"Terre-Mer" : Rapport de stage

Directrice de stage : Mme Sage Françoise
Le navire Téthys appartenant à l’université de Nice et à l’UNSA, photo Matthieu, port de Nice
THEUNISSEN THOMAS
M2 RECHERCHE DSGA UNICE 2006-2007

Module Terre – Mer : rapport de stage / M2 recherche DSGA Unice / du 24 au 30 septembre 2006 / THEUNISSEN Thomas
SOMMAIRE
SOMMAIRE............................................................................................................................................ 1
Table des documents................................................................................................................................ 1
I/ INTRODUCTION : les systèmes chenaux – levées : passé et présent, à Terre et en Mer................... 2
II/ Les méthodes utilisées......................................................................................................................... 3
1) Sur Terre.......................................................................................................................................... 3
2) Sur Mer............................................................................................................................................ 4
III/ Observations des profils sismiques : interprétation croisées des profils ........................................... 6
1) Interprétation d’un profil de référence............................................................................................. 6
- la bathymétrie ................................................................................................................................ 7
- les séries acoustiques ante – messiniennes et messiniennes.......................................................... 7
- les séries acoustiques du système chenal – levées actuel .............................................................. 8
2) Géométrie 3D des faciès et des structures....................................................................................... 8
III/ Discussion : interprétation géologique ............................................................................................ 10
1) Les flyschs priaboniens des Alpes occidentales du Sud................................................................ 10
2) Interprétation géologique des profils sismiques obtenus en mer................................................... 12
3) Comparaison entre deux types de systèmes chenaux – levées ...................................................... 12
- Rapports d’échelle entre les chenaux .......................................................................................... 12
- la dynamique comparée des chenaux dans deux bassins sédimentaires différents ..................... 13
CONCLUSION...................................................................................................................................... 15
Table des documents
Document 1 : Une séquence turbiditique dans les flyschs de Peïra Cava, arrêt 4 du document 2 ......... 2
Document 2 : : Extrait de la carte géologique au 1/250 000 de Nice. Les 4 arrêts sont localisés sur la
carte. 1 : bordure de chenal fossile avec slump, 2 : alternance marno – gréseuse avec rides de vagues
de tempêtes dans les grès, 3 : panorama de la cime de Rocaillon, 4 : séquences de turbidites avec
figures sédimentaires, 5 : relevé litho-stratigraphique de la séquence turbiditique................................. 3
Document 3 : Principe de l’imagerie sismique réflexion........................................................................ 4
Document 4: Localisation des profils étudiés sur une carte marine. ...................................................... 6
Document 5 : Courbe bathymétrique déduite du profil sismique. Longueur du profil : environ 62 Km.
Le temps double est converti en mètres avec une vitesse des ondes dans l’eau de 1600 m.s -1 pour serrer
au plus près les valeurs de la carte bathymétrique. Marge erreur : ~5%. ................................................ 7
Document 6 : Les principaux réflecteurs sur la pente continentale ........................................................ 7
Document 7 : Les principaux types de réflecteurs chenaux - levées ...................................................... 8
Document 8 : Tableau donnant des ordres de grandeurs de la taille des paléochenaux : épaisseurs et
largeur. ..................................................................................................................................................... 9
Document 9 : Structure le long de la levée du Var mettant en jeu une grande quantité de réflecteurs.
Extrait du profil W-E np101 .................................................................................................................... 9
Document 10 : Photo montrant les figures sédimentaires sous un banc. (Grove cast et Flute cast) et
schéma montrant la détermination du sens du courant à partir d’une empreinte de mini-dune
hydraulique ou flute-cast........................................................................................................................ 11
Document 11 : L’évolution du bassin flexural de l’Eocène inférieur à l’Oligocène supérieur. A :
Fonctionnement du bassin de l’Eocène moyen à l’Oligocène ; B : Cadre paléogéographique et
tectonique du bassin au Priabonien (Eocène supérieur) : Mise en place des chenaux étudiés. ............. 13
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I/ INTRODUCTION : les systèmes chenaux – levées : passé et présent, à Terre et
en Mer
On retrouve sur Terre des couches de roches granulo - classées d’anciens sédiments marins,
appelées séquences turbiditiques, par exemple dans la série des grès d’Annot d’âge éocène que l’on
retrouve au Sud des Alpes occidentales à une cinquantaine de kilomètres au Nord de Nice. Cette série
s’insère dans la stratigraphie d’un bassin flexural situé au front de l’orogène Alpin qui a fini de se
combler et s’est refermé au cours de la formation des Alpes au tertiaire. Certains forages en mer
permettent de mettre en évidence ce genre de dépôts au pied du talus continental lorsque les apports
terrigènes sont abondants, c'est-à-dire dans le prolongement des embouchures de fleuves.
Notre objectif a donc été de savoir s’il existait des corrélations morphologiques et dynamiques
des systèmes chenaux – levées étudiés en Mer et les systèmes fossiles trouvés sur Terre. Pour cela,
nous avons pris pour sujet d’étude les flyschs éocène de Berres-les-Alpes et de Peïra Cava sur Terre,
que nous avons comparé aux systèmes chenaux – levées du Var et du Paillon sur la marge ligure au
large d’Antibes et du Cap Ferrat.
Il s’agit donc ici de comparer la structure des systèmes chenaux – levées trouvés en Mer par
une méthode de sismique réflexion, de comparer les variations latérales de faciès sur des coupes
transversales de ces systèmes, de réaliser des rapports d’échelle entre les structures observées en Mer
et sur Terre, tout cela en lien avec la dynamique de ces systèmes de dépôts sédimentaires.
Dans un premier temps, nous verrons quelles sont les méthodes d’études que nous avons
employées puis nous décrirons précisément les observations faîtes en Mer par la sismique réflexion.
Enfin, nous interpréterons l’ensemble des données acquises au cours de ce stage pour chercher à
répondre à notre problématique.
Mots clefs : système chenaux – levées, flyschs, turbidite, sismique réflexion, bassin sédimentaire.
Document 1 : Une séquence turbiditique dans les flyschs de Peïra Cava, arrêt 4 du document 2
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II/ Les méthodes utilisées
Deux méthodes distinctes ont été utilisées en Terre et Mer du fait des caractéristiques évidentes de
chacun de ces milieux qui ne permettent pas forcément une approche directe.
1) Sur Terre
Sur Terre, l’approche directe a été possible en surface par l’étude des affleurements (et) de la
carte géologique et l’étude de paysages. L’avantage de cette approche est évidemment d’avoir une
résolution des observations de grande qualité à petite échelle. Aussi à plus grande échelle, de
nombreuses structures sont cachées, l’extension des structures n’est donc pas parfaitement connue. Les
coupes sur carte géologique permettent d’extrapoler les informations de surface mais il pourrait être
envisageable de réaliser des forages ou des techniques d’approche indirecte comme les profils
sismiques sur Terre ou de tomographie électrique pour étayer les informations à moyenne et grande
échelle.
4
3
1
2
Document 2 : : extrait de la carte géologique au 1/250 000 de Nice. Les 4 arrêts sont localisés sur la carte. 1 :
bordure de chenal fossile avec slump, 2 : alternance marno – gréseuse avec rides de vagues de tempêtes dans les
grès, 3 : panorama de la cime de Rocaillon, 4 : séquences de turbidites avec figures sédimentaires, 5 : relevé lithostratigraphique
de la séquence turbiditique.
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2) Sur Mer
En Mer, une technique d’observation indirecte a été utilisée, la sismique réflexion. Aucune
approche directe comme l’étude de carottes de forages n’a été réalisée pour corréler les informations et
permettre d’ajuster les interprétations de l’étude par sismique réflexion.
Le principe de la sismique réflexion est d’utiliser les caractéristiques physiques des ondes
mécaniques acoustiques pour pénétrer les couches superficielles des fonds et réussir à produire une
image de leurs structures. Les ondes acoustiques sont produites par un canon à air, celles-ci se
propagent de façon sphérique dans le milieu et à chaque interface ou perturbation du milieu, les ondes
sont réfléchies, réfractées et parfois diffractées. On mesure sur le bateau, le long d’une flûte équipé de
géophones, le temps d’aller – retour des ondes réfléchies. Un interface, qui réfléchit les ondes, produit
sur un profil sismique ce qu’on appelle un réflecteur.
Cette technique permet d’obtenir une image 2D du sous-sol sur laquelle on peut distinguer la
géométrie et la déformation des interfaces. Cette technique permet alors de reconstruire l’histoire des
dépôts et de la déformation. Cette technique diffère de la sismique grand angle ou sismique réfraction
qui permet d’obtenir des indications sur la nature des roches et l’épaisseur réelle des couches.
Document 3 : Principe de l’imagerie sismique réflexion.
Un signal est facilement perturbé pour différentes raisons : complexité du signal incident, perte
d’intensité du signal, bruits (houle, courants électriques, particules dans l’eau…). De ce fait, on
augmente la qualité du message sismique en augmentant le nombre d’enregistrement. Pour cela, on
dispose d’une multitude de géophones disposés le long d’une flûte. La flûte est découpée en traces et
chaque trace enregistre un signal à chaque point miroir en sommant en interne le signal de chacun des
géophones de la trace. Sur le Téthys II, une flûte 6 traces a été utilisée : 4 traces de 24m et 2 traces de
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25m. Ainsi, à partir du 6 ème tir, chaque point miroir possède 6 traces, on parle de couverture multiple.
La distance entre trace sismique est de donc de 12-12,5m. On qualifie la couverture multiple d’ordre 6
selon la formule de couverture sismique réflexion :
N × dTR
C = ; N : nombre de traces ; dTR : distance entre les traces ; dtirs : distance entre les tirs
2 × dtirs
L’avantage de cette technique est qu’elle permet d’obtenir une image assez précise de la
structure des 2-3 premiers kilomètres du fond marin.
Deux problèmes viennent limiter les données obtenues par cette méthode. La première est la
résolution des informations obtenues. En effet, les réflecteurs ont un maximum de résolution, avec le
matériel utilisé et la nature géologique des terrains traversés, d’environ 12 mètres en subsurface puis
beaucoup moins plus on s’enfonce. La résolution et la profondeur d’observation dépendent de la
longueur d’onde choisie pour le signal incident et aussi de la longueur des traces utilisées (Plus les
traces sont petites et nombreuses, meilleur est la résolution mais mauvaise est la pénétration) ce qui
signifie qu’il faut choisir un compromis entre résolution et pénétration de l’onde. Le second problème
est la distinction des réflecteurs et leur interprétation sur les profils obtenus. En effet, les forts
réflecteurs ne correspondent pas forcément à des limites géologiques majeures, c’est pourquoi il faut
parfaitement décrire les caractéristiques et la disposition des réflecteurs les uns par rapport aux autres.
Enfin, l’autre souci est la déformation des pendages des structures du fait que les mesures
concernent une durée. Cette durée est fonction des milieux traversés et c’est pourquoi les structures
imagées par les réflecteurs sont disposées en fonction des couches sus-jacentes.
Nous avons utilisés 23 profils pour étudiés les chenaux du Var et du Paillon. 13 profils NNW-
SSE, 1 profil NNE-SSW, 1 profil WNW-ESE, 1 profil WSW-ENE et 8 profils parallèles à la côte.
(Document 4)
Profils NNW-SSE : ms102, ms101, ms104, ms105, pa103, pa101, or103, gm103, gm302, gm201,
gm303, pa103, gm101
Profil NNE-SSW : gm203
Profil WNW-ESE : np102
Profil WSW-ENE : ma304
Profil parallèle à la côte ~W-E : gm304, gm201, np202, np201, gm104, gm202, np101
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III/ Observations des profils sismiques : interprétation croisées des profils
L’analyse des profils sismiques consiste à délimiter des séries acoustiques qui possèdent des
caractéristiques de réflectivité équivalentes. L’interprétation croisée des profils consiste à retrouver la
continuité spatiale de ces séries acoustiques sur les profils sismiques qui se croisent.
1) Interprétation d’un profil de référence
Le profil que nous allons détailler se nomme 3pa103. Il est orienté NNW-SSE. Il est
perpendiculaire à la ligne de rivage par rapport à Monaco. Il a l’avantage de recouper la pente
continentale et de descendre dans le bassin où il recoupe transversalement le chenal actuel du Var et
du Paillon.
Il est ainsi possible de détailler la structure du chenal actuel et de sa levée, et de détailler les
caractéristiques des réflecteurs de chacune des parties du système. De plus, il met en évidence une
surface d’érosion sur la pente continentale qui permet de caler les séries acoustiques par rapport à cet
évènement qui correspond à l’étage Messinien. Cette surface d’érosion est synchrone des dépôts
d’évaporites litées supérieures visibles tout au long du profil de façon souvent discontinue au fond du
bassin.
Pa103
Document 4: Localisation des profils étudiés sur une carte marine.
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- la bathymétrie
Bathymetrie
0
-500
-1000
-1500
-2000
-2500
-3000
Localisation petite levée Nord du chenal
Distance sur le profil (m)
Ride de la levée Sud du chenal du Var
Document 5 : Courbe bathymétrique déduite du profil sismique. Longueur du profil : environ 62 Km. Le temps
double est converti en mètres avec une vitesse des ondes dans l’eau de 1600 m.s -1 pour serrer au plus près les valeurs
de la carte bathymétrique. Marge erreur : ~5%.
Grâce à la bathymétrie approximative obtenue par sismique réflexion, on peut observer le
chenal du Var actuel ainsi que ses levées latérales. La ride de la levée Sud est imposante, son sommet
est à environ 150m au dessus du lit du chenal et elle a une largeur de 2Km environ. La levée Nord est
à environ 30m au dessus du lit du chenal, il n’y a pas de ride. Le chenal a une largeur d’environ 1450m
en coupe transversale. La levée Nord s’étend jusqu’au bas de la pente, soit environ 12Km, la levée Sud
s’étend au-delà du profil soit plus de 22Km. Cette partie du chenal est située à 52,8Km environ de
l’embouchure du Var en suivant le lit du chenal.
- les séries acoustiques ante – messiniennes et messiniennes
Sur la pente continentale, de nombreux réflecteurs situés en profondeur, quelques soient leurs
caractéristiques, sont en discordances avec les réflecteurs sus-jacents. Il s’agit d’une limite d’érosion
correspondant à la période d’assèchement de la mer ligure au Messinien. Sous cette limite, on
distingue deux séries acoustiques distinctes.
Document 6 : les principaux réflecteurs sur la pente continentale
La première série acoustique (Document 6 : série
bleue) est caractérisée par des réflecteurs continus
d’amplitude moyenne et un signal moyenne fréquence.
Ces réflecteurs continus séparent d’autres réflecteurs,
de même amplitude, plus chaotiques et discontinus qui
sont parallèles dans l’ensemble mais qu’ils
s’interpénètrent rendant localement le signal diffus.
Ces réflecteurs présentent une structure en synforme.
Au dessus de cette série, on distingue une nouvelle
série acoustique avec des réflecteurs de plus faible
amplitude et chaotique, avec un signal haute
fréquence. (Document 6 : série verte)
La série verte correspond aux dépôts grossiers
déposés près de l’embouchure pendant la baisse du
niveau marin dans le bassin méditerranéen.
Au dessus de cette limite érosive, on trouve une série
acoustique de réflecteurs continus parallèles dont
l’amplitude est moyenne. Il s’agit d’un signal haute
fréquence.
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Le long de la pente cette série est perturbée, on trouve un changement de pendage des réflecteurs.
Ceux-ci se parallélisent à la pente alors qu’ils étaient horizontaux.
Tout au long du profil, on retrouve, de façon discontinue, à 1,2 – 1,5 std sous la surface du
fond dans le bassin, une série acoustique basse fréquence avec des réflecteurs à forte amplitude
d’aspect gaufré. (Document 7 : vignette c) Il s’agit des évaporites litées supérieures. Cette série est
souvent entrecoupée d’une série acoustique assez transparente dont les réflecteurs visibles sont
chaotiques ayant une forme de dôme. (Document 7 : vignette d) Il s’agit d’une remontée d’évaporites
quasi pures. (Halite principalement, la halite est transparente aux ondes)
- les séries acoustiques du système chenal – levées actuel
a
b
c
d
Document 7 : les principaux types de réflecteurs chenaux - levées
Sur cette partie du profil, on retrouve quatre séries acoustiques caractéristiques de ce que l’on
retrouve sur tous les profils.
En surface, on retrouve dans le lit du chenal une série acoustique de haute fréquence dont les
réflecteurs sont assez discontinus et chaotiques et d’amplitude assez forte. Cette série est en forme de
lentille au fond du lit du chenal et les réflecteurs se terminent en onlap sur les bords. (Document 7 :
vignette a) Cette série se prolonge par une autre série continue de haute fréquence constituée de
réflecteurs lisses parallèles à moyenne amplitude. Cette série forme des dunes à la base structurale de
la levée. (Document 7 : vignette b)
On retrouve cette même association de ces deux séries juste au dessous du système chenal –
levées actuel. Il s’agit d’un paléochenal représentée en bleu. (Document 7 : vignette a)
2) Géométrie 3D des faciès et des structures
L’étude croisée des profils et l’analyse des séries acoustiques mettent en évidence une
géométrie tridimensionnelle des séries et aussi des structures particulières.
On retrouve plusieurs paléochenaux comme celui observé précédemment. Les limites verticales
et horizontales sont rarement aussi précises que le paléochenal bleu. En effet, les changements de
faciès sismique sont progressifs et on ne retrouve pas forcément les formes en lentille avec des
bordures en onlap. Les structures observées se terminent souvent en biseau lorsque les profils sont
transversaux au paléochenal.
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Ainsi, on a déterminé 4 paléochenaux dont l’extension est précisée sur la carte marine du
document 4. Le tableau ci-dessous présente l’ordre de grandeur des dimensions des chenaux observés.
Les largeurs des chenaux sur la carte semblent exagérées. Les mesures de largeur ont été effectuées sur
cette carte sauf pour le chenal actuel où la mesure a été réalisée sur le profil de référence. On peut
supposer que les paléolevées ont souvent été confondues avec les paléochenaux.
A 6,3cm=18miles
marins=33,4Km de
l’embouchure
A 7cm=20miles
marins=37Km de
l’embouchure
A 10cm=28,5 miles
marins=52,8Km de
l’embouchure
Chenal I : Epaisseur au centre (std) - 0,17 (np101) -
marron Largeur (km) 10,4 13 11,1
Chenal II : Epaisseur au centre (std) - 0,17 (np101) 0,14 (gm201)
rouge Largeur (Km) 4,8 6,5 11,1
Chenal III : Epaisseur au centre (std) - - -
bleu ciel Largeur (Km) - - -
Chenal actuel : Epaisseur au centre (std) 0,25 (ms101) - 0,2 (pa103)
orange Largeur (Km) 4,3 ? 5,5 ? 1,5
Document 8 : tableau donnant des ordres de grandeurs de la taille des paléochenaux : épaisseurs et largeur.
Il n’est pas possible de mesurer la largeur, et l’épaisseur en son centre, du chenal bleu car les
limites ne sont contraintes par aucun profil.
Les autres données obtenues ne permettent pas de comparer les chenaux entre eux. La seule
chose qui peut être constater est que l’épaisseur des chenaux semble être de l’ordre de 0,2 std soit
190m +/- 5% (V post-messinien =1900m.s -1 ). Dans le cas du chenal rouge, on constate une augmentation de
la largeur du chenal vers l’aval.
Il est possible à l’aide de certains profils de mettre en évidence la superposition dans les séries
acoustiques des paléochenaux dans l’ordre suivant : le paléochenal marron concordant avec les
évaporites litées supérieures, puis le paléochenal rouge et enfin le paléochenal bleu (profils np101 et
gm202). On constate ainsi que depuis le Messinien, le chenal du Var et du Paillon a eu 4 sauts de
position successifs. Celui-ci est donc passé d’une orientation N-S vers une orientation W-E. Il y a donc
eu rotation anti-horaire, vers l’est, autour d’un point qui semble situé en bas de pente continentale.
Au sein du chenal actuel on peut mettre en évidence des structures particulières. Les réflecteurs
de la ride du Var sont décalés mais restent continus. Les réflecteurs internes à la ride sont décalés vers
le lit du chenal et les réflecteurs se parallélisent au pendage du bord de la ride. (Document 8)
Document 9 : Structure le long de la levée du Var mettant en jeu une grande quantité de réflecteurs. Extrait du
profil W-E np101
Enfin, il a été mis en évidence un autre paléochenal un peu plus à l’ouest du paléochenal
marron. On constate sur les profils gm202, gm201, np201 et np202 que ce chenal est postérieur au
chenal marron. Si on considère la position relative des autres paléochenaux avec le chenal actuel, le
paléochenal jaune ne correspond pas à un paléochenal du Var et du Paillon. Il correspond au Siagnes
qui se jette plus à l’est. (Document 4)
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III/ Discussion : interprétation géologique
1) Les flyschs priaboniens des Alpes occidentales du Sud
Sur Terre, nous avons travaillé dans la série marine nummulitique (paléogène) datant de la fin
de l’Eocène (étage Priabonien) et du début de l’Oligocène. Les affleurements et les paysages observés
étaient situés dans les synclinaux de Contes et de Peïra Cava.
Le but ici est de détailler la nature et la taille des structures observées et de les replacer dans le
contexte géologique du bassin à l’Eocène et à l’Oligocène. Cela permettra dans un second temps de
comparer les observations de terrain et les observations en mer qui seront interprétées.
A l’arrêt 1 (Document 2), à l’est de Contes, nous avons observé plusieurs types de structures.
La première structure était située dans une série marno - gréseuse. On a pu observer une brèche
gréseuse à matrice argileuse, dans une barre de grès. Les particules qui constituent cette brèche sont
supérieures à 2 mm. On y retrouve beaucoup de quartz, des fragments de rhyolithes et de calcaire. La
barre gréseuse dans laquelle on trouve cette brèche est discontinue, cela est dû à la présence dans les
grès d’inclusion marneuse appelée galet mou. De plus, on peut constater, que la forme générale est
plissée vers le Sud et que les argiles forment une sorte de pli en fourreau autour des blocs de grès. Plus
loin en longeant la série sur le bord de la route, on constate que l’on retrouve au sein de la barre
gréseuse, une grande quantité d’inclusions argileuses.
Cet affleurement peut être considéré comme étant la bordure d’un canyon. En effet, la brèche
gréseuse met en évidence le remaniement de dépôts gréseux précédents. La présence de plis en
fourreau met en évidence un écoulement cohésif ce qui signifie que les argiles et les grès remaniés
étaient assez déshydratés et assez compactes, avec donc un comportement visqueux plastique. Ce
genre de remaniement cohésif qui conserve la forme du glissement peut être retrouvé sur les bords du
canyon ou du chenal. On nomme ce genre de structure un slump. La taille du slump observé était
d’environ 20m de large pour 10m de haut sur l’affleurement.
Les galets mou retrouvés correspondent au remaniement des dépôts argileux précédents au sein
de l’écoulement.
A l’arrêt 2 (Document 2) nous avons observé sur l’affleurement une alternance de banc gréseux
et marno – argileux sur une cinquantaine de mètres d’épaisseur. Les bancs gréseux, d’environ 30-40
cm, sont constitués de particules très fines inférieures sûrement à 63µm, il s’agit donc de silt. Au sein
des barres de grès, on a découvert des figures sédimentaires en forme de rides de vague (ou ridle
marks). Cela nous a permis de nous situer le long de l’ancienne marge du bassin. En effet, les rides de
vagues de tempête sont possibles jusqu’à une profondeur d’environ 50 m de profondeur. Nous sommes
sur la plateforme externe, et à la vue de l’épaisseur des dépôts, à proximité d’un apport terrigène
abondant, soit à proximité d’un ou plusieurs canyons, soit à proximité de l’embouchure.
A l’arrêt 3 (Document 2), nous avons réalisé le panorama de la cime de Rocaillon. La cime de
Rocaillon est au cœur du synclinal de Peïra Cava dans le début de l’Oligocène. Nous observons une
alternance de barres gréseuses et de barres plus molles sûrement argileuses ou marneuses. Trois
constatations ont été faîtes : les barres gréseuses ont une forme lenticulaire et la disposition des bancs
les uns par apport aux autres met en évidence une migration latérale de ces bancs alternant
aléatoirement des migrations à l’ouest et à l’est. Et on constate que l’épaisseur des barres gréseuses
augmente jusqu’à la moitié du massif (thickening up) et ensuite elle diminue (thinning up). Cette
alternance est visible sur environ 700m de haut et sur une largeur d’environ 2 Km. Il s’agit d’un ancien
système chenaux – levées.
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Enfin à l’arrêt 4 (Document 2), nous avons observé sur une dizaine de mètres d’épaisseur des
séquences de turbidites (Document 1). On retrouve un granoclassement des dépôts et la présence dans
certains dépôts de figures sédimentaires. Les successions se répètent les unes sur les autres avec des
variations sur l’épaisseur et la diversité des niveaux représentés. Une succession se nomme une
séquence de Bouma pour le géologue qui avait travaillé et décrit ce genre de dépôts sédimentaires.
Une séquence se dépose en quelques heures à quelques jours et peut donner une épaisseur totale de
l’ordre du mètre. En effet, ces séquences se forment à la suite d’une avalanche sous-marine qui va
cheminer dans le canyon et les chenaux dans le bassin. Il a déjà été observé une telle avalanche sur la
marge du Saint Laurent dont les dimensions étaient de 800m de haut pour 20Km de large. Plus on
descend dans la coulée et plus on se rapproche de la tête de la coulée, plus les courants sont forts, ce
sont les zones de transport des grosses particules. C’est pourquoi on retrouve quasi-systématiquement
des grès grossier à la base des séquences. Malgré cela, à l’arrêt 5 (Non localisé sur le document 2),
nous avons réalisé un relevé lithostratigraphique de ces séquences et nous avons mis en évidence que
cela n’est pas forcément le cas et que la séquence peut commencer par des sables moyens. Cela
signifie donc que la séquence dépend évidemment du contenu de la coulée.
Directions de ces deux empreintes
Grove cast
Flute cast
Document 10 : Photo montrant les figures sédimentaires sous un banc. (Grove cast et Flute cast) et schéma
montrant la détermination du sens du courant à partir d’une empreinte de mini-dune hydraulique ou flute-cast.
A la base de chaque séquence, on peut observer des figures en empreintes (on parle de cast)
dont l’origine est à rechercher dans les courants d’eau et le transport d’objets sédimentaires à la
surface des fonds. Ainsi, on observe un grove cast qui correspond à l’empreinte sur les sédiments
supérieurs de la trace laissée par un objet qui a traîné sur les sédiments sous-jacents. (Document 9) De
plus, on observe l’empreintes de mini-dunes hydrauliques ou flute-cast ce qui permet de déterminer un
sens de courant sur le paléofonds marin. (Document 10) On se rend compte que les directions
d’écoulement se croisent car l’écoulement au sein de la coulée est assez complexe. Malgré cela, ces
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figures permettent de déterminer approximativement le sens de la coulée, et donc de replacer le chenal
dans l’espace. Les coulées étaient du Sud vers le Nord.
En guise de bilan, on constate que les données sont précises sur la nature et la composition des
structures. Certaines d’entre elles ont un niveau de résolution trop important par rapport à ce que l’on
trouve en mer. On peut extrapoler ces informations à l’étude en mer afin d’interpréter les différentes
séries acoustiques et de déterminer les différentes structures observées. On pourra alors faire une étude
comparée des structures et du dynamisme du chenal du Var et du chenal fossile de Peïra Cava.
mer
2) Interprétation géologique des profils sismiques obtenus en
Le premier niveau des séquences de Bouma et les premiers dépôts en pied de pente sont des
dépôts de type sable fin à gravier. Cela permet de comprendre l’aspect chaotique et d’assez forte
amplitude des réflecteurs au sein des chenaux.
Les particules les plus fines sont facilement éjectées en dehors de la coulée et viennent se
déposer en lits fins sur les bords du chenal : ce sont les réflecteurs continus lisses de la levée qui
suivent les défauts du relief et progradent vers l’extérieur de la levée.
Les glissements observés sur les bords du chenal actuel du Var peuvent être considérés comme
des slumps. Enfin, les diapirs et le fluage vers le centre du bassin des évaporites viennent déformer les
réflecteurs et rendre discontinu des séries acoustiques d’anciens chenaux ce qui expliquent la difficulté
de définir les limites horizontales des paléochenaux.
3) Comparaison entre deux types de systèmes chenaux –
levées
- Rapports d’échelle entre les chenaux
Sur la cime de Rocaillon, on a pu observer un grand nombre de chenaux superposés sur les
700m d’épaisseur. On peut alors estimer leur épaisseur à environ 30-40m d’épaisseur. Cela correspond
aussi à l’épaisseur total du relevé lithostratigraphique effectué à travers les séquences de turbidites
d’un chenal fossile de Peïra Cava. Cela est excessivement faible par rapport à l’épaisseur sous-estimée
de 190m des paléochenaux du Var. Par contre, la largeur des paléochenaux est équivalente, de l’ordre
de 2Km, pour le chenal actuel. Les paléochenaux du Var semble plus large, de l’ordre de 4 Km.
Depuis la fin du Messinien, le Var aurait apporté plus de 800m de sédiments au sein même des
chenaux en 5Ma approximativement. Dans le cas des chenaux fossiles de Peïra Cava, si on compte une
dizaine de chenaux au sein du massif de Rocaillon, on peut supposé qu’il s’est déposé 400 à 500m de
sédiments au sein des chenaux. Cela signifie que les apports terrigènes n’étaient pas aussi abondant
dans le bassin flexural fossile et dans le bassin actuel ligure. Comment expliquer cela ?
Contexte du bassin ligure et des fleuves du Var et du Paillon
Le bassin ligure a commencé sa formation il y a 35Ma, l’extension a durée 20Ma du Priabonien
(Eocène supérieur) au Miocène moyen. Depuis le Miocène moyen, le bassin est passif. Depuis le
Zancléen (Pliocène inférieur), le Var et le Paillon apportent, dans le bassin, des Alpes du Sud une
grande quantité de particules terrigènes du galet au silt fin. Comme cela devait être aussi le cas avant
le Messinien. La marge ligure est extrêmement réduite constitué de deux blocs basculés. La plateforme
continentale est de ce fait très limitée. Le canyon descend rapidement dans le bassin et la quantité des
apports terrigènes dans les chenaux est très élevée.
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Contexte du bassin flexural, ancien océan Téthys
A
Document 11 : L’évolution du bassin flexural de l’Eocène inférieur à l’Oligocène supérieur. A : Fonctionnement du
bassin de l’Eocène moyen à l’Oligocène ; B : Cadre paléogéographique et tectonique du bassin au Priabonien
(Eocène supérieur) : Mise en place des chenaux étudiés.
L’ancien Océan Téthys est devenu un bassin flexural au début de l’Eocène. Il a été comblé par
les flyschs Eocène et Oligocène et les molasses Oligo-miocène. Les flyschs du Priabonien ont pour
origine des apports issus du bloc Corso-Sarde.
On peut supposer que la morphologie de la marge continentale, ainsi que celle du bassin
alluvial sur le continent a limité les apports terrigènes. On peut citer comme différences
caractéristiques la largeur de la marge continentale (Dépôts observés à l’arrêt 2, document 2) plus
grande que celle au niveau du Var et du Paillon. Et puis, l’altitude des reliefs sur le bloc Corso-Sarde
était plus faible sur le continent limitant ainsi les apports.
B
- la dynamique comparée des chenaux dans deux bassins sédimentaires différents
Le chenal du Var a subit 2 sauts subissant ainsi une migration d’une direction N-S vers une
direction W-E. Un premier saut du paléochenal marron au paléochenal rouge et un second saut du
paléochenal rouge au paléochenal bleu. La migration du paléochenal bleu au chenal actuel semble
avoir migré du fait de la présence de la ride du Var. On explique ces changements brusques de
direction par la formation de brèches dans les levées faisant déviées ainsi le cours du chenal principal.
Le phénomène à l’origine de ces déviations s’appelle l’avulsion. Comme on le constate sur la carte, les
changements de direction du chenal prennent naissance au bas de la pente continentale. Il s’agit d’une
zone particulière puisqu’elle est le lieu d’une modification brusque de pente qui modifie l’écoulement
des coulées passant d’un écoulement torrentiel à un écoulement plus doux. De plus, les évaporites
sous-jacentes ont tendances à fluer vers l’intérieur du bassin ce qui perturbe la géométrie du fond
marin. C’est à cet endroit qu’a eu lieu le phénomène d’avulsion en combinant les particularités
hydrodynamiques et tectoniques.
L’analyse des séquences dans la stratigraphie de Peïra Cava a mis en évidence (Non vu sur le
terrain) la superposition de lobes de chenaux sur des paléochenaux. Cela signifie qu’il y a eu
rétrogradation du chenal au cours du temps vers la pente continentale du paléobassin. Le canyon se
creusant peu à peu. Cela met en évidence une diminution de l’espace disponible au sein du bassin par
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rapport aux apports terrigènes. De plus, les apports semblent avoir varié au cours du temps (thickening
up et thinning up), d’abord en augmentation, les apports ont ensuite diminués en lien sûrement avec le
début de la rotation du bloc Corso-Sarde.
Ensuite, la cime de Rocaillon montre que le chenal est resté constamment au même endroit
malgré quelques nombreux sauts latéraux. Une hypothèse pourrait être une migration de la subsidence
au cours du temps dans le bassin flexural.
Enfin, pour expliquer le fait que le chenal est resté dans une zone précise, contrairement au
Var, on peut supposer des contraintes structurales dans le bassin comme des reliefs sous-marins ou
bien encore supposer que les avalanches sous-marines étant moins forte que celle du Var, empêchant
l’apparition de phénomène d’avulsion. L’absence d’une tectonique salifère peut aussi expliquer
l’absence de migration importante du chenal au cours du temps.
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CONCLUSION
Les chenaux fossiles du synclinal de Contes et de Peïra Cava et les chenaux actuels et anciens
du Var et du Paillon différent du fait des caractéristiques différentes des bassins dans lesquels ils se
sont formés.
La structure générale en forme lenticulaire des chenaux est équivalente. La largeur des
chenaux, de l’ordre de 2Km est comparable. La visualisation des séquences de dépôts et des structures
bréchiques observés sur Terre permet d’expliquer l’aspect chaotique des réflecteurs dans les chenaux.
On retrouve des structures de slumps dans les dépôts fossiles tout comme on pouvait l’apercevoir sur
les bordures du chenal actuel du Var. La variation latérale de faciès, sur une coupe transversale de
chenal, bien visible sur les profils sismiques en Mer n’a pas été observée sur Terre.
Par contre, les chenaux fossiles de Peïra Cava ont une épaisseur environ 3-5 fois plus faible que
les paléochenaux du Var et que le chenal actuel du Var. De plus, le chenal fossile a gardé
constamment la même orientation N-S alors que le chenal du Var a subit par deux fois un phénomène
d’avulsion. Un phénomène d’avulsion qui trouve son explication dans la géométrie de la marge
(rupture de pente forte au pied du talus), dans la tectonique salifère (fluage du sel vers le centre du
bassin) qui modifie la géométrie en surface de cette zone charnière au pied du talus, et enfin de
l’abondance des apports terrigènes.
Les chenaux fossiles de Peïra Cava se sont déposés, de l’Eocène moyen à l’Oligocène soit
environ 6Ma, dans un bassin flexural actif, avec une marge continentale plus grande que celle du
bassin Ligure et des apports terrigènes moins abondants provenant du bloc Corso-Sarde. La mise en
place du bassin Ligure dès 35Ma a diminué encore progressivement les apports. Le comblement
progressif du bassin et le contexte de fermeture du bassin par la collision du bloc Apulien sur l’Eurasie
modifient aussi les caractéristiques des derniers chenaux formés. (Largeur et épaisseur diminuées)
Le chenal du Var et ses paléochenaux se sont déposés, du Zancléen à l’actuel soit environ 5Ma,
dans un bassin passif au pied d’une marge étroite avec très peu de plateforme continentale. Les apports
terrigènes abondants proviennent de l’érosion de la chaîne Alpine du Sud.
L’histoire tectonique de ces deux bassins contrôle le dynamisme des chenaux étudiés. Les
variations des apports terrigènes et les migrations du lit des chenaux sont des marqueurs de cette
histoire.
Cette étude pourrait être précisée en cartographiant de façon plus précise les paléochenaux tant
en mer que sur Terre. En mer, il faudrait augmenter le nombre de profils mais surtout adjoindre une
approche directe avec des forages pour contraindre plus précisément l’interprétation géologique des
séries acoustiques. Sur Terre, il faudrait préciser parfaitement la stratigraphie des séquences, leur
étendue et leur orientation.
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