques

Fig.4. Résultats des analyses biostratigraphiques et palynologiques rapportés sur la courbe de Fairbanks et Bard pour la dernière transgression marine.

Dépôt silteux prodeltaïque Niveau raviné

(surface de

ravinement)

Interval de dépôt des dunes d’après les datations 14C sur les carottes sableuses


46

Dans la figure 4 nous combinons les informations obtenues dans la palynologie, les contraintes bathymétriques estimées à partir de la séquence biostratigraphique et les datations dans les niveaux transgressifs (raviné et sableux). Nous avons rapporté ces informations sur la courbe de Fairbanks et Bard à fin de avoir une vision globale du scénario de mise en place de ces dépôts. Les résultats à propos de la formation de la surface de ravinement coïncident assez bien. L’ensemble de données concentrées dans le niveau raviné montre que la surface de ravinement dans la plate-forme externe du Golfe du Lion s’est formée pendant le premier stade de la transgression rapide ou premier pulse de déglaciation (mwpIA). Par contre, pour la mise en place des dunes, nous avons trouvé plusieurs indices qui suggèrent des conditions spatio-temporelles de mise en place contradictoires :

o D’après le diagramme d’Allen pour les formes de fond transverses, les dunes se seraient formées à une paléobathymétrie comprise entre -62,5 et -72,5 m ce qui implique une période d’entre environ 10800 et 12200 ans BP (âge 14C), c'est-à-dire le même période qu’on vient d’annoncer pour la formation de la surface de ravinement : mwpIA (voir fig.1 dans ce chapitre).

o Les datations 14C sur les carottes sableuses donnent des âges plus jeunes : 9085, 6305 ans BP (âge 14C) et même 2140 ans !! . Cette

dernière date on n’arrive pas à l’expliquer. Le deux premières dates se situent à la fin de la transgression. Il faut pas oublier que les carottes n’ont échantillonné qu’une partie des dunes, elles n’ont pas traversé tout le dépôt, il peut y avoir des âges plus jeunes en cas de remaniement.

o L’information paléoenvironnementale d’après la macrofaune de ce sable transgressif (analyse pratiquée dans la carotte MD99-2350,

située dans la plateforme moyenne à environ 6 milles de la zone des dunes) le dépôt s’est formé à une bathymétrie minimale de -50 m. Ceci veut dire en plein mwpIB, après le Dryas Récent (figure 4).

Les deux derniers indices soutiennent plus ou moins la même période de temps ; mais la première est complètement déplacée vis-à-vis des autres. A ce moment ci on peut alléguer plusieurs variables :

1) Nous pouvons refuser le diagramme d’Allen en soutenant qu’il est basé sur des données peut-être pas comparables avec les notres, en raison d’un autre contexte hydrodynamique, par exemple.

2) Ou bien penser que les dunes ont été « re-remaniées » ou érodées et par conséquence leur dimensions actuelles ne correspondent pas à leurs dimensions au moment de leur formation, c'est-à-dire, que la H d’origine soit sous-estimée. Ainsi, si on fait la même procédure pour estimer la bathymétrie à partir du diagramme d’Allen, et on prend une H de 7 m au lieu de 5 m, on obtiendrait une colonne d’eau de 40 m


47

nécessaire pour la formation des ces dunes. Le niveau de la mer estimé pour la formation des dunes serait alors entre 55 et 65 m (52,5 et 62,5 m, respectivement, en tenant compte de la subsidence), c'est-à-dire, la période du Younger Dryas.

La disparité des âges dans les carottes sableuses semble indiquer qu’il y a eu effectivement un remaniement postérieur à sa formation, ceci appuierait la deuxième hypothèse. De plus, le Younger Dryas nous paraît assez approprié comme période remaniement des dunes, car c’est le moment où la remontée se décélère pour passer à un interval de temps où les sédiments peuvent se déposer, voire prograder s’il y a une source pas loin, comme ce serait le cas plus en amont, vers le continent. Finalement, en combinant toutes ces interprétations, nous proposons un petit model-scénario de mise en place des surfaces érosives et de dépôts transgressifs dans la plate forme externe du Golfe du Lion :

I. Nous sommes dans le stade isotopique 3, le niveau de la mer se trouve à -70 m de moyenne et les conditions de stabilité du niveau de la mer favorisent la régression normal de la ligne de rivage. Un prisme progradant, PI, s’est construit avec les matériaux provenant du réseau fluviatile continental (Rhône, Aude…).

II. Au stade isotopique 2 le niveau de la mer est brusquement descendu jusqu’à -120 m, ce qui provoque l’exposition et l’érosion subaérienne de la partie supérieure de PI. Ces matériaux érodés vont se déposer plus en aval, transportés par le réseau fluviatile, vont former le PII (régression forcée). Le sommet de PI reste marqué par une surface d’érosion due à la régression forcée, ce pour quoi on l’appelle surface d’érosion régressive.

III. Vers 14000 ans cal BP commence le premier pulse de déglaciation dans les calottes glaciaires ; une remontée marine très rapide se déclenche. La mer noie la plate-forme externe et moyenne du Golfe du Lion en créant une surface de transgression. L’action des houles est la cause érosive majeur, elles vont former une surface de ravinement qui mangera par endroits les deux autres surfaces précédentes (d’érosion régressive et de transgression), et même une partie de l’ancien prisme régressif. En raison de la rapidité de la remontée (20 m en 500 ans, Lambeck, 2002) un dépôt sableux resté isolé sur la plate-forme externe alors que la ligne de rivage retrograde.

IV. Entre 12500 et 11500 ans cal BP la fonte de glace s’arrête, c’est l’évènement de refroidissement du Younger Dryas, la remontée marine ralenti jusqu’à l’inversement de la tendance, plus en amont les sédiments progradent et en aval, avec la mise en place du Courant Liguro –Provenzal le dépôt sableux est remanié sous la forme de dunes.

V. Après l’épisode de refroidissement, un nouvel pulse de déglaciation marque autre intervalle de remontée rapide, mwpIB, jusqu’à atteindre presque le niveau actuel. Ceci provoque une deuxième surface de ravinement qui érode et re-remanie le dépôt transgressif précédent.


48

Fig.

5. S

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49

CONCLUSIONS

La marge du Golfe du Lion est considérée comme une zone privilégiée ou monde pour l’enregistrement sédimentaire des dépôts quaternaires. Ce travail confirme l’importance de cette zone d’étude, pour répondre aux questions fondamentales sur la sédimentation dans les marges passives progradantes.

A la question, posée dans l’introduction, et qui est à l’origine de notre travail : a quoi correspondent les dépôts transgressifs de la plate-forme du golfe du Lion ? on a pu répondre grâce aux travaux de dépouillement, analyse et interprétation des donnes bathymétriques, sismiques (Sparker et Chirp) et de carottage.

L’utilisation combinée des données disponibles nous a permit :

-De mettre en évidence la surface de ravinement et les corps sédimentaires associés à la dernière remontée du niveau marin dans le Golfe du Lion.

-Les figures sédimentaires préservées sur la plate-forme externe sont des dunes transverses au courant (paléo-courant liguro-provençal ?) formées pendant le ralentissement de la remontée eustatique, au Dryas récent.

-Des dépôts transgressifs bien identifiés (niveau sableux remanié avec coquilles, dunes), peu épais (quelques mètres) et datés existent

donc au sommet des prismes PII sableux de bordure de plate-forme. Les géométries très différentes (de PII) et de l’intervalle transgressif établi tendent à montrer que ces dépôt ont très été formés dans des conditions très différentes. Ce qui penche en faveur de l’interprétation de Berné, 1998 et Rabineau, 1998, 2001.

La phase transgressive ancienne dans le Golfe du Lion n’est pas enregistrée de manière complète. Sur la plate-forme externe elle

correspond au début de l’intervalle transgressif avec des sables transgressifs et des dunes. La partie transgressive et de haut niveau plus récente est enregistrée sur la plate-forme interne mais n’a pas fait l’objet de ce stage.

Il conviendrait à présent de combiner ces deux enregistrements qui permettraient d’analyser la variabilité de l’enregistrement

sédimentaire, en rapport avec la rapidité des variations eustatiques d’une part ; la proximité de la ligne de rivage…

La multiplication de ce genre d’étude doit être poursuivie pour améliorer les connaissances sur les courbes de variations mondiales du niveau dans le Golfe du Lion.


50

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