Par ailleurs, la marée et la houle peuvent interférer de manière à augmenter ou diminuer la vitesse instantanée du courant près du fond. Supposant que le couplage entre la houle et la marée se traduise par une addition des courants instantanés (Auffret, 1983), la vitesse instantanée maximale des courants de houle augmenterait de 60% dans le secteur du banc du Kaiser. En outre, des études expérimentales montrent que la superposition d'une forte composante oscillante à un courant unidirectionnel continu abaisse sensiblement la vitesse critique d'entraînement des particules dans ce courant (Panagiotopoulos et al., 1994).

Ces remarques suggèrent que la vitesse d'entraînement des sédiments a pu être surestimée dans nos calculs, ce qui serait confirmé par Channon et Hamilton (1976) d'après des observations sous-marines au large des côtes de Cornouailles.

## 2. Fréquence des mouvements

Suivant la méthode de Draper (1967), les mouvements de sédiment sur la plateforme aquitaine externe imputables à la seule action de la houle seraient limités à 1% du temps au-delà de 140 m de profondeur, et des houles d'amplitude 10 à 15 m et de période 15 s seraient nécessaires pour produire ces mouvements (Barthe et Castaing, 1989). Cependant Hadley ([1964] in Auffret, 1983) estime que la houle peut avoir un rôle dans le transport sédimentaire sur l'ensemble du plateau continental ouest européen 10 à 15 jours par an.

Selon Barthe et Castaing (1989), la mobilisation des particules de 0,3 mm de diamètre par l'adjonction des houles aux courants de marée sur le plateau continental aquitain ne serait possible que 9 jours par an au-delà de 30 m de fond. Ces auteurs avancent qu'il ne peut y avoir de transport par les courants de marée sur la plateforme médiane et externe en l'absence de houle. C'est également l'idée d'Aloisi *et al.* (1977), qui prédisent néanmoins des vitesses combinées houles/marée supérieures à 50 cm/s à des profondeurs supérieures à 100 m. En Mer Celtique, de telles vitesses, qui ont été mesurées, seraient explicables exclusivement par la marée, dans la mesure où les courants tidaux y sont 50% plus forts que sur le plateau aquitain (voir Chapitre 1).

# B. MOUVEMENTS SEDIMENTAIRES A L'ECHELLE DES CORPS SEDIMENTAIRES

Les calculs prédisant la mobilité, au moment de la mission Belgica 94, de la plupart des particules contenues dans les sédiments échantillonnés, les corps sédimentaires cartographiés au sonar latéral lors de cette mission sont interprétés comme des formes actives de dépôt associées aux courants de marée et de houle. L'hypothèse selon laquelle ces formes seraient fossiles est infirmée par [1] la netteté des contours dunaires et [2] la présence de mégarides de petite taille (voir Chapitre 2).

## 1. CORPS SEDIMENTAIRES GENERES PAR LA MAREE

### a. Les corps dunaires asymétriques

Les mégarides, formes de dépôt transverses au courant, sont d'origine tidale. Cela est argumenté par l'orientation N120-160° de leur crête, globalement perpendiculaire au grand axe de l'ellipse tidale (N30°). Comme le confirment les échantillons B2 et B5, la dynamique d'une dune, de haute énergie, est à l'origine [1] d'un fort tri granulométrique, notamment caractérisé par un non-dépôt des particules les plus fines (Fig. 65) ; [2] de l'absence de bioturbation et [3] du faible nombre et de la petite taille des organismes entiers. La faible rétrodiffusion acoustique des corps dunaires est expliquée (1) par l'absence de coquilles entières et (2) par l'absence de cohésion par les organismes.

Les grandes dunes sont également interprétées comme des formes tidales de dépôt, « sub-transverses » au courant dominant, quoique la variabilité de leur géométrie suggère une relation localement plus complexe entre les forces hydrodynamiques et le transport sédimentaire résiduel (voir paragraphe 2B ci-dessous).

<figure><img src="image_71.png" /><figcaption>Fig. 65 : Mécanisme de la pluie sableuse (Jopling, 1962 ; in Berné, 1991).</figcaption></figure>

Les processus d'organisation des grandes dunes en « trains de dunes » demeurent énigmatiques, mais on déjà été observés en domaine sous-marin (Flemming, 1978). Ils pourraient être comparables à ceux qu'on observe en domaine éolien, et qui contribuent à la séquenciation des ergs en *draa* et *sebkhas* (Proust, comm. pers.).
## b. Les rubans sableux

Le comportement hydrodynamique des rubans sableux a été l'objet de nombreuses études expérimentales, dont celles de McLean (1981) et Dyer (1982). Les rubans sont constitués de sable fin, et sont séparés par des bandes de granularité plus forte, représentant des aires de vannage. Leur mise en place procède d'une circulation secondaire hélicoïdale (cellule de Langmuir) exacerbant les contrastes de rugosité présents initialement sur le substratum (Fig. 66). La direction de migration des sédiments covarie théoriquement avec le rapport du mode des particules à l'épaisseur de la couche limite. C'est ce qui explique la ségrégation granulométrique à l'origine des rubans sableux (Fig. 66).

<figure><img src="image_72.png" /><figcaption>Fig. 66 : Formation d'un ruban sableux dans une cellule de Langmuir (Vanney, 1977).</figcaption></figure>

A la surface du banc du Kaiser, le rapport de l'espacement moyen des rubans sableux à la profondeur d'eau (300:150 à 600:150) est de l'ordre de grandeur de celui prédit par McLean (1981), c'est-à-dire compris entre 2:1 et 4:1. La direction des rubans varie dans un éventail (N0°-60°) incluant la direction du grand axe de l'ellipse tidale (N30°). Sachant que les rubans sableux sont des formes parallèles au courant qui les génère, cela plaide en faveur de leur origine tidale sur le banc du Kaiser.

Le profil transversal théorique d'un ruban sableux est symétrique. L'asymétrie du profil tranversal des rubans du Kaiser (qui présentent un bord franc et l'autre diffus) serait alors due à une dérive latérale par action de la houle, dans la mesure où la vitesse de migration du sable sur les rubans de ce type est faible (Belderson *et al.*, 1982).

La vitesse du courant nécessaire au développement des rubans sableux n'est pas bien définie. Selon Dalrymple (comm. pers.), la plupart des observations montre que la vitesse n'est pas un facteur discriminant, mais plutôt l'abondance du sédiment mobilisable. Selon Belderson *et al.* (1982), le type de ruban correspondant aux *longitudinal sand patches*, qui semble le plus proche des rubans observés sur le banc du Kaiser, se formerait à des vitesses de surface plus faibles (0,5 m/s) que le type "classique" (0,75 à 1,50 m/s). Des vitesses de 0,5 m/s ayant été mesurées dans la zone des bancs au voisinage du fond (voir Chapitre 1), cela conforte l'idée d'un transport actif du sédiment au droit de rubans sableux du Kaiser. De fait, le contact franc du bord ouest de ces rubans sur leur substrat témoigne d'un façonnement peu antérieur à la mission Belgica 94.

## 2. CORPS SEDIMENTAIRES ENGENDRES PAR LA HOULE

Ils sont restreints au domaine de haut de banc, où prévaut une dynamique de haute énergie, comme le suggère : [1] la présence de niveaux de graviers (B3), et [2] des traces de vannage à l'interface eau-sédiment (B3), confirmées par une concentration en minéraux lourds plus importante dans le sédiment (B3 et B4). C'est aussi une dynamique plus sporadique, comme en témoignent : [1] des passées de sable fin (B3), et [2] une bioturbation abondante. La forte rétrodiffusion générale du domaine de haut de banc est expliquée par la présence (1) de sédiments plus grossiers et (2) d'une augmentation de la cohésion par la bioturbation.

### a. Petites dunes symétriques N0°-30°

Les petites dunes *symétriques* de haut de banc, *orientées* N0-30°, sont expliquées par l'action prédominante des fortes houles d'ouest-nord ouest. Cette interprétation est argumentée par le fait qu'on n'observe jamais ces dunes au-delà d'une profondeur qui ne varie pas du Nord au Sud du banc (150-160 m : Fig. 46 et Fig. 47). A la suite d'Allen (1979), nous appelons donc ces formes de dépôt *rides de houle*.

D'après les calculs de mobilisation par la houle, la vitesse d'entraînement des sables grossiers présents dans les sédiments de haut de banc serait de l'ordre de 2 m/s, ce qui représente une vitesse trois fois supérieure aux vitesses maximales mesurées sur la plateforme distale. Or, selon Dalrymple (1984), les petites dunes du domaine tidal tendraient à disparaître en quelques semaines en l'absence de l'agent qui les construit et les maintient. Les rides de houle du domaine de haut de banc seraient donc mises en place peu de temps avant la mission Belgica 94, comme le confirme leur superposition à la plupart des traces de chalut observées.
Cela suggère que la vitesse d'entraînement du sédiment est surestimée dans les formules appliquées, comme suggéré plus haut. En particulier, la superposition des courants de marée aux courants de houle permettrait l'oscillation du sédiment à des vitesses de houle très inférieures à 2 m/s. La légère asymétrie qui devrait en résulter ne serait pas visible sur les sonogrammes. Cette hypothèse implique que la bioturbation observée en haut de banc s'effectue très rapidement après la formation des rides de houle (Fig. 67A), sauf si les échantillons B3 et B4 ne sont pas impliqués dans ces rides (Fig. 67B), ce qui ne peut être infirmé sans d'autres prélèvements. Dans l'hypothèse où la bioturbation serait antérieure à la mise en place des rides de houle celles-ci pourraient ne remobiliser que le sable fin apporté en surface par les organismes fouisseurs (Fig. 67B). Dans ce cas, la fraction granulométrique non mobilisable par la houle contenue dans les échantillons y aurait été incorporée après la formation des mégarides symétriques.

<figure><img src="image_73.png" /><figcaption>Fig. 67 : Hypothèses de mise en place des rides de houle dans le domaine de haut de banc.</figcaption></figure>

Des rides de houle ($λ=2$ m) formées dans des sédiments graveleux (gravel ripples : Leckie, 1988), ont été observées en Mer Celtique jusqu'à 146 m de profondeur (Channon et Hamilton, 1976), et par 60 m de fond en Mer d'Irlande (in Jackson, 1995). De même que celles observées sur le banc du Kaiser, ces rides présentent des crêtes rectilignes orientées NW-SE, et seraient l'héritage de houles dont l'action contribuerait entre autres à concentrer la fraction bioclastique grossière dans les dépressions au pied du flanc raide. Cela expliquerait pourquoi, malgré une crête peu marquée, les rides de houle seraient bien visibles au sonar latéral.

Sur le plateau continental aquitain, Türcq et al. (1986) identifient vers -80 m des rides de houle orientées NS similaires à celles observées sur le banc du Kaiser. Ces auteurs rappellent qu'une houle de période 15 s serait susceptible de générer des rides de houle de longueur d'onde 4 à 4,5 m (Allen, 1979). Selon Leckie (1988), les gravel ripples ne seraient pas générées par des houles exceptionnelles : une houle d'amplitude 5 m et de période 14 s créerait des courants suffisants par 100 m de fond.

### b. Autres structures

Localement, les rides de houle sont superposées à des « ondulations » du relief, orientées N30°-40° et de longueur d'onde 25-50 m, qui pourraient correspondre à de grandes dunes au relief très adouci, formées par des houles d'amplitude exceptionnelle (J-P. Auffret, comm. pers.). Des structures de rectitude et de longueur d'onde comparable ont été observées entre 20 et 40 m de fond sur la plateforme distale aquitain (Türcq et al., 1986). Le faible rapport de l'amplitude sur la longueur d'onde de ces structures serait caractéristique de l'action de houles de tempêtes (Swift et al., 1979). En deuxième hypothèse, on peut suggérer l'action d'ondes de période intermédiaire entre celle de la marée et celle de la houle (infragravity waves), qui seraient les conséquences de tempêtes lointaines dans les zones de fetch maximum (Boczar-Karakiewicz et al., 1990).

## 3. MISE EN PLACE DES STRUCTURES DU FACIES LINEE

### a. Hypothèse : dynamique du vent

Entre -80 et -120 m sur le plateau continental aquitain, Türcq et al. (1986) identifient des "linéations" orientées N110° au relief peu ou pas marqué, de même aspect que celles du faciès linéé sur le banc du Kaiser. Ces auteurs attribuent à l'action conjuguée de la houle et du vent la formation de ces structures. Les linéations, identifiées sur d'autres plateformes comme des sillons d'érosion, témoigneraient de la présence de courants hélicoïdaux générés par le vent (Dyer, 1970 ; [Stride et al., 1972 ; Coleman et al., 1981] in Türcq et al., 1986). Selon ce mécanisme, les linéations seraient parallèles au vent. Dans le cas des linéations sur le banc du Kaiser, il s'agirait d'un vent d'WNW, ce qui est compatible [1] avec les statistiques météorologiques et [2] avec la direction des mégarides de houle (N0°-30°), globalement orthogonale à celle des linéations (N120°).
Néanmoins, plusieurs problèmes demeurent en suspens dans cette interprétation :
(1) Pourquoi la direction des sillons serait extrêmement proche de celle des mégarides tidales de flanc de banc ?
(2) Que représenteraient les placages du faciès moucheté - des cuvettes d'érosion ?
(3) Pourquoi ces structures ont-elles la même géométrie par 120 m de fond et en domaine intertidal (Allen, 1984, t.2, p. 25), alors que la tranche d'eau est un facteur important d'amortissement des courants ? N'ayant pas de réponse à ces questions, nous préférons retenir l'hypothèse tidale :

b. Hypothèse : dynamique tidale

Le parallèlisme et la continuité entre les linéations du domaine de haut de banc et les mégarides asymétriques de flanc de banc suggère que les placages sableux que constituent les linéations : [1] moulent les creux entre des mégarides, ou [2] représentent des mégarides d'aspect particulier (Fig. 68).

<figure><img src="image_74.png" /><figcaption>Fig. 68 : Hypothèses pour le faciès linéé.</figcaption></figure>

La première hypothèse serait argumentée par la comparaison avec les mégarides actives N120° qui ne montrent pas le fort contraste de rétrodiffusion typique des placages sableux. Elle traduirait que le domaine de haut de banc n'est pas sous l'influence d'une dynamique tidale au moment de la mission Belgica 94, comme le suggère la présence des mégarides de houle.

La seconde hypothèse serait argumentée par :
(1) La présence d'une dynamique tidale active sur les flancs du banc lors de la mission Belgica 94, c'est-à-dire à une profondeur où l'énergie tidale est théoriquement plus faible qu'au sommet du banc. Cette dynamique quotidienne aurait reconquis le domaine de haut de banc très peu de temps avant la mission, comme en témoigne la présence de mégarides de houle encore fraîches dans ce domaine.
(2) La nature des mégarides : contrairement aux dunes de flanc de banc, les mégarides du faciès linéé apparaîtraient très peu rétrodiffusantes parce qu'elles ne seraient constituées que des sables fins provenant du remaniement des placages sableux du faciès taché.

Cette deuxième hypothèse semble devoir être retenue, au moins pour certains placages sableux, car leur façonnement en mégarides actives N120° a été observé à la faveur d'une chute d'altitude du transducteur du sonar (voir Chapitre 2). Dans tous les cas, les linéations témoigneraient d'une dynamique tidale en domaine de haut de banc, de même que le faciès moucheté, à la différence près que celui-ci caractériserait le remodelage de placages sableux en mégarides 3D.

2. INTERPRETATION DYNAMIQUE

A. SCHEMA DYNAMIQUE

1. CONTROLE TOPOBATHYMETRIQUE DE LA DYNAMIQUE

a. Schéma général

Le transport des sables moyens à très grossiers et des graviers s'effectue par traction sur le fond. D'après l'étude granulométrique, le transport des sables fins se ferait plutôt par suspension depuis le domaine de haut de banc (B3 et B4 : le pic modal, décalé vers les grandes tailles, suggère un vannage des sables fins) jusque vers les zones de pied de banc (B1 et B6 : deux pics modaux, dont un dans les sables fins), avec un non-dépôt dans la zone dunaire de flanc de banc (B2 et B5). Dans ce schéma, la source de sable fin serait renouvelée à l'interface eau-sédiment en domaine de haut de banc par une bioturbation intense (B3 et B4) entre les épisodes de mise en suspension/décantation. Les remaniements par la dynamique dunaire (B5) ou la bioturbation (B6) causeraient l'homogénéisation dans le sédiment de la fraction fine décantée dans les échantillons B1 et B6 de la mission Belgica 94 (Fig. 69).
<figure><img src="image_75.png" /><figcaption>Fig. 69 : Schéma général de la dynamique sédimentaire sur un profil transversal du banc du Kaiser.</figcaption></figure>

Le schéma de transport est argumenté (1) par la faible variabilité bio-lithologique des sables fins et très fins, et (2) par la présence d'une couche de sables fins au sommet des carottes. Celle-ci représenterait un dépôt de décantation des particules transportées en suspension, dont l'épaisseur est moindre sur les sites les plus éloignés de la crête du banc<fnref n="1" /> (carottes KS05 et KS07). Les taches claires caractéristiques des faciès acoustiques Belgica 94 représenteraient les reliques d'un "dépôt de décantation" de même type que celui des carottes Sédimanche 2. La variabilité de l'épaisseur de ce dépôt dans les carottes de haut de banc et de flanc de banc serait l'effet [1] de la structure des faciès linéé et moucheté (Fig. 68), et [2] d'un piégeage dans les creux de la topographie au niveau des ondulations interprétées comme des dunes de houle<fnref n="2" />. La séparation nette entre le "dépôt de décantation" et le sédiment sous-jacent dans les carottes Sédimanche 2 suggère que l'épisode de dépôt soit très peu antérieur à la mission. La mission Belgica 94, au contraire, aurait eu lieu dans une période "calme" associée à une bioturbation plus développée. Cela conduit à penser que la sédimentation à la surface du banc est cyclique, comme le remarquent Türcq *et al.* (1986) sur le plateau continental aquitain.

## b. Contrôle dynamique

### 1. Action sporadique de la houle

A l'échelle des corps sédimentaires observés, le domaine de flanc de banc est sous le contrôle permanent de la dynamique tidale, alors que le domaine de haut de banc est sous le contrôle alternatif de la dynamique tidale et de la dynamique de houle. Cela explique pourquoi [1] les grandes dunes tidales sont plus rares au sommet du banc, où ne subsistent que les plus hautes d'entre elles (c'est-à-dire celles dont la résistance à l'érosion sporadique des houles est la plus importante) ; [2] les chaînes dunaires traversant le banc semblent plus abondantes dans les passes abaissant sa crête qu'au niveau de ses points hauts.

Dans le domaine de haut de banc, les houles seraient responsables de la destruction périodique des corps tidaux de petite taille et de la mise en place des faciès de redépôt. Comme les placages sableux constitutifs des faciès de haut de banc recouvrent les rides de houle, la phase de décantation qu'ils représenteraient serait postérieure à un épisode de forte houle d'WNW. Cet épisode aurait contribué à la mise en suspension des sables fins et très fins durant quelques jours. La présence de panaches (1) de faible rétrodiffusion et (2) de faciès taché dans le prolongement en haut de banc des rubans sableux suggère que le dépôt de décantation soit repris au moment de la mission Belgica 94 par la dynamique tidale, ce qui est argumenté par les calculs de vitesse d'entraînement. L'aspect sporadique de la dynamique en haut de banc est argumenté par [1] la bioturbation plus développée que dans les échantillons de flanc de banc, et [2] la présence de passées à matrice carbonatée plus abondante et/ou de niveaux de graviers (KS04).

### 2. Répartition des énergies

L'énergie tidale augmenterait peu du pied du banc vers sa crête (Bouysse et al., 1976).

<footnote n="1">¹ La couche de sable fin présente au sommet des carottes pourrait aussi être liée à la dynamique d'une dune : à l'aval des dunes de tidales sédimentent les particules les plus fines, qui n'entrent pas dans les processus d'avalanche sur le flanc raide. Ce drapage de sédiment fin recouvre la surface basale de progradation de la dune, constituée de sédiments plus grossiers (bottom sets). Mais il y a peu de dunes tidales en haut de banc, et le dépôt drapant de sables fins semble ubiquiste, ce qui nous fait rejeter cette hypothèse.</footnote>

<footnote n="2">² Cette deuxième hypothèse serait argumentée en flanc de banc par les relations entre l'épaisseur du "dépôt de décantation" et la position d'une grande dune : le flanc doux exposé au courant, présente un dépôt fin limité à 5 cm (carotte KS05), tandis que l'espace interdunaire présente un dépôt de 50 cm (carotte KS06).</footnote>
L'énergie de houle serait en revanche beaucoup plus sensible à la profondeur : la vitesse critique de formation des rides de houle ne serait atteinte que dans le domaine de haut de banc. D'après les calculs de mobilisation, au moment de la mission Belgica 94, l'action de la houle se ferait encore sentir sur les petites particules. La zone transitionnelle entre les domaines de haut de banc et de flanc de banc représenterait une bande de basse énergie, comme l'atteste la couronne de faciès taché (grands placages sableux) à la base du domaine de haut de banc.

Cette dualité des énergies de houle et de marée dans la zone de transition entre les domaines de haut et de flanc de banc est argumentée par l'approfondissement, suivant la pente du plateau continental, de la limite inférieure des faciès moucheté et linéé du Nord au Sud du banc. Cet approfondissement traduit une reconquête par la dynamique tidale des franges du domaine de haut de banc vers le Nord du banc. Cette reconquête pourrait être expliquée par une accélération des courants tidaux répondant à la remontée du plateau continental.

### c. Discussion

#### 1. *Processus de transport*

Ce schéma de transport peut être comparé à celui de Channon et Hamilton (1976) : lors des épisodes de tempêtes le transport du sable se ferait en traction et en saltation dans une couche de quelques centimètres d'épaisseur, passant graduellement vers le haut à une couche en suspension pour les sables fins. Ces auteurs associent aux épisodes de tempête la dynamique de tous les corps sédimentaires de grande taille (rubans sableux et dunes). En période de beau temps, la dynamique serait restreinte à la progradation de petites rides et au transit en suspension de la fraction silto-argileuse vers le pente continentale.

La présence d'une couche de sable fin "resédimentée" à la surface du banc du Kaiser suggère de même que la dynamique associée est sporadique. Cependant, l'activité des dunes tidales de longueur d'onde plurimétrique ne nous semble pas restreinte aux épisodes de tempête. Au contraire, elle serait pérenne en phase de beau temps, comme le suggèrent (1) les calculs de mobilisation et (2) l'absence de bioturbation dans les zones dunaires. Paradoxalement, si la combinaison de la houle et des courants de marée facilite la mobilisation des particules, il semble que le remaniement sédimentaire par la dynamique tidale soit relativement plus importante sur les flancs du banc qu'à son sommet, où l'on observe (1) une bioturbation plus abondante et (2) l'absence de mégarides tidales bien exprimées plusieurs jours après la formation des mégarides de houle.

Contrairement au schéma de Channon et Hamilton (1976), la couche de sable fin "resédimenté" ne serait pas produite par le carriage *in situ* d'une fraction vannée du sédiment. En effet, elle recouvre localement des sédiments grossiers homogènes qui ne présentent pas d'appauvrissement en sables fins à leur sommet. Par ailleurs, elle ne peut provenir partout d'une séparation par la bioturbation, celle-ci étant absente sur les flancs du banc. C'est pourquoi nous maintenons l'idée d'un dépôt "allochtone", dans le cadre de la décantation de sables en suspension après une tempête.

#### 2. *Importance des houles sur les bancs*

Sur la côte est des Etats-Unis, d'importants mouvements sédimentaires sur les bancs du plateau continental externe sont expliqués par les tempêtes. Sur le Georges Bank au large de Boston, des observations montrent que les tempêtes remobilisent des sédiments jusqu'à 80 m de fond (Twichell *et al.*, 1984), alors que les courants tidaux n'ont plus d'influence notable au dessous de 60 m. Un transport sur 200 km serait possible après remise en suspension par la houle dans ce secteur.

Plus au Nord, 80% de la mobilité sédimentaire constatée entre 80 et 200 m de profondeur au droit des grands bancs de Terre Neuve, entre la Mer du Labrador et l'Atlantique, serait expliquée par des houles exceptionnelles (Amos et Judge, 1991). Cette hypothèse est retenue dans la mesure où les courants tidaux dans cette zone sont trop faibles pour justifier la présence des dunes 2D-3D qu'on y observe. Les tempêtes seraient là également responsables de la remise en suspension et du transport de sables jusque sur la pente continentale.

Le modèle d'Amos et Judge (1991), étalonné sur les conditions d'une tempête tri-décennale (vagues de 13 m, vents de 47 m/s) moyennées sur 12 h, montre que : (1) pour des sables de 0,35 mm, 30% du transport observé est imputable à des événements représentant ces conditions (soit 1% du temps) ; (2) des sables fins peuvent être transportés jusqu'à 200 m de fond ; (3) aux conditions limites, le facteur déterminant le transport n'est pas la granulométrie, mais la profondeur d'eau.

## 2. CHRONOLOGIE RELATIVE DES PHASES DE DEPOT

### a. Superposition des dunes

Les corps sédimentaires de flanc de banc sont considérés comme actifs, d'évolution continue, et leur âge est proportionnel à leur taille. En haut de banc, les observations suivantes sont faites : [1] Les structures les plus anciennes sont les dunes de houle ("ondulations"), qui sont cependant plus récentes que les grandes dunes tidales de bordure de flanc de banc, auxquelles elles se superposent localement. [2] Les mégarides N120° "tidales" (quoique d'asymétrie peu visible), très
peu imprimées dans les sonogrammes, se superposent aux dunes de houle. [3] Les rides de houle, de direction N0°-30°, probablement héritées de tempêtes récentes comme le montre leur superposition à des traces de chalut, se superposent aux mégarides tidales.

## b. Intercalation des faciès de haut de banc

Il semble que les faciès (placages sableux) s'agencent stratigraphiquement par rapport aux corps sédimentaires de la façon suivante : (1) Les placages sableux du faciès taché moulent les creux entre les rides de houle. (2) Le faciès taché est par endroits découpé en "ébauches" de rubans sableux, ce qui suggère son remaniement dans les courants tidaux. Cela se manifesterait par la superposition du faciès linéé, si on reprend l'hypothèse selon laquelle les linéations N120° représentent le remaniement en mégarides tidales des placages sableux du faciès taché. (3) Les rides de houle sont superposées aux placages sableux du faciès taché, sauf localement où elles semblent recouvertes par des placages plus "frais" de faciès moucheté en voie de remaniement sous forme de mégarides tidales.

<figure><img src="image_76.png" /><figcaption>Fig. 70 : Hypothèse pour la chronologie des formes de dépôt en haut de banc.</figcaption></figure>

## c. Phases de dépôt

Ces observations suggèrent une histoire en deux épisodes (Fig. 70), présentant chacun trois phases de dépôt compatibles avec le schéma dynamique du banc : [1] Mise en place de dunes ou de rides de houle en domaine de haut de banc sous l'effet d'une tempête. Les sables fins et très fins sont mis en suspension. [2] Décantation des dépôts en suspension, sous forme de placages sableux, en haut de banc et en flanc de banc. Cela se fait en plusieurs jours, les particules étant maintenues en suspension par les courants tidaux, ce qui cause en partie l'allochtonie du dépôt. En haut de banc, les placages sableux constituent le faciès taché. En flanc de banc, ils nourrissent les rubans sableux, qui redistribuent sans cesse les sédiments. [3] Reconquête tidale en haut de banc : les placages sableux sont remaniés sous forme de mégarides tidales 2D (faciès linéé) ou 2D sinueuses, voire 3D (faciès moucheté). La redistribution des sables fins fait apparaître des variations d'épaisseur dans les reliques des placages sableux. Ceux-ci demeurent mieux préservés dans les creux d'anciennes structures (dunes de houle).

# B. BILAN SEDIMENTAIRE

## 1. DONNEES SUR LE TRANSPORT RESIDUEL A LA SURFACE DU BANC

### a. Paramètres influant sur le transport résiduel

La forme des corps sédimentaires est prédite dans le cas d'un régime stationnaire d'écoulement, mais plusieurs états de dépôt peuvent se succéder avant l'établissement de l'équilibre entre le vecteur et les particules (Middleton et Southard, 1984). Or les régimes hydrauliques ne sont jamais constants durablement dans la nature, d'où la difficulté d'établir une relation entre corps sédimentaires et hydrodynamique du milieu. C'est typiquement le cas pour des formes résultant de courants rotatifs, comme par exemple les corps tidaux. Il convient donc de considérer les corps sédimentaires tidaux du banc du Kaiser comme des *formes résiduelles de dépôt*. Dans cette perspective, chaque ensemble de corps sédimentaires de même nature, de même taille et de même granularité traduit une phase (ou étape) particulière de dépôt, caractérisant un flux résiduel variable dans le temps et dans l'espace. Par exemple, alors que les mégarides représentent les formes du transit sédimentaire à l'échelle d'un cycle semi-diurne ([Bokuniewicz et al., 1977] in Berné, 1991 ; Dalrymple, 1984), les grandes dunes évoluent à l'échelle annuelle (Berné et al., 1993). A cette
échelle, l'adjonction des houles peut *inverser* la direction des transports résiduels. Ces inversions de migration des crêtes dunaires contribuent à la structuration polyphasée des dunes. La vergence des grandes dunes tidales reflète néanmoins globalement l'asymétrie des courants semi-diurnes (Berné, 1991).

En domaine tidal, les paramètres influençant le transport résiduel sont :

- *La topographie.* Le transport tend à être perpendiculaire à l'axe des bancs au voisinage de leur crête (Smith, 1970). Ce phénomène de modification de l'écoulement au niveau d'un relief est expliqué par Huthnance (1973, 1982) comme étant dû à un déphasage de l'accélération des courants qui seraient obliques par rapport à la pente. Cela est également observé à la surface des dunes tidales ([Malikides et al., 1989, Sweet et Kocureck, 1990] in Berné, 1991).

- *La rotation des courants tidaux.* A l'échelle d'un cycle tidal semi-diurne, la rotation des courants peut être un critère de ségrégation dans le transport sédimentaire, dans la mesure où la granulométrie du sédiment mobilisable varie avec la vitesse des courants : la mise en mouvement et le dépôt des différentes classes granulométriques s'effectue alors dans des directions différentes (voir Chapitre 1). Ce phénomène explique notamment l'obliquité, souvent observée sur les plateformes tidales, entre les directions de transport résiduel et du courant dominant (Postma, 1967 ; Swift, 1975 ; Kenyon et al., 1981).

- *L'asymétrie de l'ellipse tidale.* La vitesse de migration des dunes tidales est inversement proportionnelle à la fréquence des inversions de leur vergence. C'est pourquoi les dunes fluviatiles ont une migration beaucoup plus rapide (5000 m/an dans le Fraser River [Kotaschuck et al., 1989] in Berné, 1991) que les dunes tidales (0,3 m/an sur le delta de flot de Long Island Sound [Fenster et al., 1990] in Berné, 1991). Sur les bancs de Flandre, des migrations de 20 m/an sont courantes pour des dunes de 4 m d'amplitude (Trentesaux, 1993).

- *L'obliquité du courant dominant par rapport au courant subordonné.* La présence d'un angle entre la direction du flot et celle du jusant doit engendrer une obliquité entre la crête des dunes tidales et la direction de transport sédimentaire résiduel (Dalrymple et Rhodes, 1995). Cette obliquité est théoriquement proportionnelle à la taille des dunes (Rubin et Ikeda, 1990).

La quantification des flux résiduels nécessite de connaître (1) la direction de migration des dunes, (2) leur vitesse de migration et (3) les volumes simultanément en transit<fnref n="1" />. Cela exige un suivi topographique à l'échelle annuelle dont nous ne disposons pas sur le banc du Kaiser. C'est pourquoi l'aspect quantitatif du transport sédimentaire n'est pas abordé ici.

## b. Transport sur les formes de dépôt les plus variables

### 1. Les mégarides : variabilité de la marée semi-diurne

La grande rectitude et stabilité angulaire des mégarides observées durant la mission Belgica 94 met en évidence l'homogénéité des courants tidaux semi-diurnes à l'échelle du banc (Fig. 71). Le relief du banc ne perturbe pas significativement l'écoulement à sa surface. Cela s'explique par sa profondeur, dans la mesure où la variation de pression associée au relief du banc du Kaiser n'excède pas 20% (le banc a une amplitude de 30 m, dans des fonds moyens de 150 m). Cela expliquerait (1) l'homogénéité des vitesses tidales à la surface des bancs celtiques, et (2) la faible influence du relief formé par le banc sur la distribution d'orientation des mégarides.

Les mégarides du flanc est migrent vers le SW, tandis que celles du flanc ouest migrent vers le NE : le flanc est du banc est dominé par le jusant, tandis que le flanc ouest est dominé par le flot. Cela semble illustrer le schéma de convexion horaire autour du banc, devenu classique pour nombre de bancs tidaux, (Houbolt, 1968 ; Caston, 1972 ; Kirby et Oele, 1975 ; Kenyon et al., 1981 ; Twichell, 1984 ; Howarth et Huthnance, 1984 ; Pattiarachi et Collins, 1987 ; M'hammdi, 1994). Néanmoins, les terminaisons du banc du Kaiser n'ayant pas été reconnues au sonar latéral, il n'est pas possible de prouver ce schéma de convexion.

### 2. Rubans sableux : participation de la houle?

La direction des rubans sableux du flanc ouest, généralement N160°, suit le plus souvent celle des isobathes. Cela suggère l'influence du relief du banc sur leur mise en place, et conduit à penser que la houle pourrait intervenir dans leur formation (S. Berné, comm. pers.). En revanche, sur le flanc est, la direction des amas sableux formant les trains de mégarides, également oblique par rapport à l'ellipse tidale, est beaucoup plus constante (N60°), ce qui laisse penser qu'il s'agisse de formes de dunes géantes 2D très peu développées (B. Dalrymple, comm. pers.). Ces amas pourraient également représenter un mode d'organisation des corps dunaires connu en domaine éolien, dans lequel des barkhanes "filles" s'échelonnent en aval d'une dune "mère" le long d'un axe de dépôt oblique par rapport à la direction générale du courant (Fig. 31B).

<footnote n="1">¹ Ce paramètre est particulièrement difficile à estimer. Sachant que l'amplitude des dunes tidales change au cours du cycle de morte eau/vive eau ([Allen et al., 1969; Allen et Friend, 1976a] in Dalrymple et Rhodes, 1995), deux dunes de taille différente caractérisent soit (1) la même tranche de temps, si les flux sédimentaires varient dans l'espace, (2) des intervalles de temps différents. Cela met en évidence la difficulté d'appréhender quantitativement les bilans sédimentaires à partir de la cartographie des dunes.</footnote>
<figure><img src="image_77.png" /><figcaption>Fig. 71 : Directions moyennes du transport sur les formes de dépôt observées.</figcaption></figure>

### c. Direction du transport résiduel à l'échelle des grandes dunes tidales

L'asymétrie des grandes dunes tidales observées au droit du banc du Kaiser est généralement assez faible, ce qui suppose une asymétrie faible des courants de marée et/ou une construction en épisodes, avec des inversions de vergence. Cela suggère qu'à l'échelle des mégarides, les directions de transport résiduel fluctuent considérablement. La direction de transport résiduel par charriage à l'échelle de l'ensemble du système des sédiments superficiels banc est donc estimée à partir des mesures effectuées sur la forme générale des grandes dunes, en supposant que la direction de transport résiduel à cette échelle est perpendiculaire à leur crête<fnref n="1" />.

<footnote n="1">¹ Ceci est un postulat contestable, dans la mesure où le transport résiduel peut être oblique à la direction de la crête dunaire (Dalrymple, 1984 ; [Terwindt, 1970,1971 ; Aliotta et Perillo, 1987 ; Fenster et al., 1990] in Berné, 1991). La crête dunaire est perpendiculaire au transport moyen (Rubin et Hunter, 1987; Rubin et Ikeda, 1990] in Dalrymple et Rhodes, 1995). En domaine tidal, l'obliquité entre la direction du transport résiduel et la crête dunaire n'est proche de 90° que lorsque le courant est très asymétrique (peu ou pas de courant subordonné), ou quand le flot et le jusant ont des directions très proches (Dalrymple et Rhodes, 1995). Or, comme le montrent les données de courant, en Mer Celtique l'angle entre le jusant et le flot atteint 15° (site Krogen, Fig. 20). La direction de transport résiduel déterminée pour chaque grande dune du banc du Kaiser comme étant perpendiculaire à sa crête n'est donc pas exacte d'un point de vue théorique. L'approximation que nous faisons en disant que le transport résiduel est perpendiculaire à la direction de la crête de chaque dune semble cependant moins criticable pour les dunes barkhanoïdes, dont la longueur de crête est modeste, que pour les très longues chaînes dunaires 2D (B. Dalrymple, comm. pers.). Or, dans notre étude, ces dunes ont un poids statistique important, par rapport aux chaînes dunaires 2D, car elles sont plus nombreuses, d'autant plus que les plus longues dunes 2D, présentant de fréquentes inversions de vergence n'ont pas été prises en compte. De ce fait, nous considérons que les directions de transport mises en évidence sont relativement fiables.</footnote>
<figure><img src="image_78.png" /></figure>

La direction de migration et la longueur de crête des grandes dunes tidales sont représentées en coordonnées polaires par les segments noirs. L'unité élémentaire du réticule est 1000 m. La surface S de chaque cercle est proportionnelle à la longueur cumulée des crêtes dunaires prises en compte dans l'ensemble correspondant (ex. BSE : ensemble des dunes sur le flanc est de la zone Belgica Sud). Les flèches indiquent le transport résiduel à l'échelle de chaque ensemble. Leur module correspond au pourcentage de transport (rayon du cercle=100% du transport dunaire total pour l'ensemble des dunes représentées dans le cercle). BN : Belgica zone nord ; BS : Belgica zone sud ; S1 à S4 : zones Sédimanche ; E : flanc est ; W : flanc ouest.

<caption>Fig. 72 : Transport résiduel par les dunes du banc du Kaiser, rapporté pour chaque dune dans chaque zone d'étude.</caption>

Pour chaque zone, les dunes du flanc est et celles du flanc ouest ont été considérées comme deux ensembles distincts. La direction de migration de chaque dune est pondérée par la longueur de sa crête et reportée en coordonnées polaires (R=longueur de crête) sur les roses de la Fig. 72. Le
transport résiduel correspond pour chaque ensemble à la somme vectorielle des mesures, et représente une longueur équivalente de crête dunaire migrant dans une direction résiduelle. Les dunes présentant des indications de vergence trop peu claires ou contradictoires ont été éliminées. La somme des données retenues fournit des indications cohérentes [1] à l'intérieur d'un même ensemble, [2] d'une zone à l'autre et [3] d'un flanc à l'autre (Fig. 72).

Trois observations ressortent de cette analyse : [1] La tendance générale est un transport résiduel vers le SW sur le flanc est et vers le NE sur le flanc ouest du banc. Le seul ensemble mettant cette observation en défaut est le flanc ouest de la zone S3, où la direction de transport résiduel n'est pas significative, étant donné le trop faible nombre de mesures. [2] Les terminaisons du banc montrent un transport résiduel "centrifuge", c'est-à-dire vers l'extérieur du banc avec toutefois un pourcentage notable de dunes à vergence SW dans l'ensemble WS1. [3] La résultante des vecteurs de transport résiduel de tous les ensembles est vers le SW. Les mouvements vers le Sud sont de 40% supérieurs aux mouvements vers le Nord (Fig. 73). Le transport résiduel à long terme semble donc globalement dominé par le jusant, comme c'est le cas pour toute la région des approches occidentales de la Manche (Kenyon et Stride, 1970).

<figure><img src="image_79.png" /><figcaption>Fig. 73 : Bilan du transport résiduel à l'échelle des grandes dunes tidales du banc du Kaiser.</figcaption></figure>

## 2. EVOLUTION DU SYSTEME

### a. Cause des déséquilibres dans le transport résiduel

#### 1. Inversion de transport

Le transport résiduel à l'échelle de la marge celtique est dominé par le jusant. Le transport résiduel global sur le banc vérifie le schéma établi pour la région celtique (Stride, 1963 ; Kenyon et Stride, 1970). Le changement de sens de transport résiduel d'un flanc à l'autre du banc du Kaiser pourrait s'expliquer par l'obliquité de l'ellipse tidale par rapport au banc (voir Introduction). La prédominance sur le flanc ouest du flanc sur le jusant serait alors due à l'accélération du vecteur de flanc, en réponse à une tranche d'eau décroissante, et, corrélativement, à une décélération du jusant (Fig. 74A). On a suggéré plus haut que l'effet du relief du banc était probablement faible à cause de sa profondeur. Bouysse et al. (1976) remarquent néanmoins une légère augmentation des pics de vitesse des courants tidaux au sommet des bancs. Cela suggère que le schéma décrit par Kenyon et al. (1981) pour les bancs tidaux s'appliquerait dans le cas du banc du Kaiser, tant à l'échelle des grandes dunes que des mégarides : le flanc ouest correspondrait au flanc « protégé » du courant
régional dominant (le jusant), et « exposé » au courant régional subordonné (le flot), ce qui contribuerait à un déséquilibre suffisant pour inverser le sens du transport résiduel<fnref n="1" />.

## 2. Zones de convergence et de divergence

A cause [1] de l'obliquité de la direction de transport dunaire par rapport à la direction du banc et [2] de l'inversion de sens du transport résiduel d'un flanc à l'autre, la crête du banc serait une zone de convergence sédimentaire (Fig. 74A). Ne concernant que les particules se déplaçant par charriage sur le fond, ce mouvement convergent n'est pas contradictoire avec la perte "centrifuge" de sédiment fin au sommet du banc par remise en suspension (Fig. 69).

La résultante centrifuge du transport résiduel par charriage au droit des terminaisons du banc (Fig. 72) impliquerait en outre la présence de deux zones de divergence sédimentaire, l'une au Sud du flanc ouest, l'autre au Nord du flanc est (Fig. 75). Cette dernière n'est pas bien marquée, car plusieurs dunes à vergence SW subsistent dans l'ensemble E-S1 (Fig. 72). L'ensemble W-B2 pourrait représenter la zone de divergence sud-ouest, dans la mesure ou le transport résiduel y est presque nul.

Il n'y aurait donc pas à proprement parler de « cellule convective » des sédiments superficiels au droit du banc du Kaiser. Trentesaux (1993) arrive à la même conclusion pour le Middelkerke bank (bancs de Flandre), qui serait un système ouvert à ses extrémités.

<figure><img src="image_80.png" /><figcaption>Fig. 74 : Hypothèse pour l'asymétrie EW de la dynamique sédimentaire du banc du Kaiser.</figcaption></figure>

## b. Phénomène d'accumulation

### 1. Causes de l'asymétrie est-ouest

Le flanc E est couvert d'amas sableux et de dunes barkhanoïdes, caractérisées par le type lithologique "bioclastique" (échantillons B5 et B6, voir Chapitre 2), tandis que le flanc ouest montre des rubans sableux, entre lesquels le sédiment est de type lithologique "détritique" (échantillon B1, voir Chapitre 2). Plutôt qu'une variation dans la dynamique des masses d'eau, ce contraste traduit une disponibilité en sables mobiles plus élevée sur le flanc est. Cela expliquerait la présence des rides de houle jusqu'à 150 m sur le flanc est du banc alors qu'elles ne s'étendent pas en-dessous de 140 m sur le flanc ouest. La distribution des domaines de faciès "moucheté" et "linéé" est en accord avec ce schéma. Généralement, le domaine de faciès moucheté correspond à des zones de moins grande

<footnote n="1">¹ L'inversion du sens de transport sédimentaire d'un flanc à l'autre des bancs parfaitement longitudinaux par rapport au courant pourrait s'expliquer dans le cas ou les depressions relatives entre les bancs se comportaient comme des chenaux dans lesquels la circulation se ferait dans des directions opposées de part et d'autre d'un banc. Ce dispositif est typique des zones intertidales, au niveau de chenaux bordant des barres d'embouchure estuariennes (Swift, 1975 ; Dalrymple et al., 1990), mais pas sur la plateforme distale, où les courants sont beaucoup plus homogènes (Stride et al., 1982).</footnote>
abondance en placages sableux que le faciès linéé. Or il est localisé préférentiellement dans des secteurs où la disponibilité sédimentaire serait moins importante, c'est-à-dire le flanc ouest, et la partie la plus haute de la crête du banc. A l'opposé, le faciès linéé domine sur le versant est du banc, et dans les zones les plus basses de la crête.

Le flanc ouest présente un bilan sédimentaire négatif, comme le suggère la prédominance de rubans sableux, alors que le flanc est présente un bilan sédimentaire positif, caractérisé par des grandes dunes et des amas sableux à mégarides. Ce contraste pourrait être expliqué par la pente du plateau continental. En effet, le courant de flot est accéléré par la diminution de profondeur lors de sa progression du Sud vers le Nord, tandis qu'inversement le jusant est ralenti lors de sa progression vers le Sud à la faveur d'une décompression de la tranche d'eau (Fig. 74B). A l'échelle du banc, cela implique une accélération du courant résiduel positive en tout point du flanc ouest (flot dominé), et négative en tout point du flanc est (jusant dominé). La conséquence en est une tendance au déficit sédimentaire sur le flanc ouest et au stockage sur flanc est. Ce déséquilibre apparent dans la sédimentation à la surface du banc soulève le problème du bilan des flux à l'échelle du banc.

## 2. Entrées et sorties à l'échelle du banc

A titre d'hypothèse, que devraient infirmer ou confirmer des études quantitatives, le bilan des transferts par charriage à la surface du banc peut être schématisé selon la Fig. 75. Les transferts à travers la crête seraient dus [1] à l'obliquité de l'ellipse tidale par rapport à l'axe du banc, comme dans le cas des bancs tidaux (voir Introduction), et [2] à la différence de flux d'un flanc à l'autre. Les sédiments rentreraient dans le système par les flancs du banc, et en sortiraient par les extrémités.

<figure><img src="image_81.png" /><figcaption>Fig. 75 : Schéma de flux sédimentaire résiduel au droit du banc du Kaiser.</figcaption></figure>

### ♦ Hypothèse de stabilité du banc

Dans l'hypothèse ou le banc est stable, et où les grandes dunes tidales sont en équilibre dynamique avec les courants à long terme, deux mécanismes peuvent être invoqués pour expliquer les transferts sédimentaires sur le banc à l'échelle de ces dunes. Cela suppose que le transport se fait en régime stationnaire.

Le premier mécanisme suppose que le transport est proportionnel à la longueur cumulée de crêtes dunaires. La balance sédimentaire du flanc ouest semble être plutôt déficitaire (peu de dunes, beaucoup de rubans sableux), alors que celle du flanc est semble excédentaire (beaucoup de dunes et de mégarides). Ce contraste reflète un dépôt résiduel plus important sur le flanc est que sur le flanc ouest. Cependant, le flux en sortie du système doit égaler le flux en entrée. D'après [1] la continuité de certaines chaînes dunaires entre les deux flancs du banc au niveau des passes, et [2] la convergence des dunes vers le sommet du banc, une partie (x) du sable en mouvement sur le flanc ouest pourrait provenir du flanc est via la crête du banc. Cet apport du flanc est sur le flanc ouest serait repris dans le transport vers le Nord, de sorte que le flux sédimentaire sur le banc serait légèrement inférieur à celui sur le plateau continental.

Le deuxième mécanisme part en revanche du postulat que la longueur cumulée des crêtes dunaires n'est qu'une fonction de la disponibilité sédimentaire. La prédominance du transport résiduel vers le SW pourrait alors être surestimée, dans la mesure où la plus grande quantité de dunes sur le flanc est ne traduirait qu'une plus grande abondance de sédiment transportable.
Réciproquement le transport résiduel vers le NE pourrait être plus important qu'il n'y paraît. Le déséquilibre dans la mobilité sédimentaire sur les deux flancs du banc serait lié soit [1] à un contraste lithologique : la bioturbation et la granulométrie peuvent varier, soit [2] à un contraste dynamique : la houle pourrait intervenir préférentiellement sur le flanc ouest, qui subirait un vannage dont le produit irait se déposer sur le flanc est, conformément au modèle de Smith (1970). Nos prélèvements ne permettent cependant pas de mettre en évidence un tel contraste granulométrique.

♦Hypothèse d'instabilité du banc

La variation du flux sédimentaire sur la marge au niveau des bancs pourrait expliquer le stockage de sédiment dans le système à la faveur de ruptures du régime stationnaire (Fig. 75). La conséquence en serait un accroissement à long terme du volume du banc. La carte du banc du Kaiser rapportée par Bouysse *et al.* (1976) ne présente pas de différences significatives avec la carte bathymétrique reconstituée à partir des données de sondeur multifaisceaux<fnref n="1" />. Ceci tendrait à prouver que le banc est stable à l'échelle d'une vingtaine d'années dans ses grands traits. Cependant la faible précision du positionnement des minutes de sonde sur la carte de 1976 ne permet pas de juger de l'évolution topographique du banc à l'échelle infrahectométrique (Fig. 76).

<figure><img src="image_82.png" /><figcaption>Fig. 76 : Superposition de trois cartes bathymétriques établies dans la zone du Kaiser depuis un siècle (avec les mêmes ellipsoïdes de projection).</figcaption></figure>

Même à l'échelle centennale, il serait fortuit de prédire la stabilité ou la mobilité du banc, car les cartes réalisées à la fin du siècle dernier dans le secteur sont trop peu fiables du point de vue des contours, à cause d'une faible densité de mesures de sonde (Fig. 76). D'après la carte de 1891, il semblerait néanmoins que la position des bancs soit globalement inchangée. C'est également ce qui ressort des comparaisons de cartes bathymétriques établies sur les bancs de Flandre depuis trois siècles, et cependant l'étude sismique révèle que certains de ces bancs migrent activement vers la côte (Trentesaux, 1993). Cela montre qu'à une échelle historique il est délicat de rendre compte des processus géologiques, y-compris les plus rapides. A l'issue de l'étude de la dynamique superficielle

<footnote n="1">¹ Les points culminants des moitiés nord et sud du banc du Kaiser sont respectivement cotées à -121 m et -118 m sur la carte multifaisceaux Sédimanche, -125 m et -120 m sur la carte de Bouysse *et al.* (1976), et enfin -110 m et -121 m sur la carte SHOM de 1891. Etant donné les marges d'erreur associées (1) aux mesures anciennes et (2) au lois utilisées pour les corriger des effets de la marée, on ne peut conclure à une modification centennale du banc, même à l'échelle décamétrique.</footnote>
du banc du Kaiser, on voit que seule une analyse des structures internes doit permettre de trancher
sur la dynamique à long terme des bancs celtiques.
DEUXIÈME PARTIE

DYNAMIQUE ANCIENNE DU
BANC DU KAISER, MER
CELTIQUE MÉRIDIONALE

« Elle eut cette fois l'impression de contempler les entrailles de la Terre. Non pas les cavités laissées vacantes par l'évaporation des eaux ou par la désertion des morts, mais les sombres strates truffées de caillasses, étroitement tassées, sans le moindre interstice entre elles, et pour cela même à jamais indistinctes à l'oeil humain. »

Ismaël KADARE
Le Concert
<figure><img src="image_83.png" /></figure>
## CHAPITRE 4 : PRÉSENTATION DU SUBSTRATUM DU BANC DU KAISER

**Abstract.** - Long-term evolution of the Western Approaches trough is controlled by tectonics. The main basin is split into smaller basins, the evolution of which is linked to the reactivation of Cadomian to Variscan N70°-trending faults (Fig. 77; Ziegler, 1987b). These basins formed as grabens in Permian time, as a consequence of the Variscan collision, and were filled during Triassic/early Jurassic subsidence (in Evans, 1990). The middle Jurassic is a period of ubiquitous marine sedimentation in the Celtic basins, which were connected to the London-Paris basin. The opening of the Atlantic Ocean during the upper Jurassic leaded to emergence and erosion of most Jurassic sediments on the shelf. Sedimentation happened thereafter in a context of tilted blocs, until the appearance of oceanic crust in the Aptian (Fig. 78; Montadert et al., 1979). Up to the middle Eocene, a weak but continuous isostatic subsidence associated with ageing of the adjacent oceanic plate favoured sedimentation of chalk in the western trough. Alpine tectogenesis affected the evolution of the trough at three times (Ziegler, 1987a). [1] In middle Eocene, the subduction of the Atlantic plate under the northern Iberian plate give rise to inversion of the Celtic basins, which were tilted to the SW. In the Kaiser Bank area, erosion reached Cretaceous levels during Oligocene time. [2] In the middle Miocene, the Pyrenean orogenic phase caused the remaining peneplanation of the Armorican and Cornubian massifs, causing high rates of terrigenous-sediment flux into the adjacent marine basins. [3] In the upper Miocene, the Alpine phase gave rise to a renewed inversion of the Celtic basins, leading to emergence of the outer shelf during the Pliocene. During the Quaternary, the margin subsided discontinuously.

At shorter time scales, the architecture of the margin is related to relative sea-level changes. Plio-Quaternary eustatic sea-level changes are of 3rd- to 5th-order duration according to Haq et al. (1988; Fig. 79a). At the 3rd-order scale (1-3 MA), a general 40 m lowering is observed since the late Miocene (Shackleton and Opdyke, 1977). Over this period, 5th-order glacioeustatic fluctuations (20 ka period) are about 30-50 m (Fig. 79b). Fourth-order (100 ka period) glacioeustatic fluctuations started at 0.9 Ma. The amount of glacioisostatic compensation that the study area experienced depends on the model used. As a result, the maximum later Pleistocene lowstands would have been either at -120 m (Lambeck, 1995) or -160 m (assuming there was a peripheral isostatic bulge; Wingfield, 1995). Comparisons of the water-depth of Plio-Pleistocene formations in Cornwall, the Celtic Sea, and western Brittany provide evidence for coherent differential variation of relative sea level during this period throughout the area. Differences are attributed to the relative influence of Alpine tectonic movements. In the Western Approaches, these relative sea-level changes are characterized by: [1] a 150 to 300 m sea-level fall during the early to middle Pliocene; and [2] an equivalent subsidence from the late Pliocene to the early Pleistocene. Absence of raised beaches around Brittany suggests that subsidence stopped in the early late Pleistocene (Morzadec-Kerfourn, 1990).

On the outer shelf, Neogene strata are characterized by the stacking of several lowstand wedges (Bouysse et al., 1975; Evans and Hughes, 1984; SEDIMANCHE1 cruise). The Miocene succession consists of two of these formations (Fig. 83): [1] at the base, the Jones Formation consists of calcilutites (palaeobathymetry 100-200 m) that form a 180 m thick landward stepping wedge resting on the regional, Oligocene hiatal surface; and [2] at the top, the Cockburn Formation consists of poorly consolidated calcarenites, corresponding to a 150 m thick delta that is eroded at the top by the late-Miocene inversion surface. The Pliocene wedge is termed the Lower Little Sole Formation, which is located seaward of the Cockburn Formation (a "perched prism"). It contains in its upper part several generations of buried canyons (Fig. 84).

The Quaternary is characterized by glacial deposits in the Celtic Banks area (isolated mound-like deposits of rafted debris; Hamilton et al., 1980), by well sorted silty clays containing abundant ostracods, and by a quasi-ubiquitous thin gravel lag that was formed by winnowing of fluvioglacial deposits during the Flandrian transgression (layer B that separates the Celtic Banks "Melville" Formation from surficial sediments; Pantin and Evans, 1984). Pleistocene deposits consist of: [1] Channelized formations: the Upper Little Sole Formation in the English sector (Evans and Hughes, 1984) and incised-valley fills in the French sector (Fig. 86a; Bouysse et al., 1976; Vanhauwaert, 1993). These 30-50 m thick deposits are disconnected from: (i) the Armorican coastal valleys by a regional peneplanation surface (Quesney, 1983) that is interpreted as having formed during several transgressive-regressive cycles during the Quaternary (Pantin and Evans, 1984); and (ii) the shelf-break canyons (Kenyon et al., 1978). The youngest deposits within the external channelized formations occurred in a marine setting (50 m water depth at least) as early as the early Pleistocene (Evans and Hughes, 1984). [2] Infill of enclosed deeps, such as the Celtic Deep (in Evans, 1990) and the Hurd Deep (Lericolais et al., 1995), consisting of glacial sediments at the base and fluviomarine deposits at the top. [3] The Celtic Banks "Melville" Formation (Bouysse et al., 1976), interpreted up to now as Flandrian (20 ka) tidal sands overlying an older "core" (Pantin and Evans, 1984). This interpretation, which is essentially based on low-resolution sparker and boomer profiles from the 1970's (Fig. 88), is questioned here, with particular emphasis on the genetic relationship between the channelized formations beneath the banks and the banks themselves, which appear to be superimposed on the main valley axis (Vanhauwaert, 1993; Fig. 86b).
# 1. CONTROLES DE LA SEDIMENTATION

## A. CONTROLE STRUCTURAL

### 1. STRUCTURATION DU BASSIN DES APPROCHES DE LA MANCHE

La Manche orientale et la Manche occidentale, séparées par le horst Cotentin-Start Point, ont des directions structurales différentes (Fig. 76A). Axé sur la direction N170°, le horst Cotentin-Start Point est la prolongation sud d'une zone complexe de décrochements varisques cornubiens, appartenant à la même famille que les failles du Pays de Bray et de Rouen-Sennely, qui sont reliées vers le Sud au Sillon Houiller du Massif Central (Fig. 76A).

<figure><img src="image_84.png" /><figcaption>Fig. 76 : A - Synthèse structurale de la région celtique (Ziegler, 1987a). B - Coupes dans les bassins de Mer Celtique méridionale (in Evans, 1990).</figcaption></figure>

La Manche occidentale a une évolution structurale liée aux tectogenèses varisque et alpine (Ziegler, 1987a). L'axe principal de la structuration (N70°) est celui de la suture calédono-varisque, représenté par le linéament ultramafique du Lizard. La direction N70° est également celle des failles découpant les blocs nord-armoricain (tectogenèses cadomienne à varisque) et cornubien (tectogenèses calédonienne et varisque), dont la plus importante est la zone faillée Aurigny-Ouessant, dans l'axe de la Manche occidentale (Fig. 76B). Cette zone faillée, qui contient des ophiolites ([Lefort et Segoufin, 1978] in Evans, 1990), a un rôle prépondérant dans l'histoire de la Manche occidentale (Ziegler, 1987b) et ce jusqu'au Quaternaire (Lericolais et al., 1995). Elle est toujours active ([Mourant, 1931] in Evans, 1990). Les blocs armoricain et cornubien sont chacun bordés au Nord par une série de bassins allongés dans l'axe de structuration N70° : au NW de la Cornouailles les bassins celtiques, et au SW le bassin des Approches de la Manche (Fig. 76A). Le bassin des
Approches de la Manche est séparé en plusieurs sous-bassins : au Sud de la faille Aurigny-Ouessant le bassin de Bretagne; au nord de cette faille d'Est en Ouest le bassin SW Manche, le bassin S'è Mary et le bassin de Melville (Fig. 77A).

Les bassins des Approches occidentales sont ouverts au Permien en contre-coup de la tectogenèse varisque (Fig. 77B), qui génère des rifts le long de décrochements dextres N70° (Fig. 77A). Ils sont caractérisés par des intrusions granitiques et leur effondrement rapide induit une sédimentation de plus de 4000 m au dépôt-centre. Les accidents bordiers sont réactivés en transpression au Trias, qui constitue la phase de comblement des grabens. La subsidence tectonique des grabens est stoppée à la fin du Trias dans le bassin SW Manche, alors qu'elle se poursuit jusqu'au Pliensbachien à l'ouest dans le bassin de Melville, et au Sud de l'accident d'Aurigny-Ouessant dans le bassin de Bretagne (Fig. 77B). A la fin du Jurassique inférieur, sous l'effet d'une subsidence thermique générale et d'une transgression eustatique, une sédimentation marine ubiquiste s'installe dans tout le bassin, générant 1000 m de dépôts, et présidant à la connexion entre les bassins celtiques, le bassin de Paris et le bassin de Londres (Fig. 77A).

## 2. PHASES TECTONIQUES MAJEURES

### a. Ouverture de l'Atlantique

Au Jurassique moyen débute un épisode de compression, qui entraîne au Jurassique supérieur une surrection des bassins celtiques et des Approches de la Manche (in Evans, 1990). Au Crétacé inférieur, cette surrection produit dans le Nord du bassin une érosion des formations jurassiques (Fig. 77). A la même période, la sédimentation reprend au Sud de la faille Aurigny-Ouessant, à la faveur d'un rejeu de cet accident en décrochement sénestre ([Hillis, 1988] in Evans, 1990). Selon la plupart des auteurs, cet épisode tectonique est lié à l'ouverture de l'Atlantique. Cette hypothèse expliquerait la création de blocs basculés vers l'Est, limités à la base par des failles listriques et comblés en demi-grabens (Fig. 78). Cependant, d'après Vaillant (1988), ces blocs ne sont pas basculés parallèlement à la marge, et l'extension post-rifting est relativement faible. Le développement des demi-grabens serait stoppé dès l'Aptien, c'est à dire au moment de l'océanisation (Montadert et al., 1979). La limite entre la croûte continentale et la croûte océanique est située 200 km à l'Ouest de la rupture de pente de la plateforme actuelle. Le refroidissement de la croute océanique et la relaxation isostatique entraînent une subsidence importante de la nouvelle marge, qui a une influence exponentiellement décroissante jusqu'au Paléogène (in Evans, 1990), et à la faveur de laquelle 500 m de craie sont déposés dans les bassins celtiques.

<figure><img src="image_85.png" /><figcaption>Fig. 78 : Coupe perpendiculaire à la marge celtique (Montadert et al., 1979).</figcaption></figure>

### b. Orogène alpin

Au Cénozoïque, la structuration est marquée par l'antagonisme entre l'extension liée au vieillissement de la marge atlantique, et l'orogène alpin qui induit trois phases tectoniques compressives à l'Eocène moyen, au Miocène moyen et au Miocène supérieur ([Muir Wood, 1989] in Evans, 1990). Les premiers signes de la compression se manifestent par une surface d'érosion ubiquiste dans la craie paléocène. L'inversion des bassins celtiques selon un mécanisme décrit par Beach ([1987] in Evans, 1990) serait à relier avec la subduction de la plaque Atlantique sous la marge nord-ibérique à l'Eocène moyen. L'inversion des Approches de la Manche survient ultérieurement. Elle se manifeste par des flower structures dans l'Oligocène inférieur (résultat de la mission Sédimanche 1), et produit une érosion plus importante au Sud (où l'incision, très irrégulière, atteint le Crétacé) qu'au Nord (où les dépôts Paléogènes sont épais ([Hall, 1986] in Evans, 1990). L'érosion est par ailleurs plus importante à l'Est du bassin (800-1300 m) qu'à l'Ouest (400-800 m), ce qui traduit un basculement général de la plateforme vers le NW de la marge. Cette tectonique n'induit pas de déformation plicative en bordure de marge, mais un plissement est observé en amont. Le mouvement compressif se transmet au bassin breton à l'Oligocène moyen, où se développerait un anticlinorium de 3000 m d'altitude (Ziegler, 1987b). L'érosion de cet anticlinorium génère une série de bassins à l'Oligocène supérieur sur la bordure nord-armoricaine ([Wilkinson et al., 1980] in Evans, 1990).

Au Miocène moyen, la phase pyrénéenne induit une surrection générale de la Bretagne et de la Cornouailles, dont les pénéplaines se développent dans leur configuration actuelle. Cette phase
produit une surface d'érosion au toit du Miocène moyen (formation Jones, voir ci-après). La phase alpine (Miocène supérieur) correspond à une surrection de 100 m dans tout le bassin de Paris, et à une compression en Manche, croissante vers l'Ouest (in Evans, 1990). L'inversion est maximale vers la bordure de la plateforme, où elle est responsable de l'émersion du bassin des Approches occidentales, et du hiatus pliocène. La pente structurale vers le SW, présente à la base du Miocène moyen (formation Jones), est attribuée à un basculement vers le SW de la marge associé à la phase alpine. La tectonique "alpine" se poursuivrait jusqu'au début du Quaternaire, des failles étant mises en évidence dans la formation des vallées de Mer Celtique méridionale (Vanhauwaert, 1993).

Pendant la majeure partie du Quaternaire, la plateforme distale est subsidente. La subsidence de la zone celtique est associée à un nouveau basculement vers le SW de la plateforme. Celui-ci est post-pliocène, comme le montrent : [1] l'obliquité de l'axe d'écoulement des vallées incisées au toit du Miocène supérieur par rapport à la pente actuelle de la plateforme (Bouysse et al., 1976) ; [2] la présence d'une flexure axée NW-SE affectant tous les dépôts (Evans et Hughes, 1984) ; [3] la présence de slumps post-miocènes dans des blocs basculés de la pente continentale, à 20 km de la bordure du plateau (in Evans et Hughes, 1984). L'axe du basculement est parallèle à la direction du plan de contact entre les séries pré- et post-rift, ce qui suggère un contrôle du mouvement par l'expansion atlantique ([Officier et Drake, 1982] in Evans et Hughes, 1984).

## B. VARIATIONS DU NIVEAU MARIN RELATIF

Le niveau marin relatif correspond à la différence entre le niveau de l'interface air/eau (ou niveau eustatique) et le niveau de l'interface eau/sédiment, qui tient compte du niveau du sous-bassement, intègrant une valeur tectonique et une valeur isostatique de surcharge sédimentaire, et de la vitesse de sédimentation. Cette rubrique vise à reconstituer les variations du niveau marin relatif en Mer Celtique au Plioquaternaire, dans la mesure où c'est sur cette période que nous nous focaliserons plus particulièrement par la suite.

### 1. VARIATIONS EUSTATIQUES

#### a. Mécanisme

Les variations eustatiques au Plio-Quaternaire sont principalement gouvernées par le climat : sur une durée de 5 MA, la variation de volume des bassins océaniques associée à la tectonique des plaques est faible, et c'est principalement le volume des masses d'eau océaniques qui détermine la variation eustatique. Or ce volume est inversement proportionnel au volume des calottes de glace, qui apparaissent vers 14 MA en Antarctique et 3 MA dans l'hémisphère nord (Shackleton et Opdyke, 1977). Le refroidissement du climat à l'échelle du Plio-Quaternaire entraîne une chute *glacioeustatique* d'environ 40 m (Shackleton et Opdyke, 1977 ; Blackwelder, 1981). Cette chute exprime la variation eustatique d'ordre 2 selon la charte de Haq et al. (1988 ; Fig. 79).

A plus court terme, le volume des glaces durant les derniers 5 MA varie cycliquement avec une amplitude croissante, en réponse aux variations de l'insolation globale. Ce signal climatique peut être décomposé en plusieurs sinusoïdes, dont deux influencent principalement le glacioeustatisme : la précession des équinoxes (20 KA) et l'excentricité de l'ecliptique (100 KA). Dans la courbe de Haq et al. (1988), la période de 100 KA correspondrait aux variations eustatiques d'ordre 4 et la période de 20 KA aux variations d'ordre 5.

#### b. Amplitude

Les oscillations glacioeustatiques d'ordre 5 se mettent en place dès 3 MA (Shackleton et Opdycke, 1977), et se marquent dans la sédimentation de la marge celtique (De Graciansky et Poag, 1985 ; Auffret, 1983). Elles présentent des amplitudes de 40 m maximum (Fig. 79B). Vers 900 KA, des variations d'ordre 4 se superposent aux variations d'ordre 5. L'amplitude eustatique associée à l'ordre 4 est de 100 m en moyenne, d'après les isotopes de l'oxygène<fnref n="1" /> (Fig. 79B). Les oscillations d'ordre 4 auraient néanmoins une amplitude légèrement croissante jusqu'au dernier maximum glaciaire (Imbrie et al., 1984). Cependant, plusieurs auteurs indiquent un minimum eustatique au maximum glaciaire du Mindel (0,4 MA : Berggren, 1972 ; Williams, 1988).

<footnote n="1">¹ Les variations de la composition isotopique de l'oxygène des foraminifères contenus dans les sédiments abyssaux traduisent le fractionnement isotopique de l'oxygène par les organismes en réponse à un changement de composition isotopique de même sens dans leur biotope. Elles reflètent les alternances de périodes glaciaires et interglaciaires (Craig et Gordon, 1965). Les stades glaciaires correspondent à des périodes de développement des glaces polaires (pauvres en O¹⁸) corrélé à un enrichissement de l'eau de mer en O¹⁸. Des fonctions de transfert permettent de relier le signal isotopique des organismes fossiles à la composition de l'eau de mer lorsqu'ils se sont formés. Des sommations de courbes isotopiques représentant les variations à diverses latitudes dans les cinq océans ont permis de définir le signal isotopique global SPECMAP (Imbrie et al., 1984). La stratigraphie isotopique de l'oxygène, bien calibrée sur 700 KA et étendue au Pliocène, est aujourd'hui utilisée pour reconstituer [1] les paléotempératures; [2] les variations eustatiques du niveau marin. Le calage eustatique du signal isotopique a été confirmé sur la période 0-140 KA par datation de terrasses corraliennes (Chappell et Shackleton, 1986).</footnote>
<figure><img src="image_86.png" /><figcaption>Fig. 79 : Variations du niveau marin eustatique.</figcaption></figure>

L'interprétation des isotopes, la plus largement admise actuellement, s'oppose à l'hypothèse de niveaux eustatiques plus bas que 150 m environ au Quaternaire. Elle est cependant mise en doute par la présence de terrasses, qui jalonnent les plateaux continentaux externes des principales marges passives entre -140 et -240 m de profondeur. Pinot ([1974] in Evans, 1990) note la présence de cuestas pléistocènes à -205 m au large de la Bretagne. Pratt et Dill (1974) retrouvent ces terrasses à des profondeurs identiques sur différentes marges continentales. Elles seraient le produit de l'érosion par la houle<fnref n="1" /> lors des périodes de bas niveau eustatique d'ordre 4. La fiabilité de cette hypothèse demeure faible dans la mesure où les terrasses les plus anciennes ont pu s'enfoncer sous l'effet de la subsidence.

## 2. MOUVEMENTS DU SOUBASSEMENT

### a. A court terme (KA)

#### 1. Phénomène de glacioisostasie

Sur les marges continentales, le facteur de variation le plus à même de perturber le signal eustatique d'ordre 4 et 5 est l'isostasie glaciaire. Sous l'effet de la surcharge des glaces, le substratum

<footnote n="1">¹ La terrasse la moins profonde serait attribuée à la chute eustatique du dernier maximum glaciaire (20 000 ans), et la terrasse la plus profonde à la chute eustatique maximale quaternaire vers -200 m (Pratt et Dill, 1974). Pour Boillot ([1964] in Quesney, 1983), une chute eustatique à -250 m expliquerait l'incision des vallées et des fosses de la Manche. D'après les travaux de Flinn [1964-1969] sur le plateau des Shetlands, de Galloway [1970] sur la marge Australienne, et de Schideler et Swift [1977] sur la marge Est-américaine, une telle chute serait anté-quaternaire (in Pratt et Dill, 1974).</footnote>
subit un *enfoncement isostatique* au droit des calottes de glace. L'allègement lié à la fonte des calottes produit un *rebond isostatique*. L'effet en est une augmentation du niveau marin relatif pendant les glaciations<fnref n="1" />, et une baisse pendant la déglaciation (Fig. 80). L'altitude des plages fossiles situées au voisinage des centres de charge glaciaire montrent que les variations glacio-isostatique et glacio-eustatique du niveau marin sont opposées, légèrement déphasées, et que la variation glacio-isostatique a une amplitude 4 à 5 fois plus importante que la variation glacio-eustatique (in Devoy, 1995). A la périphérie des calottes, la variation eustatique s'amortit (Fig. 80).

<figure><img src="image_87.png" /><figcaption>Fig. 80 : Effets glacioisostatiques.</figcaption></figure>

Les indices paléobathymétriques côtiers et sous-marins du pourtour des Îles britanniques montrent une évolution du niveau marin relatif depuis 20 000 ans qui est fonction de la latitude. Au Sud, dans la zone jamais atteinte par la calotte glaciaire, l'évolution traduit précisément la transgression glacio-eustatique flandrienne (de -120 m à 0 m). Au Nord, à l'aplomb des centres d'englacement, la transgression n'est sensible qu'entre 8 000 et 5 000 BP. C'est la période pendant laquelle la vitesse de remontée eustatique est plus élevée que la vitesse de remontée du substratum. Auparavant, c'est une régression importante qu'on observe dans les niveaux marins relatifs (in Devoy, 1995).

## 2. Modèles de compensation glacioisostatique

Des modèles viscoélastiques de déformation lithosphérique rendent bien compte des observations pour la calotte glaciaire britannique (in Devoy, 1995). Dans le secteur du banc du Kaiser, le modèle de Lambeck (1995), qui intègre également les influences des calottes Laurentide et Scandinave, montre une transgression de -120 à 0 m entre 16 KA et l'actuel, c'est-à-dire contrôlée par le seul facteur eustatique. Ce résultat va dans le sens de l'hypothèse de Larsonneur (1971), qui suggérait que les effets glacio- et hydro-isostatiques s'annulent dans cette zone. En revanche, selon une hypothèse plus ancienne ([Daly, 1934] in Devoy, 1995), argumentée récemment pour les calottes glaciaires antarctique et canadienne ([Drewry, 1983] in Devoy, 1995), la déformation atteindrait l'asthénosphère, et le volume crustal déplacé par l'enfoncement glaciaire se retrouverait sous la forme d'un *bourrelet isostatique* (Fig. 80). Cela impliquerait une chute du niveau marin relatif qui s'ajouterait à la chute glacio-eustatique. Des observations récentes en mer d'Irlande ont conduit Wingfield (1995) à réprendre l'idée d'un bourrelet isostatique à fort relief, induisant des chutes de niveau marin très fortes et diachrones du Sud vers le Nord<fnref n="2" />. Dans le modèle géométrique de Wingfield (1995), les effets seraient maximum dans la zone sud des bancs celtiques, induisant une

<footnote n="1">¹ En période de glaciation, les effets d'enfoncement isostatique sont croissants en direction de la calotte glaciaire : cela expliquerait les « bas » niveaux marins glaciaires marqués par des plages émergées à +40 m en Manche orientale (au voisinage de la calotte glaciaire des Îles britanniques), tandis qu'ils sont inférieurs à -50 m en Manche occidentale, et que les hauts niveaux marins interglaciaires sont stables à 3 m près dans tout le secteur de la Manche (D. Keen, comm. pers.).</footnote>

<footnote n="2">² De nombreux sites montrent en effet une surélévation précoce du pourtour britannique lors de la déglaciation, non prédite par le modèle de Lambeck ([Rose et al., 1993] in Devoy, 1995). En Irlande du Sud, par exemple, des plages surélevés à +10 m sont datées du Flandrien, tandis que, 150 km au Sud, la fosse celtique (*Celtic Deep*) montre des paléoniveaux marins contemporains vers -120 m ([Scourse et Austin, 1994] in Devoy, 1995).</footnote>
chute du niveau marin relatif à -160 m vers 12 000 BP. Ce résultat renforcerait l'idée d'un pont émergé entre la Bretagne et la Cornouailles ([Mitchell, 1990 ; Preece et al., 1986] in Devoy, 1995). Le problème est que la géométrie d'une calotte peut être très complexe, avec plusieurs centres de charge aux fusions diachrones. Dans les hypothèses qui semblent prévaloir actuellement, l'effet glacioisostatique ne serait pas supérieur à 2 ou 3 m dans le secteur du banc du Kaiser (Lambeck, 1995).

## b. A long terme (MA)

### 1. Evidences géologiques

**♦Surrection (Pléistocène inf.) et stabilité (Pléistocène sup.) à terre**

Sur le pourtour de la Bretagne, le Pliocène terminal est transgressif partout. Le niveau marin correspondant est à +150 m par rapport à l'actuel (Morzadec-Kerfourn, 1990). Le début du Tiglien (Pliocène supérieur) est en revanche marqué par des paléosols, mis en place à la faveur d'une chute glacio-eustatique datée 2,3 MA par Shackleton et al. ([1984] in Morzadec-Kerfourn, 1990). Mais le facteur eustatique n'explique pas seul cette régression, la chute du niveau marin absolu n'ayant pas excédé 35 à 50 m (Fig. 79B). La chute du niveau marin relatif en Bretagne est donc imputable à d'une surrection du bloc armoricain. Au Pléistocène supérieur, les hauts niveaux marins glacio-eustatiques ne dépassent pas sensiblement la cote du rivage actuel (Fig. 79B), sauf le Holsteinien à +7/15 m (stade isotopique 11) et l'Eemien à +2 m (stade isotopique 5e ; Morzadec-Kerfourn-Kerfourn, 1990). Cette stabilité à long terme pourrait expliquer pourquoi la côte armoricaine présente une falaise de 40 m dans le socle, dont la base est le rivage actuel<fnref n="1" />. Par ailleurs, la récurrence des chutes glacio-eustatiques d'ordre 4 au Pléistocène supérieur dans l'intervalle 0-100 m expliquerait [1] l'absence de sédiments marins antéflandriens en Manche (rôle de l'érosion par les transgressions), et [2] la planéité de la surface d'érosion sous-marine (superposition des surfaces de transgression).

En Cornouailles, le Pliocène terminal est également transgressif (S<fnref n="1" /> Erth Beds) mais indique un paléoniveau marin à +45 m ([Mitchell, 1973] in Evans, 1990). D'autres paléoniveaux marins sont marqués par des dépôts de plage à 160, 150, 130, 100, 92 et 82 m ([Balchin, 1964 ; Sims, 1980] in Wood, 1976), ainsi que des terrasses immergées à 38 et 69 m ([Cooper, 1948 ; Donovan et Stride, 1961] in Wood, 1976). Les plus hautes des plages sont les plus anciennes. Cela implique, conformément aux observations en Bretagne, un soulèvement du socle durant le Pléistocène inférieur. La tectonique active au Pléistocène inférieur se traduit également dans le découpage de la terrasse à 130 m par des failles dont le rejeu atteint 114 m (in Evans et Hughes, 1984). La présence en Mer d'Irlande de Pléistocène marin sur la surface régionale de pénéplanation formée durant cet épisode surrexif suggère un blocage du soulèvement au Pléistocène supérieur (Wood, 1976).

**♦Pénéplanation (Pliocène) et subsidence (Pléistocène) en Mer Celtique**

Alors qu'au Pliocène supérieur, les données continentales indiquent des niveaux marins contemporains de +45 m en Cornouailles et de +150 m en Bretagne, les assemblages de foraminifères datés du Pléistocène inférieur suggèrent un niveau marin qui pourrait atteindre -110 m sur la plateforme distale de Mer Celtique (formation de la Petite Sole supérieure : Pantin et Evans, 1984). L'absence de dépôts marins pliocènes dans cette zone suggère la pérennité d'un niveau marin relatif vers -200 m depuis la fin du Miocène supérieur (Evans et Hughes, 1984). Ce bas niveau marin relatif pourrait expliquer l'érosion continentale à la périphérie du Massif Armoricain, dont le produit est l'auréole détritique décrite par Bouysse et al. (1979) -voir Chapitre 1.

Ces résultats mettent en évidence le contrôle prédominant de la tectonique dans la sédimentation du Pliocène et du Pléistocène inférieur de la marge continentale. Les variations eustatiques haute fréquence au Pliocène sont de faible amplitude (30-50 m d'après les études des isotopes de l'oxygène) par rapport aux mouvements différentiels du socle (200 m d'après les études de faciès).

### 2. Discussion

Les faits suggèrent un soulèvement de la marge au Pliocène, puis un effondrement au Quaternaire dont l'amplitude aurait atteint au maximum 200 m dans l'axe de la péninsule de Cornouailles et 300 m dans l'axe de la Bretagne. Cet écart pourrait être dû à une incertitude relative sur la datation des niveaux de référence, et non pas à la participation d'une tectonique différente en Cornouailles et en Bretagne. L'enfoncement de la plateforme distale au Quaternaire pourrait être l'effet d'une subsidence isostatique à grande échelle, comme celle mise en évidence à l'embouchure de la Loire et dans le Golfe du Morbihan ([Mitchell, 1973] in Evans et Hughes, 1984). Mais la géomorphologie du plateau continental externe, montrant une rupture de pente brutale au niveau d'une charnière située vers -120 m, suggère plutôt un basculement tectonique (downlap warping : Pantin et Evans, 1984). La subsidence semble bloquée en Mer d'Irlande et en Bretagne au Pléistocène

<figure><img src="image_88.png" /></figure>

<footnote n="1">¹ D'après des études du Pléistocène du bassin de Rennes, une hypothèse alternative est actuellement discutée (B. Van Vliet-Lanoë, comm. pers.), selon laquelle la phase de surrection est plus récente (400 KA).</footnote>
supérieur<fnref n="1" />. On peut faire l'hypothèse qu'il en va de même pour la subsidence en Mer Celtique, au moins dans le secteur du banc du Kaiser, en bordure du craton armoricain.

<figure><img src="image_89.png" /><figcaption>Fig. 81 : Variation du niveau marin relatif en Mer Celtique.</figcaption></figure>

### 3. SYNTHESE : COURBE DES PALEONIVEAUX MARINS RELATIFS

Nous proposons une courbe des paléoniveaux marins dans le secteur du banc du Kaiser réalisée en additionnant les composantes eustatique et tectonique du niveau marin relatif (Fig. 81). C'est sur la base de cette courbe que nous nous fondons pour dater les formations étudiées (voir Chapitre 6). La courbe met en évidence la prépondérance du facteur tectonique jusqu'au Pléistocène supérieur, qui détermine notamment une transgression importante au Plio-Pléistocène. Dans notre reconstruction, ce facteur est contraint par :

[1] La présence d'un point de calage temps/bathymétrie dans la formation de la Petite Sole supérieure : un assemblage de foraminifères de la Petite Sole, attribué au Pléistocène basal, prélevé à 160 m de fond, et indiquant une paléobathymétrie de plus de 50 m (Evans et Hughes, 1984). Nous

<footnote n="1">¹ Ce point est néanmoins discuté. Une étude du réseau hydrographique armoricain au Néogène et au Quaternaire montre que des mouvements tectoniques ont affecté le massif en plusieurs étapes. Jusqu'au Prétiglien (Pliocène supérieur), les fleuves bretons coulent vers la Manche. L'inondation marine du Tiglien est brutalement suivie par une phase de pénéplanation glaciaire, ce qui suggère une surrection du socle très rapide. Une phase tectonique majeure surviendrait vers 400 KA, avec pour effet un basculement du bloc vers l'Ouest dont témoigne un réseau fluviatile perpendiculaire au précédent (B. Van Vliet-Lanoë, comm. pers.). Par ailleurs, l'activité néotectonique en Normandie a été évoquée pour expliquer l'invasion marine profonde et restreinte du bassin de Carentan (Pareyn, 1980). Les mouvements actuels du bloc armoricain indiquent un soulèvement à l'Ouest de 1,2 mm/an depuis 100 ans (N. Lenôtre, comm. pers.). Ces mouvements ne sont pas épisodiques, mais participent de l'évolution géomorphologique du continent, comme le montre la plus forte incision des vallées côtières occidentales de la Bretagne.</footnote>
considérons cependant ce point de référence comme "flottant", dans la mesure où : [i] le même assemblage a été trouvé ailleurs en Manche (Evans et Hughes, 1984) ; [ii] des carottages dans la Petite Sole ont par ailleurs montré des "traces d'intertidal" (Pantin et Evans, 1984).

[2] L'hypothèse d'une subsidence tectonique terminée au Pléistocène moyen (hypothèse argumentée par la stabilité des derniers hauts niveaux marins en Bretagne ; Morzadec-Kerfourn, 1990). La subsidence tectonique pourrait contribuer à des variations de niveau marin aussi rapides que celles contrôlées par le glacioeustatisme<fnref n="1" />. Des mouvements épirogéniques de même ampleur sont observés dans le bassin de Paris vers 1,7 MA, qu'on relie avec le changement de cours de la Loire et l'initiation d'un écoulement vers l'Ouest dans les paléofleuves bretons (in Evans, 1990).

## 2. SEDIMENTATION APRES LE PALEOGENE

<figure><img src="image_90.png" /><figcaption>Fig. 82 : Carte du bassin néogène et quaternaire des Approches de la Manche.</figcaption></figure>

### A. MIOCENE : PRISMES DE PLATEFORME

Les résultats de la mission Sédimanche 1 montrent que si l'Oligocène est une période d'érosion associée à l'inversion des bassins de la Manche, au Néogène en revanche, la marge des Approches de la Manche se construit en empilement de prismes dont la position dépend du niveau marin relatif (résultat de la mission Sédimanche 1). Cette géométrie avait déjà été mise en évidence dans la zone anglaise par Evans et Hughes (1984) et dans la zone française par Bouysse et al. (1975). La chronostratigraphie "définitive" d'Evans et Hughes (1984), retenue ici, diffère sensiblement de celle proposée initialement par Andreieff et al. (1972) et Bouysse et al. (1975) sur la base de simples critères géométriques, dans la mesure ou ces derniers attribuaient au Pliocène des

<footnote n="1">¹ C'est l'idée du *punching*, proposée par Evans et Hughes (1984) pour expliquer l'ennoiement non-destructif des "bancs tidaux" observés dans la formation Cockburn sous des sédiments de paléobathymétrie 200 m (Fig. 83d).</footnote>
dépôts datés du Miocène supérieur par Roberts et Montadert (1979). Outre les puits pétroliers du domaine public, les données sismiques d'Evans et Hughes (1984) sont calées sur les carottes des sites DSDP 72/10-1, 81/3A, 83/24-1, 72/10A et 73/1-1. Le Miocène est une période de sédimentation marine carbonatée étendue sur la plateforme (Roberts et Montadert, 1979). Cette sédimentation est initiée à la faveur de la transgression chattienne (Oligocène supérieur), qui couvre le NW de la France, mais n'atteint pas la côte britannique actuelle ([Walsh et al., 1987] in Evans, 1990). La surrection du Miocène supérieur conduit à l'érosion des formations miocènes, qui ne sont préservées que dans le synclinal des Approches de la Manche (Fig. 82).

## 1. FORMATION JONES (MIOCENE INFERIEUR A MOYEN)

L'inversion oligocène produit sur la marge une surface d'érosion dans la craie paléogène sur laquelle se développe le prisme de la formation Jones (Fig. 83). D'âge aquitanien à serravalien ([Powell, 1988] in Evans, 1990), de puissance maximale 180 m, cette formation montre des biseaux d'agradation de part et d'autre du synclinal des Approches de la Manche (Fig. 83a et b ; mission Sédimanche 1). Vers le sommet de la formation, les réflecteurs sismiques sont parallèles, horizontaux, et de très forte amplitude (mission Sédimanche 1). Ils pourraient marquer l'inondation maximale de la transgression langhienne (Guillocheau, comm. pers.). La formation Jones est constituée de calcilutites en alternance avec des bancs plus grossiers (Roberts et Montadert, 1979). Les constituants terrigènes ont une signature armoricaine. Les environnements de dépôts suggèrent une tranche d'eau légèrement supérieure à l'actuelle (200-300 m). La sédimentation s'effectue dans un contexte de subsidence faible et continue, la structure acoustique du prisme ne révélant pas de compartimentage tectonique ni de variation sensible d'épaisseur ou de faciès (Evans et Hughes, 1984). Seules quelques failles de faible rejet traversent le prisme (Evans et Hughes, 1984 ; Vanhauwaert, 1993).

<figure><img src="image_91.png" /><figcaption>Fig. 83 : Coupes dans le bassin néogène des Approches de la Manche (Evans et Hughes, 1984). Loc. voir Fig. 82.</figcaption></figure>

## 2. FORMATION COCKBURN (MIOCENE SUPERIEUR)

Elle correspond à la "séquence progradante" attribuée par Bouysse *et al.* (1975) au Pliocène (Fig. 85). De puissance 150 m au niveau du rebord de la plateforme continentale, la formation Cockburn s'amincit rapidement vers l'amont où elle se biseaute sur la formation Jones (Fig. 83).
D'âge serravalien à tortonien ([Bennet et al., 1985] in Evans, 1990), cette formation montre des réflecteurs parallèles et horizontaux dans sa partie proximale, où elle repose sur la formation Jones par l'intermédiaire d'une surface d'érosion basculée vers l'Ouest. Dans sa partie externe, c'est un prisme progradant vers l'Ouest, qui incise la formation Jones sur 120 m au maximum (Fig. 83c).

Vers la base de la formation, des ensembles de réflecteurs simiques convexes emboités ont été définis par Evans et Hughes (1984) comme des "bancs" sédimentaires (Fig. 83d). Ce sont des objets parallèles de 60 m d'amplitude, de 6 à 8 km de large et d'espacement 12 à 20 km. Selon Evans et Hughes (1984), ils pourraient représenter des "bancs tidaux", de même que les bancs celtiques actuels. Dans la formation Cockurn, ces "bancs" sont ennoyés sans trace d'érosion dans les dépôts sommitaux du prisme (Fig. 83d), dont la structure acoustique est plus transparente.

La formation Cockburn est constituée de calcarénites gris-olive mal consolidées (Roberts et Montadert, 1979). Les éléments terrigènes ont une provenance écossaise. L'hydrodynamique du milieu semble plus intense que celle attribuée au dépôt de la formation Jones, ce qui est relié par Evans et Hughes (1984) à une possible connexion de la Manche avec la Mer du Nord au maximum de la transgression Miocène. Plusieurs discordances angulaires marquent des changements dynamiques dans le système progradant de la formation Cockburn. Bordant le haut-fond de la Chapelle, la formation Cockburn présente des lobes qui ont la géométrie d'un éventail deltaïque, ce qui suggère un dépôt sous une faible tranche d'eau (résultat de la mission Sédimanche 1).

## B. PLIOQUATERNAIRE : EXTENSION DU DOMAINE CONTINENTAL

### 1. PRISME DE BORDURE DE PLATEFORME

La Petite Sole inférieure (Fig. 82 et Fig. 84) est un prisme perché attribué au Plio-pléistocène (Evans et Hughes, 1984 ; Vanhauwaert, 1993), mais dont nous préférons faire débuter la mise en place au Messinien (résultat Sédimanche 1). De base convexe, ce prisme, qui présente une puissance maximale de 300 m, se biseaute dans la pente vers 1700 m, en montrant des réflecteurs parallèles à sa base sous 1200 m et en biseau tangentiel au dessus de cette profondeur (Fig. 84). Il contient à son sommet des canyons comblés (Fig. 84).

### 2. DEPOTS GLACIAIRES

En Manche et jusque sur le rebord du plateau continental, le Plio-Quaternaire correspond à une époque de régression maximale, associée à des mouvements tectoniques et glacioeustatiques importants. Les dépôts plioquaternaires, exclusivement représentés par [1] des formations incisées (chenalisées ou en comblement de fosses) et [2] la formation des bancs celtiques, sont surmontés par des épandages glaciels attribués au Pléistocène supérieur<fnref n="1" />.

<footnote n="1">¹ A terre, les évidences de diamictites sont nombreuses sur la côte sud de l'Angleterre. Le tombolo de Portland est constitué de tillites, et les terrasses du fleuve Solent à +30 et +100 m sont fluvioglaciaires (in Kellaway et al., 1975). Dans les îles Scilly (Fig. 82), Barrow ([1906] in Evans, 1990) décrit la présence d'une tillite entre deux niveaux de plages exhaussées. Cette tillite est datée par ¹⁴C à 34500-21500 BP (in Evans, 1990). Dans d'autres sites des îles Scilly on observe des dépôts loessiques, datés par thermoluminescence à 18 500 BP ([Wintle, 1980] in Evans, 1990). L'appartenance de ces dépôts à la dernière phase glaciaire est confirmée par les pollens (in Evans, 1990). Sur les grèves des côtes de Cornouailles et du Devon, on observe des blocs erratiques d'origine locale ([Exley, 1987] in Evans, 1990), ou amenés par les glaces depuis l'Ecosse ([Flett et Hill, 1946] in Evans, 1990). Des blocs erratiques submergés sont observés en Manche. Sur la plateforme ouest-celtique, Hamilton et al. (1980) photographient des monticules de blocs qu'ils interprètent comme le produit de relargage d'icebergs. Plus au Sud en Mer Celtique, des vibrocarottes montrent la présence de sédiments glacio-marins entre les bancs celtiques et sur leurs flancs (Pantin et Evans, 1984). Ces dépôts glacio-marins sont composés d'une boue argilo-silteuse brun-jaune, avec des passées sableuses granoclassées. Ils sont caractérisés par un assemblage arctique d'ostracodes et de foraminifères (in Evans, 1990). La calotte de glace la plus développée du Pléistocène supérieur, datée du Saalien ([Scourse, 1991] in Devoy, 1995), n'aurait pas débordé des falaises formant la côte nord de Cornouailles ([Stephens, 1970] in Evans, 1990). Elle aurait atteint au maximum les îles Scilly. Plus au Sud, les dépôts glaciels de la Manche seraient mis en place par une banquise épaisse (ice sheet, Kellaway et al., 1975), et ceux de la Mer Celtique seraient des dépôts mixtes relargués d'icebergs et/ou de banquise. En Mer Celtique, les dépôts associés à la dernière déglaciation (Weichsélien supérieur) constituent une couche discontinue, centimétrique à décimétrique, de sable grossier bio-lithoclastique, contenant localement des graviers, voire des blocs de 0,5 m de diamètre (Hamilton et al., 1980). Reconnue par Belderson et Stride (1966), cette "couche B" (Pantin et Evans, 1984), qui affleure également sur le pourtour du Massif Armoricain (Bouysse et al., 1979) est interprétée comme le reliquat du vannage des sables littoraux sous l'effet de la dernière transgression glacioeustatique. Sur la plateforme aquitaine, Pinot ([1974] in Evans, 1990) reconnaît l'équivalent de la couche B, qu'il interprète comme des sables d'embouchure estuarienne. Dans la zone des bancs celtiques, la couche B sépare la formation des bancs des sédiments superficiels étudiés en première partie de notre travail.</footnote>
<figure><img src="image_92.png" /></figure>

Fig. 84 : Coupe des formations post-paléogènes du bassin des Approches de la Manche au droit du banc du Kaiser (i : d'après Vanhauwaert, 1993 ; f : Evans et Hughes, 1984). Localisation voir Fig. 82.

## a. Les formations incisées

### 1. Les formations chenalisées

#### ♦ Petite Sole supérieure à l'Ouest ou vallées comblées à l'Est

Les formations chenalisées constituent l'essentiel des sédiments plioquaternaires. Elles incisent les formations sous-jacentes sur une épaisseur qui peut dépasser 50 m. Elles sont représentées [1] dans la zone anglaise par la formation de la Petite Sole supérieure, qui correspond à un système chenalisé de "structure chaotique" ("sheet like deposit" selon Evans et Hughes, 1984 ; Fig. 83) ; [2] dans la zone française à un réseau de vallées comblées (Bouysse et al., 1976 ; Fig. 86). Dans les eaux anglaises la Petite Sole supérieure peut inciser le prisme perché de la Petite Sole inférieure jusqu'au rebord du plateau (Fig. 84B), mais dans la zone du banc du Kaiser, les vallées sont incisées en amont de ce prisme (Fig. 84A). Les formations chenalisées se biseautent sur la surface sous-marine : [1] vers l'amont, au voisinage de la bordure nord de la zone des bancs celtiques (Fig. 82) ; [2] vers l'aval, au niveau de la rupture de pente du plateau continental (Bouysse et al., 1976 ; Fig. 86A). La pente à la base des formations chenalisées est oblique par rapport à celle du plateau continental (Fig. 86A).

<figure><img src="image_93.png" /></figure>

Fig. 85 : Coupe dans la zone des bancs (d'après Bouysse et al., 1975, 1976). Localisation voir Fig. 82.

Sur la base d'arguments géométriques, les auteurs anglais interprètent les formations chenalisées comme des dépôts essentiellement fluviatiles (Pantin et Evans, 1984). Leur incision serait la conséquence d'un mouvement de surrection induit par la phase alpine à partir du Miocène
supérieur<fnref n="1" />. L'émersion durerait tout le Pliocène dans le bassin des Approches de la Manche, alors que le hiatus est très limité plus à l'Ouest sur l'éperon Goban (in Evans, 1990). A cause de l'incertitude causée par la durée de l'émersion, il n'est pas exclu que certains dépôts des formations chenalisées soient pliocènes. Cependant, l'essentiel du comblement fluviatile s'effectue probablement au début du Quaternaire sous l'effet de la reprise de la subsidence.

<figure><img src="image_94.png" /><figcaption>Fig. 86 : Carte des paléovallées de Mer Celtique Méridionale.</figcaption></figure>

La formation de la Petite Sole supérieure est lithologiquement reconnue par Evans et Hughes (1984) à partir de trois échantillons prélevés à -170, -165 et -110 m (Fig. 82). Elle est constituée "d'argile gris olive" à *Globigerina bulloïdes* et *Neogloboquadrina pachyderma* (Evans et Hughes, 1984). L'absence de *Neogloboquadrina atlantica* suggère un âge post-pliocène. Selon Evans et Hughes (1984), cela confirmerait les résultats de Curry *et al.* [1965], et de Poore et Berggren [1975] (in Evans et Hughes, 1984), ces derniers attribuant le même assemblage au Pléistocène inférieur dans la carotte du site DSDP 116. L'assemblage de foraminifères indique un dépôt sous une tranche d'eau égale ou légèrement supérieure à 50 m (Evans et Hughes, 1984). Cela suggère que le comblement terminal des systèmes fluviatiles s'est effectué en milieu marin.

### ♦ Relation avec les vallées de la Manche

Les vallées sous-marines constituent un réseau hydrographique fossile très développé en Manche orientale (Fig. 87B), et connecté aux distributaires fluviatiles modernes, la Seine, la Somme et le Solent (Larsonneur, 1971 ; Alduc, 1979 ; Larsonneur *et al.*, 1982). Ce réseau, partiellement comblé d'alluvions, débouche en Manche occidentale sur la fosse centrale de la Manche. Alors que l'origine de la fosse centrale de la Manche est discutée (Lericolais *et al.*, 1995), les vallées de Manche orientale correspondent à des incisions fluviatiles caractéristiques, creusées au cours du Quaternaire lors de bas niveaux marins glacio-eustatiques. En revanche, l'équivalent de ce réseau d'incisions fluviatiles est très peu développé en Manche occidentale, où la base des vallées côtières armoricaines est biseautée sur la surface du fond marin vers -30 m au large des côtes (Quesney, 1983).

La faible incision en mer des vallées de Manche occidentale, qui contraste avec le profond creusement des abers à terre et l'encaissement du réseau de vallées en Manche orientale, a deux

<footnote n="1">¹ Le hiatus entre l'incision des formations chenalisées de la plateforme et celle des têtes de canyons qui entaillent toutes les formations au niveau de la rupture de pente se manifeste par l'absence de connexions entre ces deux systèmes distributaires (Kenyon *et al.*, 1978). Néanmoins, Bouysse *et al.* (1976) montrent que les vallées principales du SE de la Mer Celtique méridionale sont dirigées vers le bassin versant du canyon Blackmud (Fig. 86A).</footnote>
explications : [1] le réseau hydrographique de Manche orientale est plus incisé lors des glaciations Pléistocènes à cause d'une chute du niveau de base plus marquée qu'en Manche occidentale<fnref n="1" /> ; [2] l'érosion marine est plus marquée à l'Ouest, parce que la durée d'occupation par la mer y est supérieure au cours d'un cycle glacio-eustatique. La pénéplanation marine serait responsable [1] de la déconnexion des vallées côtières d'avec la fosse centrale de la Manche (Quesney, 1983) et [2] du biseautage amont des vallées de la Mer Celtique (Bouysse et al., 1976).

## 2. Les remplissages de fosses

De nombreuses idées ont été émises pour expliquer les fosses de la Manche, dont l'incision atteint -270 m. Certains auteurs invoquent le rôle déterminant du contrôle par le substratum : surcreusement dans des assises meubles (Alduc, 1979), rejeu d'accidents ([Dangeard, 1928 ; Hinschberger, 1963] in Quesney, 1983 ; Lericolais et al., 1995), dissolution karstique ([Boillot, 1964] in Quesney, 1983). D'autres invoquent un contrôle hydrodynamique : fluviatile ([Bent, 1986] in Wingfield, 1990) ou marin ([Donovan et Stride, 1961] in Wingfield, 1990 ; Hamilton et Smith, 1972 ; Balson, 1994).

La surface bosselée du comblement des fosses diffère de celle qu'on observe au toit des nappes fluviatiles (Fig. 87A). La fosse celtique, en Mer d'Irlande, présente à la base un dépôt de diamictites (poorly sorted glacial outwash containing cobbles) d'épaisseur maximum 200 m, surmonté par des dépôts fluvioglaciaires incisés qui se biseautent sur le fond marin en direction du continent au niveau de la limite d'extension des calottes glaciaires du Quaternaire (in Evans, 1990). Le remplissage de la fosse centrale est constitué par des dépôts glaciaires de thermokarst et par un delta lacustre progradant vers le SW (Larsonneur et al., 1982 ; Lericolais et al., 1995).

<figure><img src="image_95.png" /><figcaption>Fig. 87 : Fosse centrale et vallées de la Manche Orientale.</figcaption></figure>

Ces observations plaident en faveur des hypothèses selon laquelle l'incision et le comblement des fosses de la Manche sont essentiellement le fait de processus glaciaires (Hamilton et Smith, 1972 ; Dingwall, 1975 ; Destombes et al., 1975). Smith (1985) invoque la vidange "catastrophique" d'un lac glaciaire géant pour expliquer la rupture du Pas-de-Calais et le surcreusement en aval de la fosse Dangeard. Cette hypothèse est reprise par Wingfield (1990), qui compare certaines fosses "encloses" de Mer du Nord incisées jusqu'à -350 m avec les "jökulhlaups" scandinaves (tunnels valleys sous-glaciaires provoquées par la vidange de lacs lors des débâcles au front des calottes de glace).

Le remplissage composite des fosses de Manche orientale, avec plusieurs séquences

<footnote n="1">¹ En effet, le gradient de pente des vallées côtières de Manche occidentale est très faible par rapport à celui des vallées côtières de la Manche orientale (<0,1‰, contre 0,4‰ ; Quesney, 1983). Cela serait également corrélaté à une baisse générale du niveau marin relatif au cours du Pléistocène supérieur, plus forte sur les côtes de la Manche orientale et centrale (Larsonneur, 1971) que sur celles de la Manche occidentale (Bretagne : Morzadeck-Kerfourn, 1990 ; Cornouailles : Keen, comm. pers.).</footnote>
comprenant des dépôts glaciaires à la base, puis estuariens et marins vers le sommet, suggère un comblement polyphasé s'étendant sur plusieurs cycles climatiques du Quaternaire, et donc une incision plus ancienne que le dernier maximum glaciaire (Destombes *et al.*, 1975).

## b. La formation des bancs celtiques

Les bancs celtiques, correspondant à la formation de Melville selon Pantin et Evans (1984), seraient des accumulations formées à la faveur d'une chute glacioeustatique à -120 m lors du dernier maximum glaciaire (20 000 BP). Les premiers enregistrements sismiques sparker du BRGM montrant la structure des bancs avec une résolution verticale moyenne de l'ordre de 40 ms temps double (ce qui correspond au tiers de l'épaisseur des bancs), ne contiennent pas un détail suffisant pour discuter l'hypothèse tidale de formation des bancs celtiques (Fig. 88).

<figure><img src="image_96.png" /><figcaption>Fig. 88 : Premiers profils sismiques haute résolution des bancs celtiques (localisation voir Fig. 82).</figcaption></figure>

Sur ces profils, le réflecteur du fond marin est interprété par Bouysse *et al.* (1976) comme un ensemble de dépôts drapant un "noyau ancien" (Fig. 88i et j). Cette hypothèse est argumentée par Pantin et Evans (1984) sur la base d'enregistrements sismiques à plus haute résolution (boomer).
montrant une "stratification entrecroisée" à l'échelle de sets obliques d'épaisseur plurimétrique (Fig. 88n). Pantin et Evans (1984) remarquent que sur certains profils, le réflecteur séparant la formation de Melville de la Petite Sole supérieure, c'est-à-dire la base des bancs, est invisible. Ils en déduisent que les sédiments sont de même nature dans les deux formations, essentiellement des sables "homogènes" à en juger par l'absence d'hyperboles de diffraction. Vanhauwaert (1993) signale en outre que la crête des bancs du Kaiser et du Dompaire est axée sur deux vallées appartenant aux formations chenalisées du Quaternaire (Fig. 86b).

La sismique des missions Sédimanche 2 et Belgica 94, avec une résolution verticale de l'ordre de 2 à 5 ms temps double, apporte des éléments nouveaux, concernant en particulier [1] la structure interne des bancs et [2] les relations stratigraphiques entre les formations chenalisées (vallées, Petite Sole supérieure) et la formation des bancs. Ces éléments sont présentés au chapitre suivant.
**Abstract.** - Below the Kaiser bank, the Kaiser and Dompaire buried valleys (beneath the similarly named sand banks) represent part of the main drainage system of the Upper Little Sole Formation in the study area. The relief of the Kaiser valley increases from 20 to 50 m from North to South through the study area, reaching a maximum at the base of the bank crest. The floor of the incision is U-shaped or shows several channels, and its flanks display several terraces (Fig. 111 to Fig. 117). Several secondary, shallow N120°-trending branches join the western side of the N40°-trending Kaiser valley (Fig. 100). The infill is composed of at least 7 seismic sets that are about ten metres thick and several kilometres in horizontal extent. Three types of seismic surfaces are recognized (Fig. 89): [1] a-type surfaces which form the set boundaries and are of high amplitude and considerable lateral continuity. They are weakly concave upward and have a seaward dip that is slightly greater than that of the continental shelf surface (i.e., 0.04%). They truncate all other surfaces within the valley infill; and [2] b- and c-type surfaces within the sets. The b-type surfaces, which have a low-amplitude reflection, are sub-planar surfaces that downlap onto the a-type surfaces. They may be truncated by a c-type surface. The c-type surfaces, are sinuous (maximum 2% dip) and universally concave upward. They are truncated at the top by an a- or c-type surface. The b-type surfaces are more abundant in the lower part of each set, whereas the c-type surfaces occur mostly in the upper part. At the larger scale of the valley infill, the following observations can be made. [1] The envelope of sets n°2 to 5 (Fig. 102 to Fig. 105) displays a complex pattern of ramifications incised in the lower set. The thickness of these sets is less near the edges of the valley and increases toward the valley axis. [2] The northern limit of each set occurs progressively further southward from set n°2 to set n°3b, and northward from set n°3b to set n°4 (Fig. 103 and Fig. 104). [3] The longitudinal dip of the sets decreases from set n°2 (0,2%) to set n°5 (0,13%). [4] From North to South within the study area: (i) set n°1 has a decreasing thickness (Fig. 101); (ii) set n°3a has a constant thickness (Fig. 103); and (iii) set n°4 has an increasing thickness (Fig. 104). [5] Unlike the underlying sets, the thickness of sets n°4 and n°5 is greatest directly beneath the Kaiser Bank crest (Fig. 104 and Fig. 105). [6] The relative abundance of c-type reflectors: (i) decreases southward within sets n°1 and 2; (ii) increases in the South of the study area within sets n°1 to 3c; and (iii) decreases from set n°3c to set n°5 (Fig. 112).

Within the Kaiser bank itself, five sets of seismic units are identified. Each set is about ten metres thick and consists of several units showing the same architecture (several metres thick; about a hundred metres in extent). [1] Set n°6 constitutes the "base-system" of the bank (Reynaud *et al.*, 1995). It is characterized by nearly horizontal, high-amplitude reflectors (Fig. 91 and Fig. 106). At least locally it infills any remaining relief within the valley (Fig. 113). [2] Set n°7 constitutes the western flank of the bank. It consists of at least 3, slightly concave upward and sharp-based units. These units dip <1% toward the SW and their limits parallel the bank axis (Fig. 93 and Fig. 107). Their internal structure shows slightly concave (<2%) downlapping surfaces. [3] Set n°8 constitutes the main volume of the bank. It is composed of many erosive, sharp-based units (Fig. 95). The base of each unit dips 0.3-3% to the East and shows elongated sinuous hollows (100-300 m wide and >1000 m long; Fig. 96). Their internal structure consists of lateral-accretion surfaces dipping 1-6% toward the West (i.e., toward the axis of the hollows) and downlapping onto the base of the unit. [4] Set n°9 overlies set n°8 on the eastern side of the bank and is also present on the top of the bank, at elevations higher than -145 m (Fig. 99). It is bounded at the base by an erosional surface that is subparallel to the bank surface. Its internal structure is characterized by reflectors downlapping eastwards (Fig. 97). On the top of the bank, set n°9 is truncated locally by units from set n°10. [5] Set n°10 is constituted by a network of elongated and sinuous incised units, 200-600 m wide, up to 25 m deep and several kilometres long, directed NNW-SSE (Fig. 91 and Fig. 110). The present-day morphology of the bank is not concordant with the seismic sets that constitute the bank; the external surface of the bank is clearly erosive, truncating all internal surfaces within the bank. The basal surface of the bank (s.l.) lies within the valley infill. The southern part of the bank is twice as thick as the northern portion (40/20 m). The central trough plateau is at the same depth as the base of set n°9 on top of the bank.
# 1. ARCHITECTURE DE LA VALLEE DU KAISER

## A. FORME DE L'INCISION

Les bancs du Kaiser et du Dompaire sont édifiés sur le comblement de deux vallées incisées, dont l'axe est de direction voisine de celui des bancs (N40° ; Fig. 86B). La largeur de la vallée du Kaiser, qui présente un minimum de 700 m au niveau d'un rétrécissement vers N48°05', est ailleurs supérieure à celle des profils sismiques étudiés (Fig. 100). La largeur des vallées situées plus à l'ouest en Mer Celtique atteint 10 à 15 km (Bouysse et al., 1976). Au Nord de ce rétrécissement, la vallée présente un confluent avec une autre vallée orientée N160°, qui rejoint au SE la vallée du Dompaire. Au Sud de la zone étudiée, la vallée est divisée en deux branches : la "branche orientale" et la "branche occidentale" de la vallée (Fig. 111 [SD57]).

Orientées NS, ces deux branches de l'incision suivent un cours parallèle entre N47°55' et N47°43'. La branche orientale est divisée en plusieurs axes, dont le plus oriental présente une courbure vers l'Est (Fig. 100 et Fig. 112 [SD76-77]). La branche occidentale est connectée à deux branches occidentales secondaires de la vallée, probablement reliées en amont à la vallée du Parsons (Fig. 100). Ces branches secondaires, de largeur hectométrique à kilométrique (Fig. 112 [SD71]), ont la même direction N120° que l'incision reliant la vallée du Kaiser à celle du Dompaire (Fig. 100). La première débouche dans la vallée du Kaiser vers N47°44' (Fig. 112 [SD71]) et la seconde au sud de la zone reconnue (Fig. 112 [SD75]). La profondeur de l'incision est de 20 m environ dans le Nord de la vallée, et atteint 50 m au Sud (Fig. 114 [SD81]).

La vallée du Kaiser présente un fond plat entre N48°00' et N47°55'. Au Sud de N47°55', l'incision comporte sur ses flancs des gradins topographiques, étageant son élargissement vers le sommet (Fig. 114 [SD81], Fig. 116 [B1-68], Fig. 111 [SD57], Fig. 112 [SD71-77]). Les branches occidentales secondaires sont incisées 10 à 20 m au-dessus du fond de la branche occidentale, à des profondeurs correspondant à celles de gradins topographiques de la vallée principale (Fig. 112 [SD71-75]).

## B. STRUCTURE DU REMPLISSAGE

### 1. CONTENU DES ENSEMBLES SISMIQUES

Le remplissage de l'incision principale de la vallée est composite (Fig. 99), constitué d'au moins 7 ensembles sismiques. Chaque ensemble, dont l'épaisseur est comprise entre 3 et 45 m, occupe la vallée dans sa largeur entière et sur une distance au moins décakilométrique dans le sens longitudinal. Ces ensembles sont latéralement limités par les murs de la vallée, séparés par des réflecteurs de type *a*, et constitués à la base par un complexe de réflecteurs *b* et au sommet par un complexe de réflecteurs *c* (Fig. 89).

<figure><img src="image_97.png" /><figcaption>Fig. 89 : Architecture du remplissage de la vallée du Kaiser (image sismique : extrait du profil B94).</figcaption></figure>

De très forte amplitude sismique et de continuité élevée (Fig. 89), les réflecteurs *a* sont plans ou légèrement concaves au droit de l'axe de la vallée (Fig. 111 [SD49-53]). De pente faible (maximum 0,6% à la base de l'ensemble 4 [Fig. 116 : B68]), ils traversent le plus souvent la vallée d'un flanc à l'autre en tronquant tous les complexes *b* et *c*, de même de même que certains réflecteurs *a* sous-jacents, et en incisant également le substratum de la vallée au niveau des gradins topographiques qui évasent ses berges (Fig. 111 [SD57], Fig. 113 et Fig. 114 [SD80-81], Fig. 117 [B59]...). Longitudinalement, les réflecteurs *a* présentent une pente vers l'océan légèrement
supérieure à celle du plateau continental (0,05% contre 0,03% en moyenne), et se terminent généralement vers le Nord en biseau sommital contre la base du banc ou la surface sous-marine (Fig. 113 et Fig. 114 [SD80-81]).

De forte continuité latérale mais de faible amplitude, les réflecteurs de type *b* correspondent à des surfaces sub-planes parallèles d'extension kilométrique, qui se terminent généralement en biseau tangentiel d'angle faible sur un réflecteur *a*. Les surfaces *b* sont faiblement obliques (de l'ordre de 1‰), et présentent un pendage vers le Nord (Fig. 114 [SD81]) et vers l'Est (Fig. 116 [B91 à B97]). Elles peuvent être tronquées en biseau sommital par des réflecteurs de type *a*, mais également à l'intérieur des ensembles par des réflecteurs du complexe *c*.

Caractérisés par une forte amplitude et une continuité moyenne, les réflecteurs *c*, d'extension hectométrique à kilométrique, sont des surfaces concaves de rayon de courbure 100-500 m et de pente comprise entre 1 et 5%. Ils se terminent en troncature d'érosion sommitale sur des réflecteurs *a* ou *b*. Ils tronquent généralement des réflecteurs *b*, mais parfois aussi le réflecteur *a* situé à la base de l'ensemble qui les contient. Sur certaines coupes, on distingue localement en remplissage de la concavité des réflecteurs *c* un faciès sismique avec des réflexions obliques parallèles (Fig. 111 [SD57]).

## 2. FORME ET EXTENSION DES ENSEMBLES SISMIQUES

### a. L'ensemble 1

Il s'étend du Nord au Sud de la zone d'étude (Fig. 101, Fig. 113 et Fig. 114 [SD80-81]). Sa base correspond à la surface d'incision de la vallée. Il présente un maximum d'épaisseur au Nord de N47°51', où il comble la majeure partie de la vallée (45 m). Il présente dans cette zone un développement très important des complexes *c* (Fig. 113 [SD80], Fig. 111 [SD44-est]), et pourrait représenter la somme de plusieurs ensembles que les données ne permettent pas de distinguer. A l'Ouest de l'interfluve séparant la branche orientale de la branche occidentale de la vallée (Fig. 111 [SD44-57]), l'ensemble 1 présente une surface *b* dont la concavité est comblée par des clinoformes parallèles à la berge de la vallée (Fig. 111 [SD57]). L'ensemble 1 s'amenuise vers le Sud de la zone d'étude, où, tronqué obliquement (selon une pente de 1%) par l'ensemble 2, sa puissance est réduite à 10 m maximum sur le flanc occidental de l'incision principale (Fig. 116 [B91, B97], Fig. 112 [SD71-75]). Dans l'axe de la vallée, il n'apparaît que de manière discontinue en comblement des points bas de l'incision (au Sud de N47°50'). A ces endroits, ce sont essentiellement des réflecteurs *b* qui constituent la structure interne de l'ensemble 1 (Fig. 112 [SD71-75]).

### b. L'ensemble 2

Il est restreint à la partie centrale de la vallée et au Sud de la branche occidentale, où, relativement aminci (10 m contre 22 m au maximum), il se superpose globalement à l'ensemble 1 (Fig. 102). Dans la partie centrale de la vallée, l'ensemble 2 dessine un réseau de d'incisions encaissées dans l'ensemble 1 (Fig. 102). Orientées N120°, de largeur 3-4 km, ces incisions ont une profondeur décamétrique au niveau de points de concavité de la surface de base *a* (Fig. 111 [SD49, SD53]). Ce réseau d'incisions semble se prolonger en amont vers le Nord-Ouest de la zone en s'amincissant (6 m, Fig. 111 [SD44]). La surface de base *a* de l'ensemble 2 montre une pente vers le Sud de 0,25% en moyenne dans l'axe de la vallée (mesuré entre SD44 et B79). Cet ensemble a une direction parallèle à celle de l'incision principale, et s'épaissit rapidement vers le Sud (19 m), sa base suivant une pente qui atteint localement 1% jusqu'à se confondre avec celle de la vallée (Fig. 112 [SD71, SD75], Fig. 116 [B91-94]). De même que pour l'ensemble 1, la structure interne de l'ensemble 2 est essentiellement constituée par des réflecteurs *c* au Nord de la zone d'étude et par des réflecteurs *b* au Sud (Fig. 114 [SD81]).

### c. L'ensemble 3

D'épaisseur 10 à 15 m relativement constante du Nord au Sud, il est présent de N47°55' jusque dans le Sud de la zone d'étude (Fig. 103). Au Sud de l'interfluve situé vers N47°55' on distingue au toit de l'ensemble 3a les ensembles 3b et 3c, d'épaisseur et d'architecture comparable<fnref n="1" /> (Fig. 103). L'ensemble 3b disparaît au Nord de N47°45 sous le réflecteur *a* basal de l'ensemble 3c. L'ensemble 3c, d'épaisseur 4 à 6 m, est biseauté vers le Nord à N47°50' sous l'ensemble 4 (Fig. 116 [B97]).

Les ensembles 3a et 3c présentent chacun une ou deux ramifications N120° vers l'ouest, dont le confluent est décalé de l'ensemble 3a à l'ensemble 3c vers le Sud (Fig. 103). Dans la partie centrale de la vallée, l'ensemble 3a déborde de l'interfluve qui sépare les branches orientale et occidentale (Fig. 111 [SD57]). La surface de base *a* de l'ensemble 3a montre une pente vers le Sud de 0,175% en moyenne dans l'axe de la vallée (mesuré entre B79 et B97). L'ensemble 3c forme la base du comblement des branches occidentales secondaires de la vallée (Fig. 103), incisées à la même cote que le gradin de la vallée situé vers -15 m par rapport à la surface du plateau continental, et sur

<footnote n="1">¹ Cette hiérarchie au sein des ensembles 3 vient du fait que les ensembles 3b et 3c ne sont visibles que sur quelques profils au Sud de la zone d'étude. Seul l'ensemble 3a est ubiquiste à cette échelle, comme les ensembles 1, 2, 4 et 5. Cependant, les ensembles 3b et 3c ne représentent pas des sous-structures de l'ensemble 3a.</footnote>
lequel repose l'ensemble 3c plus à l'Est (Fig. 112 [SD71-75] et Fig. 114 [SD81 à la hauteur du B79]).

Le contenu des ensembles 3 varie peu d'un ensemble à l'autre et du Nord au Sud. Il est caractérisé par un fort développement des réflecteurs c (plus important dans le Sud de la zone d'étude que pour les autres ensembles; Fig. 112 [SD71-75]). Ces réflecteurs recoupent fréquement le réflecteur de base a de l'ensemble qui les contient (Fig. 112 [SD75]).

### d. L'ensemble 4

D'épaisseur moyenne 7 à 14 m croissant vers le Sud de la zone d'étude (Fig. 104), l'ensemble 4 constitue le toit du comblement des branches occidentales secondaires de l'incision (Fig. 112 [SD71 et SD75]). Dans le Sud de la zone d'étude, il repose sur un gradin de la vallée situé vers -8 m par rapport à la surface du plateau continental (Fig. 112 [SD71-75] et Fig. 114 [SD81 à la hauteur du B79]). La surface de base a de l'ensemble 4 montre une pente vers le Sud de 0,15% en moyenne dans l'axe de la vallée (mesuré entre B79 et SD71). Il diffère des ensembles inférieurs : [1] Par rapport aux ensembles inférieurs dont l'épaisseur varie indépendamment de la position du banc, l'ensemble 4 est toujours plus épais au droit de l'axe du banc ; [2] contrairement aux ensembles inférieurs, dont la limite nord est plus méridionale que celle de l'ensemble sous-jacent, il présente une extension vers le Nord voisine de celle de l'ensemble 3a (ramification vers N47°55'; Fig. 104).

### e. L'ensemble 5

D'épaisseur moyenne 3 à 7 m, il est restreint au Sud de la zone (Fig. 105). De même que les ensembles inférieurs, il constitue un réseau orienté N120°, mais dont les ramifications sont plus sinueuses et tendent à s'anastomoser. Il repose sur le gradin supérieur de l'incision, à moins de 3 m de la plaine sous-marine (Fig. 117 [B61], Fig. 112 [SD71-77]). De même que l'ensemble 4, l'ensemble 5 présente une épaisseur croissante vers la crête du banc. Sa surface de base a, beaucoup plus plane que celle des ensembles inférieurs, montre une pente vers le Sud de 0,13% en moyenne dans l'axe de la vallée (mesuré entre B82 et SD75). Contrairement à tous les autres ensembles, la structure interne de l'ensemble 5 présente une abondance relative très faible de réflecteurs c.

# 2. ARCHITECTURE DU BANC DU KAISER

## A. ENSEMBLES D'UNITES

### 1. HIERARCHIE DES SURFACES

Contrairement aux vallées, où la faible diversité de réflecteurs et leur signature caractéristique imposent une classification évidente des surfaces, les dépôts du banc montrent un très grand nombre de surfaces de même type, caractérisant des *unités sismiques de dépôt*<fnref n="1" />. Quatre ordres différents de réflecteurs sont distingués, les surfaces d'un ordre supérieur (moins importantes) devant se terminer en troncature d'érosion ou en biseau d'agradation sur les surfaces d'un ordre inférieur (plus importantes ; Fig. 90).

Les surfaces d'ordre 1, correspondant aux limites d'ensemble d'unités sismiques d'architecture différente, sont des surfaces régionales conforme ou d'érosion, d'extension multi-kilométrique, et de pente globalement faible (0,1 à 0,5%). Elle peuvent être constituées de la réunion de plusieurs surfaces d'ordre 2.

Les surfaces d'ordre 2, correspondant à des limites d'unités sismiques de même architecture, sont des surfaces d'érosion d'extension kilométrique de pente généralement comprise entre 0,5 et 4% et de géométrie bien définie sur les deux directions de profils. Elles peuvent être localement confondue avec une surface d'ordre 1.

Les surfaces d'ordre 3, correspondant aux limites de réactivation à l'intérieur d'une unité sismique, sont des surfaces d'érosion d'extension hectométrique et de pente le plus souvent comprise entre 2 et 4%.

Enfin, les surfaces élémentaires d'ordre 4, ou limites de construction, traduisent la construction des unités, par agradation ou accrétion latérale. Elles présentent des pentes comprises en 0,5 et 6%. Quand leur pendage est fort, elles génèrent des hyperboles de diffraction (Fig. 95). Elles

<footnote n="1">¹ Mais ce sont avant tout des entités sismiques : bien que ces unités soient définies comme des volumes (limités par des surfaces d'ordre 1 ou 2), plusieurs unités distinctes ne représentent pas *a priori* autant de corps sédimentaires différents. Elles peuvent être des parties d'un même corps sédimentaire isolées par l'érosion. Par ailleurs, des corps sédimentaires de même nature peuvent être présents dans deux ensembles différents d'unités. A l'inverse, deux ensembles de dépôt différents peuvent contenir des dépôts cogénétiques, puisque les réflecteurs ne sont pas nécessairement des surfaces temps. Ce n'est au stade de l'interprétation que les ensembles cogénétiques de dépôt peuvent être distingués au sein de systèmes de dépôt au sens de Swift *et al.* (1991).</footnote>
ne recoupent aucune autre surface, et se terminent toujours en biseau tangentiel sur la limite inférieure de l'unité qu'elle construisent, (ou bien sur une limite de réactivation de cette unité).

<figure><img src="image_98.png" /></figure>

Fig. 90 : Coupe sismique montrant les différents réflecteurs caractéristiques des dépôts de la vallée et du banc du Kaiser (localisation Fig. 9).

## 2. DESCRIPTION DES ENSEMBLES

### a. L'ensemble 6¹

Cet ensemble correspond au "système-base" du banc que nous avons défini récemment (Reynaud *et al.*, 1995). Il est présent du Nord au Sud du banc à la base du relief (Fig. 106). Son épaisseur est globalement croissante du Nord au Sud, et atteint 12 m (Fig. 112 [SD71]).

<figure><img src="image_99.png" /></figure>

Fig. 91 : Image sismique des ensembles 6 et 10 (localisation du profil : Fig. 9).

L'ensemble 6 repose par le biais d'une surface d'érosion (Fig. 115 [B82-88]) sur les ensembles 4 et/ou 5 au Sud, et au Nord soit sur l'ensemble 1 soit directement sur le substratum miocène. Localement, sa base est légèrement plus basse que la surface régionale du plateau continental, de sorte qu'il constitue le scellement final de l'incision (voir notamment les biseaux d'agradation sur la berge orientale vers N48°04', Fig. 113 [SD80]). Cette relation à la vallée se manifesterait également par la disparition de l'ensemble 6 vers N47°52', à l'aplomb d'un important

<footnote n="1">¹ Les ensembles sismiques constitutifs du banc du Kaiser sont numérotés à la suite des ensembles comblant la vallée sous-jacente.</footnote>
interfluve des ensembles 1 à 4 (Fig. 106 ; comparer avec Fig. 101 et Fig. 104). Cet ensemble est limité au sommet dans sa partie orientale par une surface d'érosion de forte impédance au contact de l'ensemble 8 (Fig. 91). Vers l'Est, cette surface surcreuse entièrement l'ensemble 6 : il n'apparaît jamais sur le flanc oriental du banc (Fig. 112 [SD71]). Dans la partie occidentale du banc, il est surmonté par une surface plus faiblement érosive, qui le sépare de l'ensemble 7. La structure des dépôts de l'ensemble 6 est caractéristique : ils apparaissent dans les deux directions de profils sous la forme de réflecteurs horizontaux plans de forte amplitude et de continuité élevée, espacés en moyenne de 5 ms temps double (Fig. 91).

## b. L'ensemble 7

Limité à la moitié occidentale du banc, et s'amenuisant vers la plaine sédimentaire (Fig. 93), l'ensemble 7 est surtout présent dans la moitié Sud du banc, où sa puissance atteint 18 m (Fig. 107). Dans la moitié Nord, il est restreint à l'intervalle N48°00'-N48°05', et sa puissance n'y dépasse pas 7 m. Près de l'axe du banc, l'ensemble 7 repose sur l'ensemble 6, et il est surmonté par l'ensemble 8. Au pied du flanc ouest, il surcreuse les dépôts de la vallée, et affleure sous les sables superficiels (dunes : Fig. 115 [B82, B88]...).

<figure><img src="image_100.png" /><figcaption>Fig. 92 : Carte de deux unités de l'ensemble 7 d'après Marsset *et al.*, 1995 (localisation des profils : Fig. 9).</figcaption></figure>

Sa structure acoustique est caractérisée par l'empilement à vergence ouest d'un petit nombre d'unités (2 à 4). L'épaisseur moyenne de ces unités est de 5 à 6 m. Elles sont limitées par des surfaces érosives d'ordre 2 de pente maximale 0,75%. Sur les profils transversaux, ces surfaces sont faiblement concaves et globalement pentées vers l'ouest (Fig. 93). Sur les profils longitudinaux, elles présentent une sinuosité caractérisée par un rayon de courbure hectométrique (Fig. 117 [B61]). Ces surfaces sont de plus en plus érosives vers le Sud et vers l'extérieur du banc (Fig. 115 [B85]) : la base de l'unité 3 est plus basse que celle de l'unité 1 (Fig. 115 et Fig. 116 [B79 à B97]). Le faciès sismique des unités est tantôt bruité, réfléchissant beaucoup d'énergie (surtout unités 1 et 2), tantôt transparent (surtout unité 3). Les réflecteurs d'ordre 4 ont une pente maximale de 2%. Ce sont des surfaces en accrétion vers le Sud-Ouest (Fig. 93 et Fig. 92).
<figure><img src="image_101.png" /><figcaption>Fig. 93 : Image sismique des ensembles 7 et 8 (localisation du profil : Fig. 9).</figcaption></figure>

c. L'ensemble 8

Son extension longitudinale est celle du banc s.l. (Fig. 108). Sa base présente un pendage général vers l'Est : située à mi-pente sur le flanc ouest du banc (vers 145 m), elle surcroise les dépôts de la vallée à l'Est (vers 155 m ; Fig. 94). La puissance de l'ensemble 8 peut varier de 1 à 25 m sur moins de 600 m de distance en carte (Fig. 114 [SD81 Sud]). On observe néanmoins une tendance générale à l'épaississement vers le Sud (Fig. 108). La base de l'ensemble 8 est la réunion des surfaces d'ordre 2 qui surcroissent les ensembles sous-jacents. Elle érode indifféremment les dépôts des ensembles 6 et 7, ainsi que les unités de la vallée (Fig. 112 [SD71, SD77]).

<figure><img src="image_102.png" /><figcaption>Fig. 94 : Image sismique des ensembles 8 et 9 (localisation du profil : Fig. 9).</figcaption></figure>

Le sommet de cet ensemble est soit à l'affleurement (c'est-à-dire sous les sables superficiels :
Fig. 111 [SD44]), soit tronqué par l'ensemble 9 (Fig. 116 [B68]). L'ensemble 8 contient un très
grand nombre d'unités. Les surfaces d'ordre 2 ont généralement une forte amplitude et une bonne
continuité latérale. On peut les suivre sur plusieurs kilomètres. Ces surfaces présentent une pente
moyenne de 1,5% vers l'Est. On note des variations de pendage d'un groupe d'unités à l'autre : un
pendage maximum NNE est observé dans la partie nord du banc vers N48°05' (Fig. 113 [SD80]) et
dans la partie sud vers N47°46' (Fig. 114 [SD81]). La pente des surfaces d'ordre 2 est généralement
plus faible pour les unités sommitales de l'ensemble que pour les unités basales (Fig. 114 [SD81,
entre B94 et B68]). Ces surfaces sont accidentées de dépressions sinueuses, de section circulaire et de
rayon de courbure 100 à 400 m (Fig. 95).
<figure><img src="image_103.png" /><figcaption>Fig. 95 : Image sismique de l'ensemble 8 (localisation du profil : Fig. 9).</figcaption></figure>

La structure interne des unités de l'ensemble 8 est généralement très claire<fnref n="1" />. Elle présente de nombreuses surfaces d'accrétion latérale, qui génèrent des hyperboles de diffraction, et se terminent en biseau tangentiel sur les limites d'unité (Fig. 95). Ces surfaces ont une pente générale de 2 à 6% vers le Sud/Sud-Ouest (Fig. 96), généralement plus forte dans les unités basales de l'ensemble que dans les unités supérieures (Fig. 117 [B59, entre B94 et B97]). Au droit des dépressions cylindriques, leur pente est tournée vers le point bas de la structure (Fig. 96).

<figure><img src="image_104.png" /><figcaption>Fig. 96 : Carte d'une unité de l'ensemble 8 d'après Marsset *et al.*, 1995 (localisation des profils : Fig. 9).</figcaption></figure>

Cette architecture, qui conduit à une forte dispersion des mesures, est bien exprimée sur les cartes isohypses de la base des unités (Fig. 96). L'épaisseur des unités semble liée à leur mode d'empilement. Vers le milieu du banc (Fig. 114 [SD81, entre SD53 et SD57]), les surfaces d'ordre 2 sont peu pentées, et les unités n'excèdent pas 10 m en puissance. Aux extrémités du banc, les surfaces

<footnote n="1">¹ Cependant, à cause de la grande diversité d'aspect en coupe des unités de l'ensemble 8, il est parfois difficile de les différencier [1] des unités les plus érosives de l'ensemble 7 (Fig. 117 [Sud B61]), et [2] de certaines unités de l'ensemble 9 (Fig. 114 [SD81 vers B97]). La distinction choisie tient compte de la somme de toutes les observations dans les deux directions de profil (160 profils). Mais il semble possible qu'il y ait des transitions graduelles de faciès entre les unités sommitales d'un ensemble et les unités basales de l'ensemble supérieur.</footnote>
d'ordre 2 sont globalement plus pentées et l'épaisseur des unités atteint 25 m (Fig. 114 [SD81 au niveau du B68]).

### d. L'ensemble 9

Il est développé au sommet du banc et sur le flanc oriental, dans la moitié Nord du banc entre N47°58' et N48°05' et dans la moitié Sud entre N47°47' et N47°55' (Fig. 109). Il s'épaissit du Nord (10 m) au Sud (20 m). Sa surface de base, globalement parallèle à la surface du banc, dont elle suit localement les ondulations (Fig. 97), recoupe le flanc ouest du banc vers l'isobathe 145 m. Dans sa partie basse, sur le flanc est, cette surface pend de 1% vers l'Est : elle rejoint au pied du banc sur le flanc est la surface du plateau continental (Fig. 111 [SD53, SD57]). C'est une surface érosive parfois difficile à distinguer de la surface de base des unités sommitales de l'ensemble 8 (Fig. 117 [B59, vers B82]). Sur les flancs du banc l'ensemble 9 affleure, ou est localement couvert par les sédiments superficiels (Fig. 111 [SD57], Fig. 115 [B88]). Au sommet du banc, il est le plus souvent incisé par l'ensemble 10 (Fig. 111[SD31], Fig. 111 [SD53, SD57], Fig. 115 [B79-88], Fig. 116 [B91]). L'architecture de l'ensemble 9 montre des réflecteurs d'ordre 2 et 4 de pente générale 1 à 2% vers l'ESE et se terminant en biseau tangentiel d'angle faible sur sa surface de base (Fig. 97). Ces réflecteurs sont inclinés dans la même direction que la surface de base de l'ensemble, ce qui suggère une composante en agradation dans la mise en place des dépôts (Fig. 114 [SD81, vers SD57]). Les surfaces d'ordre 2 (érosives) sont plus abondantes dans la partie haute de l'ensemble que sur le flanc est du banc.

<figure><img src="image_105.png" /></figure>

Profil B57. Structure de l'ensemble 9 sur une coupe longitudinale. S1 : limite d'ensemble. Les numéros désignent des unités appartenant aux ensembles correspondants. Noter le parallélisme sur cette coupe entre la surface de base de l'ensemble 9 et la surface topographique.

<figure><img src="image_106.png" /></figure>

Profil B91. Structure typique de l'ensemble 9 sur le flanc est du banc. S1 : limite d'ensemble. S2 : limite d'unité. Les numéros désignent des unités appartenant aux ensembles correspondants. Noter la symétrie avec l'ensemble 7 sur le profil B85. On remarque également une unité de l'ensemble 8 qui incise le comblement de la vallée. Par rapport aux autres ensembles, l'ensemble 6 présente un faciès acoustique de plus haute énergie.

Fig. 97 : Images sismiques de l'ensemble 9 (localisation des profils : Fig. 9).

### e. L'ensemble 10

Cet ensemble est constitué par un réseau compléte d'incisions recoupant complètement l'ensemble 9 et surcreusant l'ensemble 6 pour les unités les plus profondes (Fig. 91). Ces incisions présentent une section circulaire et un axe sinueux de direction générale NNW-SSE (Fig. 110). La largeur des incisions est comprise entre 100 et 500 m (Fig. 117 [B61], Fig. 114 [SD81]). Leur profondeur, comprise entre 7 et 10 m dans la partie nord, est maximum au voisinage du point culminant du banc (25 m vers N47°51'), puis décroît vers le Sud (8 m vers 47°48'). La cote maximale d'incision est 145 m (Fig. 111 [SD53], Fig. 115 [B79]) ; l'ensemble est biseauté par la surface du
banc dans les zones où celle-ci est plus profonde (Fig. 110). La structure interne des unités de l'ensemble 10 est comparable à celle des unités de l'ensemble 8. Elle présente des surfaces concaves d'accrétion latérale, qui se terminent en biseau tangentiel sur la surface d'incision (Fig. 91). Ces surfaces sont inclinées vers l'Est de 0,5 à 3%, et elles ont la même direction que la surface d'incision.

## B. FORME DU BANC

### 1. LIMITES DE L'ENVELOPPE

La résolution de la sismique THR ne permet pas d'identifier avec confiance des dépôts d'épaisseur inframétrique. En première partie, nous avons observé que la couverture de sédiments superficiels était plus épaisse entre les dunes que la longueur des carottes Sédimanche 2, ce qui confirme le résultat de Pantin et Evans (1984) selon lequel la couverture sédimentaire mobile actuelle de Mer Celtique peut atteindre localement 3 m. Cet ordre de grandeur est confirmé par les données sismiques THR (Fig. 98). La couverture sédimentaire du Kaiser montre un faciès acoustique transparent et une épaisseur comprise entre 1 et 6 m sous la semelle des dunes superficielles (Fig. 111 [SD53, SD57]). Vers le bas, son extension dans la plaine sédimentaire dépasse celle des profils. Cette couverture s'amenuise vers le haut du banc où les dunes sont plus rares, et n'est pas sismiquement identifiable sur nos profils au sommet du banc, ce qui implique une épaisseur inframétrique. La couverture dunaire ne montre aucune structure interne sur ces profils.

Comme cela avait été suggéré par Pantin et Evans (1984), la base de la couverture de sédiments superficiels est une surface qui tronque les dépôts des ensembles 7 à 10 (Fig. 91, Fig. 93). Cette érosion contribue au morcellement des ensembles 9 et 10, dont la base est le plus souvent située au-dessus de l'isobathe -145 m (Fig. 109 et Fig. 110). L'érosion au toit de l'ensemble 7 est moins claire, car la pente de ses structures internes est voisine de celle du banc sur ces flancs. Les dépôts superficiels (dunes) drapant la surface érosive du banc ont peu d'influence sur la forme générale du banc : tout au plus constituent-ils les "éperons" N150° bien marqués sur le flanc est (voir Chapitre 2). La passe sud et la passe centrale, de même que les collines accidentant la crête du banc sont produits par l'érosion (Fig. 113 et Fig. 114 [SD80-81]).

<figure><img src="image_107.png" /><figcaption>Fig. 98 : Aspect de la couverture dunaire en sismique (localisation du profil : Fig. 9).</figcaption></figure>

Le banc peut être considéré soit [1] comme les dépôts faisant relief par rapport aux points bas environnants (banc s.l.), soit [2] comme un ensemble d'unités sismiques distinct du comblement de la vallée sous-jacente (banc s.s.). Ces deux entités ne coïncident cependant pas. Sur les profils transversaux, la base de l'ensemble 6 apparaît convexe sur certains profils : dans un cas extrême, à l'aplomb de la crête sur le profil B85 (Fig. 115), cette surface est plus haute de 12 ms (temps double) qu'au droit des bordures du banc. L'épaisseur du banc étant de 55 ms (temps double), cette géométrie convexe de la base du banc s.s. pourrait être due seulement au *pull-up* (estimé à 11 ms avec une vitesse de propagation des ondes sismiques proche 1500 m/s dans l'eau et 1800 m/s dans les sables). En revanche, la base du banc s.l. est enchâssée dans les dépôts de la vallée. Ceci est montré par : [1] l'incision sur plusieurs mètres des ensembles 4 et 5 par l'unité externe de l'ensemble 7 (Fig. 115 [B85...]) ou par les unités de l'ensemble 8 (Fig. 116 [B68...]) ; et [2] la présence de biseaux d'agradation de l'ensemble 6 sur une berge de la vallée (Fig. 113 [SD80]).

### 2. EPAISSISSEMENT VERS LE SUD

La pente du plateau continental dans le secteur du Kaiser est de 0,03 à 0,04% sur la carte 550 du SHOM (in Bouysse et al., 1976). A l'échelle du banc, entre N47°43' et N48°00', elle est de 0,048%. Cette augmentation correspond à un approfondissement de 15 m sur une distance de
31 km. Elle n'est pas visible dans la bathymétrie de la crête du banc, qui culmine au contraire à -115 m dans la moitié sud du banc (N47°51,5'). Ceci traduit un épaississement du banc s.s. du Nord au Sud (Fig. 99). Les profils sismiques longitudinaux permettent de mesurer l'épaisseur du banc du Nord au Sud par rapport au plateau continental (Fig. 113 et Fig. 114 [SD80-81]). Celle-ci est constante, autour de 15-18 m (max 21 m) entre N48°09' et N47°56'. La passe centrale ne correspond qu'à une faible diminution d'épaisseur vers N47°57' (12 m). Elle n'apparaît bathymétriquement importante qu'à cause d'un brusque épaississement du banc au Sud de N47°56: entre N47°56' et N47°47', l'épaisseur du banc est voisine de 35-38 m (max 41 m), et décroit progressivement au Sud de ce segment.

La passe centrale est à -145 m (environ -180 ms temps double). Cet abaissement de la crête du banc est corrélaté à la disparition des ensembles 9 et 10 (Fig. 109 et Fig. 110). Du Nord au Sud du banc, cette cote correspond à [1] la profondeur moyenne de l'incision des unités 10 dans le banc, ainsi qu'à [2] la surface de base de la partie de l'ensemble 9 proche de la crête du banc (Fig. 111 [SD53, SD57], et Fig. 115 [B79, B85, B88]). La plus faible représentation de ces deux ensembles sismiques dans la sous-partie Nord du banc est justifiée par une épaisseur faible du banc au-dessus de la cote -145 m. Les ensembles 6 à 8, en revanche, n'ont pas une position contrôlée par la profondeur : leur base suit l'approfondissement du fond marin du Nord au Sud de la zone d'étude (Fig. 106 à Fig. 108).

<figure><img src="image_108.png" /><figcaption>Fig. 99 : Coupes synthétiques interprétatives des ensembles d'unités du banc du Kaiser.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_109.png" /><figcaption>Fig. 100 : Incision des vallées du Kaiser et du Dompaire</figcaption></figure>
<figure><img src="image_110.png" /><figcaption>Fig. 101 : Carte de l'ensemble sismique n°1 (comblement de la vallée du Kaiser).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_111.png" /><figcaption>Fig. 102 : Carte de l'ensemble sismique n°2 (comblement de la vallée du Kaiser).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_112.png" /><figcaption>Fig. 103 : Carte de l'ensemble sismique n°3 (comblement de la vallée du Kaiser).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_113.png" /><figcaption>Fig. 104 : Carte de l'ensemble sismique n°4 (comblement de la vallée du Kaiser).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_114.png" /><figcaption>Fig. 105 : Carte de l'ensemble sismique n°5 (comblement de la vallée du Kaiser).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_115.png" /><figcaption>Fig. 106 : Carte de l'ensemble sismique n°6 (banc du Kaiser).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_116.png" /><figcaption>Fig. 107 : Carte de l'ensemble sismique n°7 (banc du Kaiser).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_117.png" /><figcaption>Fig. 108 : Carte de l'ensemble sismique n°8 (banc du Kaiser).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_118.png" /><figcaption>Fig. 109 : Carte de l'ensemble sismique n°9 (banc du Kaiser).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_119.png" /><figcaption>Fig. 110 : Carte de l'ensemble sismique n°10 (banc du Kaiser).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_120.png" /><figcaption>Fig. 111 : Profils transversaux Sédimanche 2, zones S2 et S3 (localisation : Fig. 9).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_121.png" /><figcaption>Fig. 112 : Profils Sédimanche 2, zone S4 (localisation : Fig. 9).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_122.png" /><figcaption>Fig. 113 : Profil longitudinal nord, Sédimanche 2 (localisation : Fig. 9).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_123.png" /><figcaption>Fig. 114 : Profil longitudinal sud, Sédimanche 2 (localisation : Fig. 9).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_124.png" /></figure>

### Profils sismiques transversaux - Mission Belgica 94.17

source : sparker

Ensembles sismiques de la vallée du Kaiser : 1, 2, 3, 4, 5

Ensembles sismiques du banc du Kaiser :

<figure><img src="image_125.png" /></figure>

ensemble 6

<figure><img src="image_126.png" /></figure>

ensemble 7

<figure><img src="image_127.png" /></figure>

ensemble 8

<figure><img src="image_128.png" /></figure>

ensemble 9

<figure><img src="image_129.png" /></figure>

ensemble 10

<caption>Fig. 115 : Profils transversaux Belgica 94, zone BS-nord (localisation : Fig. 9).</caption>
<figure><img src="image_130.png" /></figure>

<figure><img src="image_131.png" /></figure>

<figure><img src="image_132.png" /></figure>

<figure><img src="image_133.png" /></figure>

### Profils sismiques transversaux - Mission Belgica 94.17

source : sparker

Ensembles sismiques de la vallée du Kaiser : 1, 2, 3x, 4, 5

Ensembles sismiques du banc du Kaiser :
ensemble 6

ensemble 7
ensemble 8

ensemble 9
ensemble 10

<caption>Fig. 116 : Profils transversaux Belgica 94, zone BS-sud (localisation : Fig. 9).</caption>
<figure><img src="image_134.png" /><figcaption>Fig. 117 : Profils longitudinaux Belgica 94, zone BS (localisation : Fig. 9).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_135.png" /></figure>
# CHAPITRE 6 : INTERPRÉTATION DE LA DYNAMIQUE ANCIENNE DU BANC DU KAISER

**Abstract.** - The c-type surface complexes within the Kaiser valley are interpreted as fluviatile deposits. Their configuration suggests an anastomozed river belt. They are bounded at their base by a base level drop surface due to a relative sea-level fall. The a-type surface could be caused by bay ravinement during a subsequent transgression shaping the walls and the terraces of the valley edges. The b-type surface complexes are interpreted as mainly bay transgressive deposits. Contrarily to our first interpretation of the bank deposits as tidal dunes (Reynaud *et al.*, 1995), we propose here a new interpretation as tidal delta mouth bars (set n°7) and channels (set n°8 and 10), prograding on subhorizontal bay/estuary deposits (set n°6), and at last partly reworked as shoreface by tides and waves (set n°9; Fig. 125 and Fig. 132).

The deltaic origin of the bank is suggested by: [1] the drainage direction of the sinuous channels within set n°8, which is the same as that of the underlying paleovalley channels; [2] the level of channel floors, predominantly higher than the surrounding continental-shelf surface; [1] a general seaward progradational structures of sets n°7 and n°8 (Fig. 126). The deltaic origin would also explain the seaward increase in thickness of the system (Fig. 99). As channels are relatively deep and numerous, so that they completely remove the underlying deposits down to the bottom of the bank in the mouth axis (Fig. 125), one can hypothesize that they are tide-dominated. In this interpretation, mouth bar units (set n°7) and channel complexes (set n°8) are coeval. This delta is believed to have grown in a transgressive setting, as suggested by: [1] the seaward deepening of the base of the channels; and [2] the high preservation of the channels (due to an high aggradation ratio, Fig. 130). In the continuing transgression, aggradation would be limited landward by a flattening of the continental-shelf gradient, over which transgression would be faster (Fig. 134). Set n°10, corresponding to deep and in-place buried channels, could represent this stage of abandonment. In our interpretation, the lateral position of the bank should be controlled by the outflow position of the fluvial distributaries. This would explain the superimposition of the Kaiser and Dompaire banks over their respective valleys. Erosive bank morphogenesis, due to wave and tide action after the sediment supply deceased markedly in mid-transgression, would be restricted to the moulding of hills on the bank crest, reduction of the lobe width, and landward disconnection from the alluvial system.

An attempt of defining sequence stratigraphic units is made. Within the valley-fill, each depositionnal set is interpreted as one sequence (Fig. 135). In the simpliest way, the bank (s.s.) is more likely a stack of autocyclic depositional successions (Fig. 136) forming only one depositional sequence, bounded at its base by a paralic transgression surface (bayline migration), and at its top by a marine transgression surface. The stacking pattern of these high-order sequences shows a stable to transgressive trend of sea-level lowstands on a longer time frame (Fig. 137). Consideration of the valley-bank system in the context of the entire Neogene succession (Fig. 138) leads to the interpretations that: [1] the high-order sequences within the valley-bank system are of 4th- to 5th-order (20-100 ka) according to Haq *et al.* (1988), and thus are exclusively forced by glacioeustacy, unlike the underlying formation boundaries which are more likely tectonically controlled at order 3; and [2] the observed transgressive trend is of order 2. The glacioeustatic influence would begin in the late Miocene, since sequential interpretation of Lower Little Sole Formation suggests that the buried canyons within this formation are 5th- order sequences.

The thickness of the fluviatile sequences provides a means of estimating the subsidence rate during their deposition. Comparing this with the eustatic sea-level curve (Fig. 141), one can estimate the age of the Kaiser valley infill as late Pliocene, between Reuverian and Tiglian stages (2.6-1.7 MA). On the other hand, it is doubtful that the Kaiser Bank should not have been partially reworked during the last Pleistocene lowstands at -120 m. In this way, some of top bank deposits could be related to this reworking (set n°9, and maybe set n°10). In this case, there would be a hiatal surface at the top of set n°8. This points out the limits of high resolution sequence stratigraphy analysis related to architecture without the frame of a good chronostratigraphy. Nevertheless, as the overall, transgressive evolution of the system is of 2nd order, the banks are the sequential equivalent of basal deposits within the retrogradational, lower Miocene "Jones" wedge; therefore, their preservation potential is high at the million-year scale. Despite this, the present day bank still have chances to be partly eroded and reworked during the next 4th-order lowstand, unless the subsidence at 3rd order, very slow during the Upper Pleistocene, will start up again.
# 1. INTERPRETATION SEDIMENTOLOGIQUE<fnref n="1" />

## A. NATURE DES DEPOTS

### 1. COMBLEMENT DE LA VALLEE DU KAISER

#### a. Interprétation de la structure

##### 1. Origine fluviatile de l'incision

Sur les plateaux continentaux, trois types d'incisions peuvent se produire : les incisions fluviatiles, les incisions tidales et les incisions glaciaires. On a vu au Chapitre 4 dans quelle mesure les phénomènes glaciaires pouvaient intervenir dans la formation des fosses de la Manche en générant d'importants surcreusements dans un réseau fluviatile préexistant. Au contraire, le fond de la vallée du Kaiser semble s'approfondir de manière régulière vers le Sud de 0,2% (Fig. 113 et Fig. 114 [SD80-81]). Ceci conforte l'hypothèse de Bouysse et al. (1976) selon laquelle les vallées de Mer Celtique, débouchant à -240 m dans le secteur de la Chapelle, ont été creusées par les fleuves lors de très bas niveaux marins du Quaternaire.

La sismique apporte un argument supplémentaire à l'hypothèse d'un creusement fluviatile : l'incision principale de la vallée du Kaiser et ses branches occidentales secondaires suggèrent un réseau de drainage hiérarchisé, avec des fleuves et leurs affluents. La profondeur de l'incision des affluents à leur embouchure correspond à celle des gradins topographiques sur le flanc de la vallée principale (Fig. 112 [SD71]). Cela suggère [1] que la morphogenèse de la vallée principale est liée à la jonction des affluents, [2] que l'ensemble est sous le contrôle d'un même écoulement vers la pente contienetale.

##### 2. Polyphasage du comblement

Une relation étroite s'observe entre la morphologie de la vallée et les unités qui la comblent : la base des ensembles sismiques supérieurs (reflecteur *a*) coïncide avec les gradins étageant les flancs de l'incision principale. Au Nord de la zone d'étude, l'incision de la vallée, ne présentant pas de gradin, est presque entièrement comblée par l'unité 1 ; Fig. 113 et Fig. 114 [SD80-81]. De plus, la direction N120° qui apparaît comme un axe important des enveloppes de ces ensembles est également la direction des affluents occidentaux de la vallée et de ses ramifications (Fig. 101 à Fig. 105).

Ces remarques suggèrent que l'évolution de la vallée est soumise à l'alternance de phases d'incision (base des ensembles) et de comblement (contenu des ensembles). L'évolution de cette dynamique dans le temps se traduit par des incisions de plus en plus larges et de moins en moins profondes dans la partie nord de la vallée (Fig. 101 à Fig. 105, et Fig. 111 à Fig. 117).

#### b. Nature du comblement

##### 1. Diversité des hypothèses

Aucun argument lithologique ne permet de caractériser les milieux de dépôt de la vallée, dont les sédiments n'ont pas été carottés. Seul [1] le faciès acoustique et [2] la structure interne des unités permettent de discuter la nature du milieu de dépôt. D'après des études menées sur la plateforme continentale ouest européenne (Atlantique, Manche, et Mer du Nord), plusieurs types de comblements peuvent être invoqués *a priori* : les comblements glaciaires (Destombes, 1975 ; Wingfield, 1990), fluviatiles (Alduc, 1979), estuariens (Allen et Posamentier, 1993) et marins (Balson, 1994). Contrairement [1] aux dépôts marins comblant les fosses de Mer du Nord, dont la structure est particulièrement monotone, voire transparente, en sismique THR (Balson, 1994) et [2] aux dépôts fluvio-glaciaires présents dans la fosse centrale de la Manche, qui sont caractérisés par des unités de structure interne chaotique montrant des limites accidentées par des dépressions circulaires décamétriques (Lericolais et al., 1995 ; Fig. 87a), la vallée du Kaiser est comblée par des ensembles de dépôt dont l'enveloppe, caractérisée par des surfaces planes et subhorizontales à l'échelle hectométrique, est comparable à celle de nappes fluviatiles.

##### 2. Comblement purement fluviatile?...

###### ♦Un système chenalisé fluviatile

Les réflecteurs de type *c*, tronqués les uns par les autres, sont interprétés comme des surfaces d'érosion marquant la base de complexes chenalisés (Fig. 116 [B68]). Sur la base de ces éléments, il est possible d'interpréter le remplissage de la vallée du Kaiser comme purement fluviatile, les réflecteurs *c* représentant les chenaux distributaires, et les réflecteurs *b* les dépôts de crue de la plaine d'inondation (Fig. 89). Dans cette hypothèse, chaque ensemble de dépôt correspond à une nappe alluviale. La base de chaque ensemble (ou « nappe ») serait constituée principalement de

<footnote n="1">¹ Je propose ici une identification des dépôts d'après les arguments retirés de l'étude sismique. Dans cette démarche, je considère les ensembles sismiques reconnus comme des ensembles de dépôts et les réflecteurs comme l'expression de discontinuités lithostratigraphiques.</footnote>
dépôts agradants de plaine d'inondation : la faible abondance relative des chenaux par rapport aux dépôts de crue caractérise une élévation rapide du niveau de base (fort taux d'accomodation). L'augmentation de ce ratio vers le sommet des nappes traduirait une diminution du taux d'agradation du système liée à un ralentissement de l'élévation du niveau de base (diminution du taux d'accomodation ; Wright et Marriott, 1993). Cette évolution apparaît cohérente avec la présence d'une surface a d'incision (accomodation négative) au toit de chaque nappe.

Les barres d'accrétion, comme celle, très épaisse (20 m), que l'on observe dans l'ensemble 1 au confluent des branches occidentale et orientale de la vallée (Fig. 111 [SD57]), caractériseraient un style fluviatile à tendance méandriforme (Miall, 1992). Pour les ensembles supérieurs, la forme concave des chenaux serait préservée dans les réflecteurs *c*. Cela implique que les chenaux ne migrent pas, et exclut donc que le système soit méandriforme. Les nombreuses troncatures des réflecteurs *c* suggèrent l'incision et le remplissage des chenaux avec peu de migration, ainsi que de fréquentes avulsions dans le système. Ce sont des caractéristiques communes des appareils en tresse et anastomosés (Miall, 1992). Mais les systèmes en tresse sont essentiellement constitués d'empilements d'unités chenalisées d'épaisseur métrique (Miall, 1992), alors que les ensembles 2 à 3c comporteraient une part importante de dépôts de plaine d'inondation et des chenaux d'épaisseur décamétrique. Les unités chenalisées des ensembles 2 à 3c désignent plutôt un système en *ceinture de chenaux anastomosés* (Fig. 118). Plaident en faveur d'un tel style chenalisé : [1] le rapport d'échelle entre le rayon de courbure des réflecteurs *c* (hectométrique) et la largeur de la vallée (kilométrique), ainsi que [2] la sinuosité des réflecteurs *c*, aussi importante sur les profils longitidinaux que sur les profils transversaux.

<figure><img src="image_136.png" /><figcaption>Fig. 118 : Réseau fluviatile anastomosé (Miall, 1992).</figcaption></figure>

### 3. ...ou comblement *fluvio-estuarien*?

Chaque ensemble de dépôt pourrait également être de nature composite, avec des dépôts fluviatiles et des dépôts estuariens. Dans cette hypothèse, les dépôts estuariens seraient limités à la base par une surface de ravinement<fnref n="1" /> subhorizontale de type « *bay ravinement*», qui aurait pour caractéristique de tronquer tous les dépôts sous-jacents et de recouper latéralement le substratum de l'incision fluviatile au niveau de gradins topographiques élargissant les murs de la vallée (Kidinger et al., 1994 ; Fig. 119). Ce schéma est en accord avec l'organisation interne du remplissage de la vallée du Kaiser : les surfaces *a* pourraient représenter ces surfaces de ravinement, les complexes *b* correspondant alors aux dépôts estuariens agradants, faiblement chenalisés, et les complexes *c* à des systèmes de chenaux fluviatiles. Dans cette hypothèse cependant, la dynamique estuarienne ne contribuerait pas aux surcroissements tidaux tels qu'on les observe par exemple dans le comblement de la vallée incisée de la Gironde, où une surface d'érosion de forte amplitude sismique, la *surface de ravinement tidal*, incise au toit du comblement tous les dépôts sous-jacents sur plusieurs dizaines de mètres (Allen et Posamentier, 1993, Fig. 119).

En l'absence de données de sondage, il est difficile de trancher entre ces deux hypothèses. Néanmoins, plusieurs arguments plaident en faveur de la seconde, que nous retiendrons par la suite : [1] on conçoit mal comment il est possible de créer une incision fluviatile a fond plat ou faiblement concave à l'échelle kilométrique (réflecteurs *a*) en l'absence d'un système d'éventail alluvial ou d'un réseau en tresse. Or ce sont des chenaux plutôt sinueux (réflecteurs *c*) qui caractérisent la phase chenalisée des ensembles de dépôt de la vallée du Kaiser. [2] les réflecteurs *b* présentent des biseaux tangentiels d'angle faible vers le Nord-Est, indiquant une discrète composante de rétrogradation vers l'amont de la vallée. Cette rétrogradation, peu explicable dans l'hypothèse de dépôts de plaine d'inondation purement agradants, est en revanche une caractéristique des comblements estuariens en domaine transgressif.

<footnote n="1">¹Au sens de Nummedal et Swift ([1987] in Thomas et Anderson, 1994).</footnote>
<figure><img src="image_137.png" /><figcaption>Fig. 119 : Comblement fluviatile et estuarien des vallées incisées (A : Golfe du Mexique ; B : Gironde).</figcaption></figure>

## 2. LES DEPOTS DU BANC S.L.

### a. Hypothèse discutée : édifice dunaire

L'ensemble 8, qui constitue l'essentiel du banc en volume, avait été interprété par Reynaud et al. (1995) essentiellement à partir du profil SD80/81 (Fig. 113 et Fig. 114) et de quelques profils transversaux comme l'empilement de grandes dunes hydrauliques migrant vers le SW. Dans cette interprétation, les surfaces d'ordre 2 correspondaient aux surfaces de migration et de chevauchement des dunes, et les surfaces d'ordre 4 correspondaient aux surfaces de progradation dunaire - non pas les foresets (lits d'avalanche), à cause de leur pente trop faible 6%, mais les surfaces de réactivation constituant un litage composite de type litage en cosets (Berné, 1990). L'amplitude des dunes, d'après l'épaisseur des unités de l'ensemble 8, serait d'une dizaine de mètres, ce qui impliquerait une profondeur d'eau de 50-60 m selon la relation expérimentale de Yalin ([1964] in Allen, 1984). Ce résultat conforterait l'idée que les bancs celtiques sont des bancs tidaux, constitués principalement par des amas de dunes tidales. En effet, le rapport de 1:250 entre profondeur d'eau et distance entre les bancs tidaux établie par Huthnance (1982) prédit la construction des bancs celtiques, écartés de 16 km en moyenne, sous une tranche d'eau de 65 m environ.

Dans cette hypothèse, les unités de l'ensemble 7 pourraient représenter les phases de progradation vers le SW d'un banc tidal dont les dunes de l'ensemble 8 constitueraient le flanc doux. Cependant, l'hypothèse dunaire n'explique pas l'incision franche de certaines unités de l'ensemble 8 dans le comblement des vallées de la Mer Celtique. De même, elle explique mal l'incision de l'ensemble 10 au sommet de l'ensemble 8, de même que les dépressions sinueuses présentes à la base des unités de l'ensemble 8. Selon Dalrymple (comm. pers.), ces dépressions pourraient correspondre à des chenaux de vidange (swatchways) qui recoupent obliquement les barres estuariennes du domaine intertidal (Dalrymple et Rhodes, 1995). Mais leur forte sinuosité dans le système du Kaiser demeure mal expliquée dans cette hypothèse. On peut également suggérer que ces dépressions correspondent à la migration de scour pits, dépressions ovoïdes érosives présentes au front des grandes dunes (Rubin et Hunter, 1987). Mais on conçoit mal comment la progradation dunaire pourrait conduire à la création de scour pits aussi sinueux que les sillons que l'on observe à la base des unités de l'ensemble 8 (Fig. 96).

### b. Hypothèse retenue : édifice deltaïque

#### 1. Ensemble 6 : semelle estuarienne du banc

L'ensemble 6 [1] tronque les rares complexes c visibles au sommet de l'ensemble 5 et [2] constitue localement la partie sommitale du comblement de la vallée du Kaiser dans la mesure où sa base est plus basse que la surface du plateau continental de part et d'autre du banc, et où les réflecteurs qui le constituent semblent se terminer en biseau d'agradation sur le mur de la vallée ([SD80-sud] ; Fig. 113). Ces éléments suggèrent que l'ensemble 6 correspond à la dernière nappe de comblement de la vallée du Kaiser, avec une surface de ravinement à sa base surmontée par des dépôts de lagune, de baie ou d'estran tidal estuarien (Reinson, 1992 ; Fig. 119). La position stratigraphiquement intermédiaire de cet ensemble entre le comblement de la vallée du Kaiser et les dépôts du banc argumente cette hypothèse. La forte amplitude des réflecteurs internes de l'ensemble 6 traduirait alors l'alternance entre des sédiments sableux et les argiles du bouchon vaseux (Allen et Posamentier, 1993).

Le scellement estuarien des vallées incisées est un modèle couramment exploité depuis les
travaux de Fisk, ([1944] in Thomas et Anderson, 1994). Mais cette interprétation pose plusieurs problèmes : [1] le faciès sismique de l'ensemble 6 est de plus forte amplitude que les complexes *b* présents à la base des ensembles sous-jacents ; [2] l'ensemble 6 n'est pas restreint à l'espace compris entre les berges de la vallée : il est localement présent à l'extérieur de ces berges, et à une altitude supérieure<fnref n="1" /> ; [3] la géométrie des réflecteurs constituant l'ensemble 6, qui montrent des biseaux d'érosion d'angle faible, laisse supposer qu'ils ne représentent pas des dépôts essentiellement agradants, contrairement aux complexes *b*, mais localement des surfaces d'érosion ([SD81-sud] ; Fig. 114).

La nature érosive des structures internes de l'ensemble 6 suggère une dynamique de dépôt de plus haute énergie que celle qui prévaut pour le remplissage de la vallée du Kaiser. Deux hypothèses peuvent être formulées pour expliquer cela : [1] Du point de vue du faciès sismique, l'ensemble 6 pourrait correspondre à des dépôts *d'offshore supérieur*. Les discontinuités érosives internes correspondraient alors à des surfaces de ravinement par les vagues de tempête. Notre interprétation des dépôts du banc nous fait pencher en faveur d'une autre hypothèse, [2] selon laquelle l'ensemble 6 correspondrait à des dépôts de l'estuaire externe, soumis à l'action érosive des agents marins. Seules des données de sondage permettraient de trancher entre ces deux hypothèses. La première hypothèse est plausible dans la mesure où l'on interprète l'ensemble 7 comme un *shoreface* progradant sur l'ensemble 6 (voir ci-dessous). *A priori*, nous privilégions cependant la seconde hypothèse, car, contrairement à la première, elle est envisageable sans chute du niveau marin entre le dépôt de l'ensemble 6 et le dépôt de l'ensemble 7.

## 2. Ensembles 8 et 10 : des systèmes chenalisés

<figure><img src="image_138.png" /><figcaption>Fig. 120 : Aspect en carte des chenaux dans l'ensemble 8 (Marsset *et al.*, 1995).</figcaption></figure>

La cartographie de la surface de base de certaines unités de l'ensemble 8 permet de revenir à l'hypothèse de Pantin et Evans (1984) selon laquelle les bancs contiennent des structures chenalisées. Les surfaces d'ordre 2 sont interprétées comme des surfaces diachrones de migration du

<footnote n="1">¹ Sur ce point, le fait que la base de l'ensemble 6 soit plus basse entre les berges de la vallée qu'au droit du substratum miocène pourrait alors traduire simplement une érosion différentielle entre les calcarénites du substratum et les dépôts meubles du remplissage de la vallée, et non pas une liaison génétique entre la vallée et le dépôt de l'ensemble 6.</footnote>
fond des chenaux<fnref n="1" /> (Fig. 120). Les dépressions d'axe sinueux présentes à leur base correspondent aux empreintes des chenaux, laissées lors des stades de ralentissement de la migration (Fig. 120, Fig. 121A). Sur les coupes transversales, plusieurs groupes d'unités présentent des dépressions à la même altitude : chacun représenterait un système de chenaux contemporains. Fortement inclinées (4-6%), les surfaces d'ordre 4 sont interprétées comme des surfaces d'accrétion latérale sur les flancs des chenaux (Fig. 95). Inclinées majoritairement vers le SW, ces surfaces traduisent le comblement du système chenalisé par progradation vers la pente continentale.

<figure><img src="image_139.png" /><figcaption>Fig. 121 : Chenaux de l'ensemble 8. A - interprétation schématique des surfaces d'ordre 2 en coupe. B - relations entre l'orientation des coupes et la pente des surfaces. C : Relation entre sinuosité et progradation des chenaux.</figcaption></figure>

<footnote n="1">¹Cette interprétation expliquerait la non-préservation de l'ensemble 7 sous l'ensemble 8 dans la passe centrale par l'augmentation de la vitesse de migration latérale des chenaux (le flux sédimentaire étant considéré comme constant), qui se traduirait par la diminution de pente des surfaces d'ordre 2 qu'on observe localement dans cette zone (voir Chapitre 5).</footnote>
Globalement, les chenaux ont une direction NS à la base de l'ensemble 8, se rapprochant de la direction du banc (N20°) pour les unités sommitales dans la partie sud du banc. C'est ce qui explique la diminution de pente apparente des surfaces d'ordre 2 et 4 vers le sommet de l'édifice sur les profils longitudinaux (Fig. 121B ; Fig. 114 [SD81], Fig. 117 [B59]). La préservation des surfaces d'ordre 2 est liée à leur pente : si celle-ci était nulle, toutes les surfaces d'ordre 2 seraient amalgamées. Le système chenalisé de l'ensemble 8 ne se comble donc pas par simple progradation, mais il agrade également, constituant le stock sédimentaire principal du banc du Kaiser. Ceci traduit des apports sédimentaires plus importants que la création d'espace d'accomodation.

La forme concave des dépressions basales dans les deux directions de coupe suggère qu'il s'agit d'un système sinueux, voire méandriforme. Cela pose un problème, dans la mesure où les systèmes méandriformes présentent en coupe des structures d'accrétion dans des directions opposées (Fig. 121C). Dans le cas du Kaiser, la prédominance de surfaces internes inclinées vers le SW implique que la vitesse de construction des seuils d'accrétion soit généralement inférieure à la vitesse de progradation du système vers l'aval, sauf lors des stades de ralentissement de la progradation, au cours desquels se fixent les chenaux dans les dépressions sinueuses (Fig. 121A).

A cause de leur aspect en coupe (Fig. 91) et en carte (Fig. 110), les unités incisées de l'ensemble 10 sont également interprétées comme des chenaux. La morphologie du réseau de drainage est bien conservée par le fait que, contrairement aux chenaux de l'ensemble 8, les chenaux de l'ensemble 10 montrent très peu de migration latérale : leur surface de base (ordre 1) peut être considérée comme une surface temps. Les tronçons préservés du réseau montrent un cours sinueux ponctué par de nombreux confluents. Outre le faible taux de migration latérale des chenaux, cette caractéristique suggère une configuration en ceinture de rivières anastomosées. Cela est argumenté par un approfondissement des chenaux au niveau des confluents (Mjös et Prestholm, 1993). La direction du drainage semble globalement parallèle à l'axe du banc. On note toutefois la présence de tronçons NS ou NNW-SSE obliques par rapport à la direction générale (Marsset et al., 1995).

Les chenaux des ensembles 8 et 10 présentent en commun trois caractéristiques : [1] ils ont une profondeur au moins décamétrique ; [2] ils sont sinueux ; [3] ils montrent une direction de drainage similaire (Fig. 126). Sur ce dernier point, on remarque la pérennité de la direction NS/NNW-SSE, caractérisant les unités à la base de l'ensemble 8 et encore perceptible dans certains tronçons de l'ensemble 10. Cependant, les unités sommitales de l'ensemble 8 présentent une direction de drainage plus proche de l'axe du banc (N20°), ce qui semble également être la direction dominante dans l'ensemble 10 (Fig. 126). L'édifice chenalisé du banc montre donc une dynamique forcée par les mêmes pentes de la base de l'ensemble 8 au sommet l'ensemble 10, ce qui permet de suggérer que les deux ensembles chenalisés se mettent en place dans un continuum dynamique. L'évolution du système est à la diminution des taux de sédimentation : les chenaux migrent à la base, tandis qu'ils semblent se fixer et se combler sur place au sommet.

### 3. Ensembles 7 et 9 : dépôts de shoreface

Les unités de l'ensemble 7, à cause de leur structure en accrétion latérale<fnref n="1" /> et de leur relation avec les unités de l'ensemble 8 (Fig. 99), ont été interprétées par Marsset et al. (1995) comme des levées du système chenalisé correspondant à l'ensemble 8. L'argument de cette interprétation est la direction de progradation des unités de l'ensemble 7 vers le SW, c'est-à-dire dans la même direction que le système chenalisé. Cette hypothèse n'explique cependant pas [1] l'érosion des surfaces à la base des unités<fnref n="2" /> et [2] la concavité de ces surfaces dans leur partie basse, éléments qui nous conduisent à formuler l'hypothèse d'un ensemble d'unités de shoreface progradant<fnref n="3" />. Les surfaces d'ordre 4 représenteraient les surfaces de progradation du shoreface. La pente moyenne de 2% de ces surfaces et leur l'extension kilométrique argumentent en faveur de cette hypothèse. Les surfaces d'ordre 2, de même direction, représenteraient les cicatrices de stades [1] de chute du niveau marin

<footnote n="1">¹ On entend ici par accrétion le mode d'empilement des unités avec une composante purement verticale (agradation) ou bien une composante verticale et horizontale, définissant une translation des aires de dépôt en liaison avec le comblement de l'espace d'accomodation.</footnote>

<footnote n="2">² Dans l'hypothèse où la dynamique de ces « levées » serait comparable à celle qui prévaut dans les systèmes fluviatiles, où les seules surfaces d'érosion sont à la base des dépôts de crevasses. Le caractère érosif de ces surfaces est de plus en plus marqué en direction du chenal auquel les crevasses sont connectées. Or, c'est au point bas des unités 7, c'est-à-dire au plus loin du système chenalisé, que l'érosion semble maximale (voir par exemple le profil B85 [Fig. 115]). Par ailleurs, les dépôts de crevasse ne présentent pas des pentes aussi importantes que celles des unités 7.</footnote>

<footnote n="3">³ Dans cette dénomination, shoreface n'est pas pris en tant que dépôt caractéristique des systèmes à prédominance de la houle, mais comme relatif aux dépôts intermédiaires entre le domaine intertidal et le domaine d'offshore.</footnote>
ou [2] de ralentissement de la progradation, à la faveur desquels les processus d'érosion deviendraient dominants. Les unités de l'ensemble 7 évoluent de la base vers le sommet de l'ensemble dans le sens d'un abaissement du niveau de base associé aux surfaces d'ordre 2. Cela traduirait l'approfondissement de la base du shoreface au cours de la construction de l'édifice.

A cause de son aspect drapant, caractérisé par [1] des surfaces internes parallèles à l'axe du banc se terminant en biseaux tangentiels sur la surface de base des unités (Fig. 116 [B91]) et [2] des structures en remplissage de dépressions topographiques vers le sommet du banc (Fig. 117 [B61]), l'ensemble 9 pourrait représenter l'ennoiement d'un édifice plus ancien sous des dépôts d'offshore globalement agradants. C'est l'hypothèse qui prévalait dans les années 70 pour expliquer le stade "moribond" des bancs sableux de plateforme (Nio, 1976 ; Stride et al., 1982). Dans cette hypothèse, un cycle transgressif-régressif est nécessaire pour expliquer la présence de l'ensemble 9 entre l'ensemble 8 et l'ensemble 10, la surface de base de l'ensemble 10 devenant une importante surface de chute du niveau marin. Mais alors pourquoi ne retrouve-t-on pas des dépôts d'offshore similaires sur le flanc ouest et ou au sommet de l'ensemble 10 (Fig. 99)? Ce problème ne se pose plus si on interprète l'ensemble 9 comme des dépôts de shoreface (Fig. 122). De plus, cette hypothèse est plus simple car elle n'implique pas de variation importante du niveau de base.

L'hypothèse des dépôts de shoreface est argumentée par : [1] la similitude entre les structures internes des ensembles 7 et 9, caractérisées par des biseaux tangential d'angle faible ; [2] la présence d'une direction voisine des surfaces d'ordre 4 (progradation du shoreface) et d'ordre 2 (érosion du shoreface, Fig. 126). La surface de base de l'ensemble 9 serait alors produite soit par : [1] la migration de l'ensemble 9 sur l'ensemble 8, auquel cas le premier se mettrait en place en même temps que l'édifice chenalisé (Fig. 122B) ; [2] l'érosion post-dépôt de l'ensemble 8, auquel cas ce serait une surface synchrone de même type que les limites d'unités de l'ensemble 7 (Fig. 122A). Nous privilégions cette deuxième hypothèse, dans la mesure où la surface de base de l'ensemble 9 apparaît concave sur plusieurs profils.

<figure><img src="image_140.png" /><figcaption>Fig. 122 : Deux interprétations de l'ensemble 9 comme dépôt de shoreface.</figcaption></figure>

## B. CONTEXTE DE MISE EN PLACE DU BANC

### 1. EDIFICE DELTAÏQUE

#### a. Mise en évidence

##### 1. Elévation des chenaux par rapport au plateau continental

L'édifice chenalisé du Kaiser (ensembles 8 et 10) représente un système de drainage de la plateforme distale dont la direction est voisine de celle de la vallée du Kaiser sous-jacente (Fig. 126). Un tel édifice chenalisé pourrait *a priori* se trouver dans des environnements de dépôt fluviatiles (comme dans l'interprétation du comblement de la vallée sous-jacente), mais également en domaine paralique<fnref n="1" />, aérien ou sous-marin. La configuration en réseau anastomosé est très fréquente dans la partie médiane des estuaires macrotidaux (Dalrymple et al., 1992). Dans une moindre mesure, on retrouve également cette configuration stable dans les estuaires microtidaux à prédominance de la houle (Cooper, 1993). Enfin, elle est typique des plaines deltaïques végétalisées, où les avulsions sont fréquentes et le taux de migration faible (Törnquist, 1993).

<footnote n="1">¹ Paralique : environnement de dépôt situé sur la plateforme continetale en aval de la bayline selon Posamentier et al. (1988), c'est-à-dire de la surface la plus basse d'un profil d'équilibre fluviatile. Les environnements chenalisés du domaine paralique varient en fonction de la dynamique marine prépondérante à la côte. Tous les intermédiaires sont possibles entre les systèmes estuariens microtidaux ou mésotidaux influencés par la houle, comprenant notamment une barrière littorale et un lagon, et les systèmes macrotidaux caractérisés par les estuaires ouverts, comprenant un système de chenaux et d'estrans (Reinson, 1992).</footnote>
<figure><img src="image_141.png" /><figcaption>Fig. 123 : Elévation des chenaux par rapport à une plaine incisée.</figcaption></figure>

L'hypothèse fluviatile sensu stricto pose un problème : les chenaux du banc du Kaiser constituent un ensemble dont la base est incisée entre les berges de la vallée du Kaiser, mais dont les éléments sommitaux présentent une incision dont le niveau de base est plus haut de 10 à 20 m que la surface du plateau continental, qui est la plus haute surface d'interfluve de la vallée du Kaiser. Or les berges d'un chenal fluviatile peuvent être plus hautes que la plaine d'inondation, mais sa base est nécessairement plus basse, dans la mesure où la plaine d'inondation représente un stock sédimentaire agradé au dessus du profil d'écoulement fluviatile (Fig. 123A).

<figure><img src="image_142.png" /><figcaption>Fig. 124 : Inversion de relief d'un système chenalisé au cours d'une transgression (d'après G. Auffret, comm. pers.).</figcaption></figure>

Les chenaux du banc du Kaiser sont donc nécessairement reliés à un système dont les berges sont aussi hautes, au maximum de son développement, que la crête du banc. L'inversion de relief apparente des chenaux par rapport au plateau continental pourrait alors s'expliquer par l'érosion de toute la plaine d'inondation fluviatile de part et d'autre du banc sous l'effet d'une transgression, (Fig. 124). Nous pensons cependant que l'hypothèse d'un système paralique, c'est-à-dire construit sur le plateau continental, est plus simple. Elle est de plus argumentée par [1] la pente quasi-nulle des chenaux de l'ensemble 8, qui entraîne [2] une élévation vers l'aval du système.

## 2. Edifice progradant

### ♦Définitions

Le mode d'empilement des systèmes chenalisés en domaine paralique, contrôlé par le bilan sédimentaire à la côte, permet de distinguer les édifices deltaïques et estuariens. Les édifices deltaïques se mettent en place en contexte régressif, c'est-à-dire quand les apports sont plus importants que la création d'espace d'accomodation (Bhattacharya et Walker, 1992 ; Nummedal et al., 1993). Cela peut se produire en période de chute, de hausse ou de stabilité du niveau marin relatif. Les estuaires sensu lato, caractérisent un contexte transgressif, quand les apports sédimentaires ne compensent pas la création d'espace d'accomodation. Cela se traduit par une invasion marine des vallées côtières, et ne survient généralement qu'en contexte de hausse du niveau marin relatif (Reinson, 1992).

Parmi ces édifices, seuls les deltas montrent une architecture systématiquement progradante. Les édifices estuariens se construisent en se comblant rapidement dès que la vitesse de remontée du niveau marin ralentit (Dalrymple et al., 1992). Ce comblement se fait en deux temps, d'abord par agradation et réduction de l'espace lagunaire (comblement centripète, avec des apports des domaines marin et fluviatile), puis par progradation dans un estuaire en entonnoir (funnel shaped).

Dans la mesure où l'estuaire est considéré comme un domaine côtier "semi-ouvert" sur l'océan ([Pritchard, 1967] in Reinson, 1992), il est, à son stade de développement initial, entièrement compris en amont du trait de côte. Cependant, selon Dalrymple et al. (1992), lors des derniers stades de comblement d'un estuaire par progradation, on peut déjà parler de delta, même si l'édifice ne
forme pas une protubérance dans le bassin. Cela est argumenté par la définition générale des deltas que donne Elliott (1986) : "Un delta se développe quand un fleuve entre dans un bassin (mer ou lac) et apporte plus de sédiments que ne peuvent en redistribuer les processus propres au bassin".

## ♦ Application

Le banc du Kaiser constitue une partie d'un édifice qui pourrait donc correspondre à un système estuarien du point de vue environnemental, mais qu'on appelle *delta* à cause de sa *structure*.

[1] C'est un édifice essentiellement progradant : [i] On observe à la base de l'édifice le recouvrement vers l'aval des dépôts de shoreface (ensemble 7) par les ensembles chenalisés (Fig. 117 [B61], Fig. 115 [B85]); [ii] La pente de toutes les surfaces d'ordre 4 dans les unités de shoreface de l'ensemble 7 présente une composante dans le sens de la pente du plateau continental (Fig. 126). Ces deux points montrent que la dynamique du système conduit à une translation des aires de dépôt vers le bassin.

[2] Le stock sédimentaire principal du banc du Kaiser est constitué par les ensembles chenalisés se comblant d'amont en aval, conférant à l'édifice une structure qui occulte les processus propres au bassin. En outre, la section conique caractéristique des deltas transparaît dans l'épaississement du banc du Nord au Sud (Fig. 99).

# b. Delta à prédominance tidale

## 1. Hypothèse

Le banc du Kaiser n'est pas nécessairement un delta à part entière, mais un élément d'un grand delta qui devait s'étendre dans toute la zone des bancs celtiques. Plus précisément, le banc du Kaiser représenterait un édifice de barres et de chenaux d'embouchure à prédominance tidale, construits à l'aval d'une des branches du fleuve Manche, précisément celle qui aurait incisé la vallée du Kaiser lors de bas niveaux marins antérieurs. Les unités de shoreface représenteraient le front de delta<fnref n="1" />. Les ensembles 8 et 10 correspondraient aux dépôts proximaux et distaux du complexe chenalisé d'une barre d'embouchure, et l'ensemble 7 aux dépôts de flanc de barre (Fig. 125). Le chevauchement des unités de l'ensemble 8, conséquence de la migration des chenaux du complexe de barre d'embouchure selon le modèle précisé par Harris (1988; Fig. 7), caractériserait un taux de sédimentation élevé, ce qui suggère que le banc du Kaiser correspond à un appareil distal de l'édifice deltaïque. Comme nous l'avons déjà suggéré, l'interprétation du banc en delta implique un synchronisme entre la mise en place des ensembles 7 et 8 : les unités inférieures de l'ensemble 7 sont contemporaines des chenaux présents à la base des unités de l'ensemble 8, tandis que les unités supérieures sont contemporaines des chenaux sommitaux (Fig. 125).

<figure><img src="image_143.png" /><figcaption>Fig. 125 : Interprétation deltaïque de la structure du banc du Kaiser.</figcaption></figure>

## 2. Arguments

### ♦ Profondeur de l'incision du shoreface

Le point bas des unités de l'ensemble 7 correspondrait à la limite inférieure d'action des courants érosifs. Si l'on prend l'épaisseur du banc comme l'épaisseur minimum de l'édifice deltaïque terminal, cette limite inférieure serait de -50 m au maximum. Cette limite est plus basse que la limite inférieure d'action de la houle de beau temps, qui dépasse rarement -30 m (in Walker et Plint, 1992), ce qui suggère soit : [1] la présence d'une houle pérenne particulièrement forte, comme cela a été supposé pour les aires deltaïques situées au voisinage de la rupture de pente du plateau continental (in Batttacharya et Walker, 1992) ; [2] soit la participation d'autres courants, comme les courants de

<footnote n="1">¹ Il n'y aurait pas de prodelta au droit du système du Kaiser, probablement à cause de la trop faible profondeur d'eau au moment de la progradation du delta. Les argiles du prodelta, dans l'hypothèse où elles feraient partie du flux sédimentaire, seraient en non-dépôt jusqu'à la pente continentale.</footnote>
marée<fnref n="1" />. Dans la mesure où les limites d'unités dans les ensembles de shoreface sont suborthogonales à la position estimée du rivage lors des bas niveaux marins dans la zone du Kaiser (supposée parallèle aux isobathes, Fig. 126), nous préférons retenir la seconde hypothèse.

<figure><img src="image_144.png" /><figcaption>Fig. 126 : Direction et pendage des surfaces dans les ensembles de dépôt du banc du Kaiser.</figcaption></figure>

### ♦ Parallélisme des chenaux et des unités de shoreface

La structure et l'orientation par rapport au distributaire des corps sableux d'embouchure deltaïque est fonction des agents qui les façonnent (Fig. 127). Dans les deltas à prédominance de la houle (Fig. 127B), les lobes deltaïques sont principalement constitués de shorefaces perpendiculaires aux chenaux distributaires. Dans les deltas à prédominance fluviatile progradant dans des bassins profonds (Wright, 1977), les lobes peuvent présenter des avancées en « doigt de gant » (bar finger delta), séparées en amont par des baies interdistributaires et bordées en aval par des shorefaces parallèles aux chenaux distributaires principaux (Fig. 127A). Dans les deltas à prédominance tidale (Fig. 127C), le front deltaïque immergé est globalement perpendiculaire aux distributaires, mais peut présenter des invasions vers l'amont dans l'axe des chenaux tidaux les plus développés, où il constitue les flancs des barres tidales d'embouchure (Fig. 125).

Les surfaces internes de progradation du shoreface dans l'ensemble 7 (ordre 4) ont une direction oblique par rapport à celle des chenaux distributaires (marquée par la direction des surfaces d'ordre 2 dans l'ensemble 8, et visible en carte pour l'ensemble 10 ; Fig. 126). Cette direction correspondrait à une progradation du front de delta vers le SW, tandis que les chenaux ont une direction NS, voire NNE-SSE (Fig. 126). Cependant, les surfaces d'érosion à la base des unités de l'ensemble 7 ont une direction voisine de l'axe des chenaux des ensembles chenalisés, ce qui conduit à penser que ce sont les courants de marée qui façonneraient ces surfaces (Fig. 127C).

### ♦ Morphologie du système chenalisé

Dans les deltas à prédominance de la houle ou fluviatile, les chenaux distributaires de la plaine deltaïque, relativement peu abondants, ont une profondeur et une largeur qui décroît vers l'aval, de sorte qu'à l'embouchure ils recouvrent sans les inciser notablement les dépôts de front de delta, quelle que soit la direction de coupe (Fig. 127A et B). Dans les deltas à prédominance tidale, les chenaux de front de delta, très abondants (Bhattacharya et Walker, 1992), constituent des systèmes soit reliés en amont avec les chenaux distributaires de la plaine deltaïque, soit "aveugles", c'est-à-dire non connectés avec les chenaux distributaires, et formés sous la seule influence de la dynamique tidale (Fig. 127C). Les chenaux tidaux, dont le taux de migration est important dans ces systèmes, présentent une profondeur maximum au droit de l'embouchure. Le ravinement tidal surcroise les distributaires sur plusieurs dizaines de mètres, érodant dans sa quasi-totalité le front de delta ([Allen et al., 1979] in Allen et Mercier, 1987). C'est cette architecture particulière que nous croyons retrouver dans le delta du Kaiser, dont la majeure partie serait constituée selon notre interprétation par un système de chenaux tidaux à fort taux de migration latérale (ensemble 8), dont les plus profonds atteignent 20 m (ensemble 10).

<footnote n="1">¹ Les courants de marée génèrent des surfaces d'érosion jusqu'à -60 m dans l'estuaire de l'Escaut.</footnote>
<figure><img src="image_145.png" /><figcaption>Fig. 127 : Comparaison des architectures de trois types de deltas.</figcaption></figure>

L'hypothèse d'un delta à prédominance tidale nous semble convaincante : [1] la modélisation des courants tidaux tels qu'ils étaient lors des bas niveaux marins du Quaternaire sur la plateforme celtique suggère un régime macrotidal (Belderson et al., 1986) ; [2] l'hypothèse permet d'envisager dans un continuum transgressif la sédimentation des ensembles de dépôts du banc du Kaiser et sa morphogenèse par les courants de marée et la houle. Dans notre interprétation, les dépôts aériens caractéristiques de la plaine deltaïque (marais, plaine d'inondation...) ne sont pas mis en évidence. Etant donné le fort taux d'agradation du système chenalisé, cela suggère soit [1] une construction entière de l'édifice en domaine intertidal ou subtidal, soit que [2] le sommet de la séquence deltaïque n'ait pas été préservé durant la morphogenèse du banc<fnref n="1" />.

## 2. SYSTEME TRANSGRESSIF

### a. Arguments de la structure

#### 1. Faits : agradation des chenaux et surfaces de ravinement dans le shoreface

##### ♦ Agradation du système chenalisé

Comme les constructions deltaïques sont surtout caractérisées par des processus de progradation, la plaine deltaïque n'est généralement qu'un milieu de transit, et ce sont essentiellement des dépôts de front de delta et de prodelta qui sont préservés dans l'édifice.

<figure><img src="image_146.png" /><figcaption>Fig. 128 : Progradation et « pro-agradation » deltaïque.</figcaption></figure>

Dans la partie avale d'un lobe, les chenaux distributaires de la plaine deltaïque et les barres d'embouchure ne seront présents qu'à son sommet (Fig. 128). Or ce ne sont pas les processus de

<footnote n="1">¹ Les chenaux tidaux, plus larges et plus profonds que les chenaux distributeurs aériens de la plaine deltaïque, seraient plus facilement préservés lors de la migration latérale de l'édifice. Par ailleurs, le faible développement des dépôts de marais interdistributaires semble caractéristique des deltas à prédominance tidale (in Bhattacharya et Walker, 1992).</footnote>
progradation mais d'agradation qui dominent dans la structure du système chenalisé du banc du Kaiser, comme en atteste : [i] la présence de l'ensemble 8 de la base au sommet du banc (Fig. 99) ; [ii] la pente de 1 à 3% des surfaces de migration de ces chenaux, traduisant une élévation de leur niveau de base.

<figure><img src="image_147.png" /></figure>

<figure><img src="image_148.png" /><figcaption>Fig. 129. Contexte de développement des prismes deltaïques.</figcaption></figure>
## ♦ Surfaces de ravinement dans le shoreface

Sur une même coupe transversale, la base des unités de l'ensemble 7 est incisée de plus en plus profondément. Dans l'hypothèse où ce sont des surfaces de ravinement d'origine essentiellement tidale, ce fait traduit le passage d'un milieu plus interne de l'embouchure à un milieu plus externe, et suggère donc une transgression (Fig. 130).

<figure><img src="image_149.png" /></figure>

Fig. 130 : Evolution contraire du niveau d'incision dans le shoreface et dans les chenaux d'un système deltaïque sur une coupe parallèle à la côte.

Alors que les surfaces de progradation du shoreface sont obliques par rapport au banc, les surfaces de ravinement limitant les différentes unités du shoreface (surfaces d'ordre 2) ont une direction NS (Fig. 126), ce qui signifie que les stades de non progradation correspondent à une érosion tidale vers l'amont du shoreface. Cette érosion qui tend à paralléliser le shoreface avec les chenaux distributaires serait produite lors de stades transgressifs annonçant la transformation du delta en bancs (Fig. 132).

## 2. Interprétation : construction en période de hausse du niveau marin relatif

<figure><img src="image_150.png" /></figure>

Fig. 131 : Réponse morphosédimentaire des fleuves à une chute du niveau marin ([A] Posamentier et al., 1992 ; [B] Wescott, 1993).

## ♦ Mécanisme de l'agradation : hypothèse

Si on fait l'hypothèse que la vitesse de migration latérale des chenaux est de même ordre de grandeur que dans les embouchures tidales actuelles, la pente élevée des surfaces de migration des chenaux de l'ensemble 8 implique un taux d'agradation très supérieur à ce qui est connu dans les
systèmes actifs. Cela peut être expliqué soit par [1] une montée très rapide du niveau marin relatif, soit par [2] un taux de sédimentation tel que l'agradation du système n'est plus contrainte par la montée du niveau marin relatif. La deuxième hypothèse impliquerait une évolution régressive du système de dépôt du banc que nous ne mettons pas en évidence sur les coupes sismiques.

L'idée d'une construction deltaïque en période de hausse du niveau marin relatif, avancée par Green ([1936] in Nummedal et al., 1993), est reprise par Nummedal et al. (1993), qui suggèrent que le profil d'équilibre des fleuves ne soit pas modifié durant cette période jusqu'à ce que l'agradation du domaine paralique ait comblé l'espace créé dans le bassin<fnref n="1" /> (Fig. 129A). Dans cette hypothèse l'architecture du prisme paralique transgressif serait celle d'un delta présentant vers l'amont des biseaux d'agradation sur une surface fluviatile de non-dépôt (Fig. 129A). Dans le cas du delta du Kaiser, l'agradation du système s'accompagnerait d'une progradation telle que le volume des apports sédimentaires excèderait l'espace d'accomodation créé par la hausse du niveau marin relatif (Fig. 129B).

### ♦Cause morphoclimatique<fnref n="2" /> de la progradation

L'intensité du flux sédimentaire justifiant la « pro-agradation » du système aurait une cause morphoclimatique. La pénéplaine de la Manche, avec des pentes de 0,25‰ en moyenne vers l'Ouest, est relayée en amont par les bassins versants des grands fleuves Ouest européens : La Seine, et, via le Pas-de-Calais, le Rhin, la Meuse, la Tamise. Dans leur partie aval, ces bassins versants ont une pente très faible (moins de 0,1‰ pour la Seine entre Paris et Rouen), et les reliefs qu'ils drainent en amont sont soit faibles (Massif Central, Ardennes) soit lointains (Alpes). Le changement de pente entre le continent émergé et le plateau immergé (Manche) suggère qu'une chute du niveau marin absolu doit produire une érosion importante au voisinage de la charnière et donc un flux sédimentaire accru sur la plateforme distale (Fig. 131). Les apports sédimentaires dans la zone du Kaiser seraient d'autant plus importants que les sols périglaciaires des bassins versants, peu végétalisés, ne feraient pas rempart contre l'érosion (Erhart, 1955). Cela suggère que quel que soit le sens de la variation du niveau marin, il y ait progradation sur la plateforme celtique autour du maximum glaciaire, et justifierait en particulier la formation du delta du Kaiser au début d'une transgression post-glaciaire.

### ♦Construction par étapes

Contrairement aux deltas construits de type « patte d'oiseaux » (comme le Mississippi par exemple), la «pro-agradation» du delta du Kaiser n'implique pas une protrusion deltaïque aussi développée que le banc. La construction pourrait se faire par étapes successives comportant chacune un stade de pro-agradation et un stade de d'érosion sous l'effet d'une pulsation transgressive (Fig. 132). La cicatrice des pulsations transgressives correspondrait dans cette hypothèse aux limites érosives des unités de shoreface (ensemble 7). Le banc du Kaiser ne représenterait alors dans sa longueur totale que la somme des protrusions élémentaires construites au cours d'une transgression à plus long terme.

Pour chaque phase de construction, la période d'agradation maximale est celle qui préside au développement de l'ensemble 8, comme en témoigne le fort pendage des surfaces de migration de chenaux. L'arrêt de la progradation et la transgression sur le delta se traduit par : [1] le ralentissement, puis, l'arrêt de la migration latérale des chenaux d'embouchure, qui, fixés, deviennent plus profonds et se comblent sur place (évolution de l'ensemble 8 à l'ensemble 10) ; [2] l'érosion d'une partie de l'édifice par une surface de ravinement par la houle (Fig. 129C).

L'abandon du système serait la conséquence soit [1] d'une accélération de la hausse du niveau marin relatif<fnref n="3" />, soit [2] d'une diminution brutale des apports sédimentaires liée à une avulsion en amont des distributaires, ce qui est le cas le plus fréquent<fnref n="4" /> ([Frazier, 1967] in Bhattacharya et

<footnote n="1">¹ En revanche, selon la théorie de Davis ([1899] in Thorne et Swift, 1991), une hausse du niveau marin relatif entraînerait une modification des profils d'équilibre du réseau fluviatile en amont, de sorte que les plaines alluviales tendraient à agrader, avec un taux décroissant vers l'amont (Fig. 129A). Le stockage des sédiments dans les plaines alluviales aurait pour conséquence l'augmentation du potentiel d'accomodation à l'embouchure des fleuves et le développement d'estuaires (Wright et Marriott, 1993). Dans cette hypothèse, la progradation deltaïque en contexte de hausse du niveau marin relatif traduirait la redistribution des sédiments non piégés dans le système fluviatile.</footnote>

<footnote n="2">² Dans ce raisonnement, qui intègre une vaste zone géographique incluant la Manche et ses bassins versants, on considère que les systèmes de dépôt du banc sont mis en place à la faveur de variations du niveau marin eustatique que nous tenterons de mettre en évidence à la fin de ce travail.</footnote>

<footnote n="3">³ On peut se demander si la variation de pente des surfaces de migration dans l'ensemble 8, dont l'inclinaison minimum est observée au droit de la passe centrale du banc, n'est pas proportionnelle à la vitesse de hausse du niveau marin relatif au cours de la transgression. Ceci laisserait envisager deux phases de hausse rapide, l'une au moment de la construction de la partie sud du banc, la suivante au moment de la construction de la partie nord. Davantage de mesures sur les surfaces serait nécessaires pour étayer cette hypothèse.</footnote>

<footnote n="4">⁴ L'avulsion répondrait à un rajeunissement autocyclique du profil fluviatile de dépôt (Wescott, 1993), qui correspondrait en amont à une divergence des fleuves vers d'autres distributaires permettant une dispersion plus élevée de la charge sédimentaire.</footnote>
Walker, 1992). Nous optons pour la seconde hypothèse, qui est compatible avec un ralentissement de la progradation dont témoignerait la plus forte dispersion angulaire des surfaces internes dans les unités de l'ensemble 9 que dans les unités de l'ensemble 7 (Fig. 126). Le ralentissement de la progradation, à la fin de chaque étape serait également favorisé par l'augmentation de la surface de sédimentation au front de l'édifice (Fig. 132 stade 3).

<figure><img src="image_151.png" /><figcaption>Fig. 132 : Evolution d'un delta à prédominance tidale en contexte transgressif.</figcaption></figure>

## b. Arguments de la morphologie

### 1. Contrôle de la position du banc

<figure><img src="image_152.png" /><figcaption>Fig. 133 : Conjonction entre un delta et son distributaire, sur la côte de la Grande Barrière, Australie (Johnson et al., 1982).</figcaption></figure>

Pourquoi les bancs sont globalement superposés au vallées. - Jusqu'à la mise en place de l'ensemble 5, l'invasion marine présidant au dépôt des complexes *b* est vraisemblablement restreinte entre les berges de la vallée. La dernière phase du comblement correspondrait à la mise en place de l'ensemble 6 dans un domaine estuarien (ou de baie) débordant des berges de la vallée.