Physiography and recent sediment distribution of the Celtic Deep-Sea Fan, Bay of Biscay

S. Zaragosi, G.A. Auffret, J.-C. Faugères, T. Garlan, C. Pujol, E. Cortijo

Marine Geology, volume 169, pp. 207-237, 2000

https://doi.org/10.1016/S0025-3227(00)00054-2

Introduction

Le golfe de Gascogne est une marge passive contenant trois principaux éventails turbiditiques:

• L’éventail celtique, qui se trouve dans la partie nord-ouest du golfe. Il s'étend vers le sud et est restreint à l’est par l’escarpement de Trevelyan. Son activité a commencé au Miocène et sa morphologie actuelle s’est développée durant une période tectonique stable (Droz et al., 1999). Il est actuellement déconnecté des apports fluviaux directs, ces apports étant fonctions de l'évolution paléoenvironnementale de la marge celtique.
• L’éventail armoricain, qui est encadré au sud par le mont de la mer de Gascogne et à l’ouest par la plaine abyssale de Gascogne (Le Suavé et al., 1998 ; Le Suavé, 2000).
• L'éventail du Cap Ferret, qui s'étend dans la partie sud du golfe, au large de la côte Aquitaine (Cremer et al., 1985).

L’éperon de Berthois, prolongé par la terrace de Meriadzek et l'escarpement de Trevelyan, est une frontière naturelle entre les marges armoricaine et celtique, et donc entre les éventails profonds celtique et armoricain.

Aujourd'hui, les tempêtes et les courants tidaux printaniers permettent le transport de sédiment de la côte vers les zones de bas de pente de la marge (e.g. Reynaud et al., 1999d). Ajoutons que les bancs de sable de la mer Celtique (situés en limite de plateforme externe) sont autant de source de matériel qui peut être remanié. Ces grands bancs font jusqu'à 35 m de hauteur, 5 à 7 km de largeur et entre 40 et 180 km de longueur.

Bien que les processus responsables de leur formation ne soient pas encore parfaitement compris (érosion de dépôts côtiers durant une période de bas niveau marin (e.g. Marsset et al., 1999), dépôts de plateforme remaniés durant une transgression (e.g. Reynaud et al., 1999b)), ils se situent en aval d'un système deltaïque ou estuarien de bas niveau marin.

La figure ci-dessus, directement adaptée de Reynaud et al. (1998), permet de visualiser les modes de formation et d'évolution de ces grands bancs celtiques.

Entre la fin du stade isotopique MIS 3 et durant le MIS 2, L'English Channel River (correspondant à la Manche) était une large plaine alluviale entaillée par une grande rivière : la Channel River (aujourd'hui appelée le paléofleuve Manche). Cette rivière s'est formée par la confluence de la plupart des rivières de l'Europe du nord-ouest : le Rhin, la Meuse, la Tamise, le Solent, la Somme, la Seine, etc. (Gibbard, 1988 ; Lericolais, 1997). Durant cette période, au débouché de cette rivière, un delta s'est formé (Berné et al., 1998). Pour autant, le dernier bas niveau marin n'a pas permis la connexion directe entre la rivière et les têtes des canyons entaillant la marge.

 Stratigraphie

La limite entre le MIS 2 et le MIS 3 est estimée autour de 24 ka BP. Elle est marquée dans le golfe de Gascogne par un changement dans la microfaune avec une transition vers une microfaune subarctique.

Un pic de G. truncatulinoides est identifié à 9,078 ka BP. Il commence à 9,8 ka BP et finit à 7 ka BP. Ce pic est associé à un changement dans le ratio de G. hirsuta : ils deviennent dextres, comme aujourd’hui, avec une diminution synchrone de G. truncatulinoides.

Cette succession particulière permet la séparation en deux de l'interglaciaire actuel :

• L’Holocène supérieur, entre 0 et 7 ka BP.
• L’Holocène inférieur, entre 7 et 10 ka BP.

Le Bølling Ållerød se produit entre 10 et 12 ka BP.  

Résultats

La morphologie de l’éventail se compose de trois zones principales :

1. La zone supérieure, entre 4 200 et 4 650 m de profondeur d'eau : c'est dans cette zone que les lobes commencent à se développer.
   Le canyon Whittard se trouve à l’ouest, faisant 2,5 à 3 km de largeur, 100 k m de longueur, 70 à 150 m de profondeur. Ses levées sont asymétriques, la levée droite s'étendant sur 60 km, elle est appelée la Whittard Ridge, et la levée gauche s'étendant sur 10 km de large.
   Le canyon Shamrock à l’est, de structure plus douce, est moins escarpée : il fait 2 200 m de largeur et seulement 10 à 50 m de profondeur. 
   Les sédiments de levées sont associés à des failles rotationnelles et des slumps en raison de leur instabilité.
2. La zone médiane est marquée par la disparition du système chenal-levées et l'apparition des dépôts de lobes.
3. La zone inférieure, dans la partie sud, correspond à la rencontre entre le chenal Whittard et celui de Shamrock en un unique chenal principal dans l’étroit passage formé par l’escarpement de Trevelyan et Whittard Ridge.

Distribution sédimentaire

Plusieurs faciès sédimentaires sont identifiés :

• Faciès 1 : homogène, oozes sans structure : boues pélagiques à hémipélagiques associées à un fort taux de foraminifères.
  La taille de grains <10 µm et le contenu en carbonates est compris entre 30 et 60%.
• Faciès 2 : argile hémipélagique, sans structure et homogène.
  Niveau fin à épais d’argile sans structure, datés du MIS2.
  Le contenu en carbonates (CaCO₃) est <20%.
  Ce faciès est interprété comme un dépôt hémipélagique.
  Présence de bandes noires dues à l’hydrotroilite, minéral FeS₂,H₂O, ce qui induit la formation des laminations par sélection. Cela suggère des niveaux riches en matière organique associées à de forts taux de sédimentation ou à des conditions de fond anoxique.
• Faciès 3 : lamines de silt et argile : fines turbidites. Contact tranchant à la base et au sommet. Déposé par des courants de turbidité de faible densité.

Faciès 4 : sable très fin. Niveau d’une épaisseur de moins de 5 cm.

Faciès 5 : niveaux sableux épais et désorganisés, turbidite et/ou débris flow non cohésifs. MIS1 uniquement. Courant de turbidité de fort courant. Dans le MIS1 uniquement.

Faciès 6 : sables épais et organisés : turbidites. Uniquement durant le MIS1, dépôts de courants de turbidité de forte densité.

Faciès 7 : sable argileux désorganisé, slump ou débris de fleuve. Intervalles épais, de plus de 1 m : argile déformée ou chaotique avec débris de boue. Il peut contenir des bandes noires d’hydrotroilite. Interprété comme dépôt de transport de masse.

Echofaciès sismiques

Distribution des sédiments sur l’éventail supérieur :

Echo IIIF : l’occurrence de dépôt de banc sur la ride peut être liée aux attributs suivants : La localisation de la ride le long du chenal de Shamrock. La présence de vagues sédimentaires. L’orientation de la crête des vagues sédimentaires, perpendiculaire au courant de débordement.

Echo IIB : très prolongé sans réflecteur juste au-dessus du fond du chenal indique la présence de sédiment rugueux. Bassin de Meriadzek présente une évolution du chenal de Shamrock pour la partie la plus profonde orientale. Cela suggère une diminution de la taille des grains et dans l’épaisseur des dépôts de grains rugueux.

Echo DF : slumps locaux et débris de courants issus des pentes de la terrasse de Meriazdek ou de l’escarpement de Trevelyan.

Echo IIA : le long de passage étroit du chenal de Whittard : prolongement avec des zones intermittentes de grains rugueux sur le fond. Deux faciès sédimentaires pour les carottes de la ride de Whittard : argiles et silts laminés, associés avec quelques lits de sédiment rugueux. Construction de la ride de Whittard par des processus de débordements de turbidites. Les perturbations des sédiments sont dues à la déstabilisation gravitaire induite par le grossissement des levées et par les courants de gravités issus du canyon King Arthur au Nord. Modification de la morphologie du chenal dans l’étroit passage entre l’escarpement de Trevelyan et la ride de Whittard. Les dépôts de transport de masse observés indiquent une occurrence d’épisodiques effondrement de sédiment sur le pente de l’escarpement de Trevelyan. Distribution des sédiments sur l’éventail moyen et inférieur : à partir des seules données existantes, il est impossible de dire si ces dépôts sont le résultat d’effondrement sédimentaires ou de transport de masse à grande échelle depuis la partie haute de l’éventail.

Discussion

Modèle d’éventail : la formation des chenaux est la première consommatrice de sédiments. Leur forme est contrainte par les processus d’érosion et de transport. Les courants de débordement permettent le grossissement des larges levées. Les levées droites sont plus hautes et larges que les gauches dans l’hémisphère Nord en raison de contrôle de Coriolis. L’éventail celtique correspond à un éventail mature d’après la classification de Richards et Reading, basée sur la nature du sédiment. Eventail sous-marin riche en boue et sables. Les levées droites sont plus hautes que les levées gauches en raison de l’action de la force de Coriolis. Le terme de lobe est utilisé ici pour définir les dépôts de très bas-relief dans l’éventail moyen et inférieur.

L’éventail celtique est caractérisé par l’existence de deux sources sédimentaires sur l’éventail supérieur. Dans la partie médiane, les deux chenaux s’unissent pour n’en former qu’un nourrissant la zone médiane et inférieure de l’éventail. Shamrock et Whittard drainent des zones différentes de plateforme :

Whittard : système de chenal-levée large, persistant et sinueux. Faible densité de courants de turbidité. Il semble plus mature que Shamrock.

Shamrock : reliefs plus faibles, dernier apport sableux gravitaire semble l’avoir partiellement rempli. Le passage au bassin de plaine est progressif avec un allègement vers e bas des dépôts turbiditiques.

Evolution des processus sédimentaires :

AKS01 carotte prélevée à 12 km de l’escarpement de Trevelyan, protégées des apports turbiditiques, faite d’argile homogène durant le MIS2 et d’oozes marly homogènes.

Phase 1 : fin du MIS2 avec haut delta18O et faible CaCO3 : silts et argiles laminés montrent des épisodes de débordement (faciès 3).

Phase 2 : début du MIS1 : dépôts des faciès 3 et 4 et débordements présents également. CaCO3 et delta18O intermédiaires avec phase 1 et 3. C’est dû au mélange entre les sédiments du MIS 1 et 2 par turbidites. Taux de sédimentation de 85 cm/ka.

Phase 3 : Holocène supérieur, faibles valeurs de delta18O et fort CaCO3. Fin de dépôts de débordement et début des dépôts hémipélagiques. Taux de sédimentation de 5 cm/ka.

Contrôle paléocéanographique sur le développement de l’éventail : développement de l’éventail a commencé durant le Miocène (Droz et al., 1999). Du MIS 2 à 7 ka BP, dépôts réguliers de turbidites. Un très grand volume de matériel pouvait être transporté durant ces périodes. Comparable aux marges passives. 12-7 ka BP, dépôts turbidites continuent. Phase de déglaciation rapide avec décharges et transport d’eau saumâtre et de débris plus gros encore que durant la période où les îles britanniques étaient en partie glacées.

Les dépôts de débordement turbiditique de la ride de Whittard contient des particules des paléorivières N-européennes, de l’érosion du delta de Chanel River durant la montée du niveau marin, des décharges d’eau de fonte durant la déglaciation européenne. 0-7 ka BP indique une perte de l’activité turbiditique et la mise en place des conditions hydrodynamiques actuelles. Le chenal de Shamrock semble avoir été rempli par le dernier évènement turbiditique. Shamrock emporterait une partie des dépôts dans l’éventail moyen et inférieur. Les courants de transports maintenant sont issus des tempêtes et des courants printaniers.

Les cycles eustatiques Pliocène et Pléistocènes sont le facteur majeur contrôlant le temps et le style de sédimentation. Deux caractéristiques peuvent être notées : Le scénario des apports durant le bas niveau marin et uniquement durant l’Holocène supérieur (lié aux décharges d’eau de fonte durant la déglaciation). La configuration de l’Holocène supérieur avec les apports épisodiques de turbidites issus de remaniement des sables de la plateforme. Les dépôts de turbidites sont considérés comme ayant le plus fort ratio sable/boue durant les périodes de bas niveau. Les modèles de dépôts de l’éventail celtique montrent une configuration opposée avec les courants de turbidité de faible densité durant les bas niveaux et l’augmentation du niveau marin et les courants de turbidité de forte densité dans les hauts niveaux marins.

Conclusion

système de 30 000 km², mature, avec 2 systèmes tributaires dans la partie supérieur : Shamrock (lié à la fin orientale du système de English Channel) et Whittard (lié au système de mer d’Irlande). La limite supérieure et médiane de l’éventail est le résultat de la disparition des systèmes de levées de chenaux par la perte progressive de matériel fin dans les courants de turbidités. L’éventail médian bas et inférieur correspond à des chenaux en tresses secondaire associés à des lobes.

MIS 2, ride de Whittard et début du MI 1 : courants de turbidité de faible densité initié dans l’environnement deltaïque de la plateforme externe (période de bas niveau marin et d’élévation du niveau marin).

Les niveaux de sable très récents (<2 ka BP), sur la partie supérieure du lobe de l’éventail médian-inférieur, indique des courants de densité de forte densité épisodiques et/ou de courants de débris non cohésifs activité issue de sable de la plateforme externe remis en mouvement par des conditions de haute énergie sur la plateforme externe durant la période de haut niveau marin.