Cependant, dans la mesure où les fleuves celtiques seraient toujours en amont dans l'axe des vallées transgressées (Fig. 132), la croissance du delta se ferait principalement *au droit* de ces vallées. C'est une disposition relativement classique dans les systèmes de vallées incisées (Johnson *et al.*, 1982 [Fig. 133] ; Thomas et Anderson, 1994). Au cours de la transgression cependant, l'axe des bancs tendrait à se dissocier localement de celui des vallées sous-jacentes sous l'effet de l'érosion partielle par les courants tidaux, qui seraient en particulier responsables de l'espacement régulier et du parallélisme des bancs (Houbolt, 1968 ; Caston, 1972 ; Huthnance, 1982 ; Hulscher *et al.*, 1993). Par ailleurs, une dérive littorale littorale dirigée SW-NE dans les embouchures du Kaiser pourrait expliquer la migration latérale vers l'ouest de l'édifice, qui persiste durant presque toute sa construction<fnref n="1" />. Cette dérive<fnref n="2" /> existe actuellement plus au Nord sous l'influence du courant côtier sud-armoricain, relayé dans les entrées de la Manche par le courant de Rennell (voir Chapitre 1).

<figure><img src="image_153.png" /><figcaption>Fig. 134 : Contrôle de la position du delta par la pente du plateau continental.</figcaption></figure>

Pourquoi les bancs sont limités par l'isobathe 120 m. - L'observation du profil bathymétrique NNE-SSW de la Manche depuis l'estuaire de la Seine jusqu'au Sud du banc du Kaiser montre que la limite nord des bancs est une charnière du plateau continental externe (Fig. 134). Cette charnière limite deux phases de pénéplanation marine de la plateforme, séparées par un basculement tectonique (Pantin et Evans, 1984 ; voir Chapitre 4). En amont de la charnière, la pente est de l'ordre de 0,25‰. Dans la zone des bancs, elle est de 0,4‰. Sur une plateforme continentale, [1] la vitesse de déplacement du rivage et [2] la variation de l'espace d'accomodation répondant à une variation du niveau marin relatif sont d'autant plus grandes que la pente de la plateforme est faible (Fig. 134). En période de hausse du niveau marin relatif, les contextes de progradation sont donc d'autant plus rares que la pente est plus faible. Dans le cas de la Mer Celtique, la charnière du plateau continental externe a pu jouer lors de la transgression le rôle d'une barrière à l'extension vers l'amont du delta du Kaiser. L'effet d'accélération de la rétrogradation du rivage à l'amont de celle-ci aurait stoppé brutalement la progradation du delta<fnref n="3" />. Le delta aurait été déconnecté de ses distributaires en amont par une érosion intense, [1] au moment de l'accélération de la transgression (Fig. 132) ; [2] éventuellement lors de bas niveaux marins postérieurs.

## 2. Morphogenèse érosive

La surface du banc, qui tronque tous les dépôts sous-jacents et s'amalgame de part et d'autre du banc avec la surface de pénéplanation de la plateforme celtique, serait produite par les vagues et/ou les courants tidaux à la faveur d'un ou plusieurs cycles de variation du niveau marin relatif au droit du delta après son abandon. Elle serait alors de même nature que les limites d'unité de l'ensemble 7 (cicatrices du shoreface). Le ravinement transgressif serait marqué par les graviers à blocs de la couche B qui sépare les sédiments marins superficiels des dépôts du banc (Pantin et Evans, 1984). La crête du banc ne suit cependant pas la pente du plateau continental, et semble plutôt limitée par l'isobathe 120 m (Fig. 99). Dans notre interprétation, cette profondeur est également celle où les embouchures transgressées cessent de prograder en delta, ce qui suggère que l'érosion marine n'a pas diminué sensiblement l'épaisseur de l'édifice.

L'idée d'une morphogenèse érosive des bancs, évoquée par Houbolt (1968), est reprise par Berné *et al.* (1994). La surface de ravinement par les vagues est souvent caractérisée par son horizontalité et sa planéité (Johnson *et al.*, 1982 ; Yang, 1988). Dans le cas du banc du Kaiser, elle

<footnote n="1">¹ Vers la fin de la construction, la migration du système chenalisé pourrait se faire vers l'Est, à en juger par l'intercalation de shoreface entre l'ensemble 8 et l'ensemble 10.</footnote>

<footnote n="2">² On peut également évoquer l'action à long terme de la force de Coriolis pour expliquer cette migration, dans la mesure où le transport tidal prédominant, quasi-longitudinal par rapport au banc, inhiberait l'effet de dérive littorale.</footnote>

<footnote n="3">³ Cette explication rejoint celle de Wood *et al.*, (1993) qui montrent grâce à un modèle analogique que la progradation deltaïque est initiée dès que le profil de dépôt fluviatile recoupe le profil topographique. Sur un plateau au profil régulier, cela se produit généralement lors d'une chute très rapide du niveau marin. Sur la plateforme celtique, cela se produirait d'autant plus facilement au niveau de la charnière (Fig. 134).</footnote>
présenterait néanmoins des dépressions de 30 m (entre les points hauts et les points bas de la crête du banc). La passe Sud par exemple, ainsi que les dépressions entre les « collines » accidentant la moitié nord du banc (Fig. 30) pourraient correspondre [1] à des évidements de matériel plus érodable, [2] aux vestiges de chenaux non comblés du système aval d'embouchure<fnref n="1" /> ou encore [3] à un modelé de barres d'offshore, acquis sous l'action de la houle. La passe centrale pourrait représenter la cicatrice d'un ralentissement de la transgression, d'autant plus que c'est l'endroit du banc où le taux d'agradation dans les chenaux de l'ensemble 8 semble le plus faible. Elle pourrait s'individualiser de façon précoce, peut-être antérieurement à la mise en place du shoreface sommital (Fig. 114 [SD81] : biseaux tangentiels de l'ensemble 9 sur le plateau de la passe centrale).

Dans cette interprétation, les bancs ne sont pas les produits resédimentés de l'érosion transgressive, contrairement aux shoals retreat massifs de la côte est des Etats-Unis (Swift, 1975), qui correspondent à d'anciens dépôt-centres littoraux tansgressés (Stubblefield et al., 1983 ; McBride et Moslow, 1991), caractérisés par un remaniement sur place atteignant 80% du volume des édifices originels (Rine et al., 1991). Alors que la structure première des shoals retreat massifs n'est généralement pas préservée, le banc du Kaiser est un exemple d'édifice montrant un héritage non seulement matériel mais également structurel : [1] La protrusion deltaïque du Kaiser est conditionnée par la présence d'un émissaire fluviatile en amont. [2] La structure du banc, prédéterminée par la dynamique tidale de l'embouchure, est acquise par érosion/accrétion de shoreface sur les flancs de cette protrusion, qui se construit au cours d'une hausse du niveau marin. [3] La forme du banc est directement liée à la structure, la plupart des surfaces internes de ravinement tidal (limites d'unités dans l'ensemble 7) étant parallèles à l'axe du banc.

## 2. INTERPRETATION STRATIGRAPHIQUE

### A. INTERPRETATION SEQUENTIELLE

La bonne qualité des profils sismiques à très haute résolution (THR) conduit à tenter une interprétation séquentielle de ces systèmes de dépôt, dans la mesure où peu d'informations sont disponibles par ailleurs sur le Plio-Quaternaire de la Manche et de la Mer Celtique, mis à part les dépôts très lacunaires comblant les fosses (in Evans, 1990). Le problème de la stratigraphie séquentielle telle que permettent de l'aborder les données sismiques THR est de reconnaître les surfaces-repères à l'échelle des séquences génétiques (Homewood et al., 1992), ces surfaces étant amalgamées à l'échelle des cortèges de dépôt définis dans le modèle d'Exxon (Vail et al., 1977).

Interpréter des séquences implique d'identifier la nature et la période de la cyclicité des processus. Dans le contexte d'une étude purement sismique (sans datations), nous ne pouvons que proposer des hypothèses, car l'architecture sédimentaire ne permet pas toujours de distinguer les séquences de dépôt (contrôlées par des processus allocycliques à basse fréquence : la tectonique et le climat) des successions de dépôt (produites éventuellement par des processus autocycliques à haute fréquence, comme les cycles géomorphologiques des profils fluviatiles à l'équilibre ; Posamentier et James, 1993 ; Wescott, 1993).

### 1. SEQUENCES DE DEPOT

Le premier découpage a pour but d'isoler les successions de dépôt (assemblages horizontaux et verticaux de dépôts récurrents) limitées par des surfaces de chute du niveau de base. Parmi ces successions, seules seront appelées séquences celles dont la surface de base est une unconformity, c'est-à-dire formée par une chute du niveau marin relatif (Posamentier et al., 1988).

**a. Comblement de la vallée du Kaiser : plusieurs séquences de dépôt**

**1. Incision des complexes chenalisés : chute du niveau marin relatif**

L'incision des complexes chenalisés, interprétés comme fluviatiles (réflecteurs c), peut avoir une cause autocyclique ou allocyclique. Les causes autocycliques d'incision dans les systèmes de dépôt fluviatiles sont les plus fréquentes, répondant à : [1] des changements du profil d'équilibre

<footnote n="1">¹ La passe sud délimite deux chenaux formant relief (Fig. 112 [SD75]). La direction de ces chenaux est celle des "éperons" topographiques qui bordent la passe sud (Fig. 30). On retrouve de tels éperons du Nord au Sud du banc, particulièrement plus développés sur le flanc Est (Fig. 111 [SD53]), qui représentent dans la plupart des cas (N48°01' à N48°05'), des dunes modelant la couverture de sédiments superficiels (Fig. 111 [SD44]). Cependant, la sismique suggère que les plus hautes et les plus longues des dunes soulignent un relief préexistant, comme les reliefs bordant la passe sud. Ces reliefs sont orientés NW-SE, et ne sont pas restreints au flanc du banc. On les trouve également au sommet de la crête (N48°06'), où ils correspondent à des tronçons de chenaux de l'ensemble 8 (Fig. 113 [SD80]). La direction de ces éperons est celle des surfaces de migration des chenaux.</footnote>
forcés par la décharge sédimentaire<fnref n="1" /> (Wescott, 1993), et à [2] des avulsions du réseau hydrographique en amont du milieu de dépôt. La période des successions fluviatiles élémentaires de dépôt (nappes) est inférieure à 20 000 ans selon Wescott (1993). Ces successions élémentaires ne sont de puissance modeste, et ne sont que rarement corrélatables entre deux systèmes contemporains de dépôt.

Les causes allocycliques sont : [1] les mouvements tectoniques et [2] les variations climatoeustatiques, qui entraînent des changements du profil d'équilibre déterminant soit l'incision soit l'agradation des systèmes fluviatiles. En domaine fluviatile, il peut y avoir incision en phase de chute comme en phase de hausse du niveau marin relatif, selon la position considérée sur le profil de dépôt. En phase de hausse cependant, l'incision sera localisée dans la partie amont du système alluvial (Miall, 1991). La vallée du Kaiser étant situé à 20 km de la bordure du plateau continental, c'est la partie avale d'un système alluvial à l'échelle de son profil d'équilibre, et dans ce cas une chute du niveau de base sous le profil d'écoulement ne peut être expliquée que par : [1] une surrection du soubassement, [2] une chute du niveau marin eustatique.

Nous pensons que les forçages autocycliques, cause de leur plus haute fréquence, concerneraient vraisemblablement des successions de dépôt moins épaisses que les ensembles sismiques de la vallée du Kaiser. Bien que les mouvements épirogéniques de la marge au Pléistocène soient inconnus dans le détail, une subsidence d'amplitude hectométrique est observée au Pléistocène inférieur (voir Chapitre 4). Dans l'hypothèse tectonique, seule une succession très rapide de soulèvements et d'affaissements de la plateforme celtique permettrait de générer des séquences de dépôt dans la vallée du Kaiser. C'est pourquoi nous suggérons que chacun des complexes chenalisés marquant le sommet de ces ensembles représente une succession de dépôt produite par une chute du niveau marin relatif. Cette dernière est possible parce que le gradient de la pente continentale est plus fort que celui du plateau continental<fnref n="2" /> (Fig. 131).

## 2. Interprétation séquentielle des dépôts

Dans l'hypothèse où les complexes *b* présents à la base des ensembles de dépôt constituent un complexe estuarien reposant sur une surface *a* de type *bay ravinement*, celle-ci doit être considérée comme une surface de transgression, et les complexes *b* comme des intervalles transgressifs (Posamentier et al., 1988). Les complexes *c*, correspondant à des chenaux, représenteraient alors soit [1] les intervalles de bas niveau (progradation de chenaux fluviatiles), soit [2] l'amalgame entre les intervalles de haut et de bas niveau, avec à la base des chenaux estuariens caractérisant une progradation estuarienne de type *bayhead delta* (selon Dalrymple et al., 1992), et au sommet des chenaux fluviatiles.

<figure><img src="image_154.png" /><figcaption>Fig. 135 : Deux hypothèses pour l'interprétation séquentielle des ensembles de dépôt de la vallée du Kaiser.</figcaption></figure>

Dans la première hypothèse (Fig. 135A), les limites de séquence seraient constituées par la

<footnote n="1">¹ Wescott (1993) montre que l'évolution des cours d'eau vers leur profil d'équilibre diminue leur gradient de pente, et par conséquent leur charge solide ; la diminution de charge solide conduit à l'augmentation du potentiel d'érosion dans le cours aval, ce qui entraîne la réjuvénation du profil d'écoulement, avec une incision qui reprend de l'aval en progressant vers l'amont.</footnote>

<footnote n="2">² C'est la présence du trait de côte en dessous de la rupture de pente du plateau continental qui justifie ces incisions, dont le niveau de base est vers -240 m dans le secteur du haut-fond de la Chapelle (Bouysse et al., 1976). Cette situation est impossible jusqu'au Miocène moyen parce que la vitesse de chute eustatique à l'ordre 2 ou 3 est toujours plus faible que le taux de subsidence en bordure de marge (Pitman et Golovchenko, 1983). Ce n'est qu'à la faveur de chutes glacio-eustatiques du Plio-Quaternaire qu'une telle incision devient possible.</footnote>
réunion des réflecteurs c présents à la base des complexes chenalisés, et il n'y aurait pas d'intervalle de haut niveau (celui-ci serait condensé avec la surface d'inondation maximale dans les réflecteurs sommitaux des complexes b). Dans la seconde hypothèse (Fig. 135B), les limites de séquence seraient la réunion de réflecteurs c internes aux complexes chenalisés, et la surface d'inondation maximale serait à la base des complexes chenalisés.

## b. Banc du Kaiser : une seule séquence de dépôt

### 1. Découpage

Bien qu'on ne puisse écarter a priori l'hypothèse polyséquentielle<fnref n="1" />, l'assemblage de dépôts du banc du Kaiser correspond dans notre interprétation à une seule séquence de dépôt (Fig. 136). Dans les ensembles de dépôt du banc, on peut hiérarchiser les surfaces de façon à isoler des successions de dépôt. Les surfaces temps ne sont pas les limites d'ensemble, qui correspondent à des surfaces de migration, mais passeraient par les limites d'unités, et caractériseraient les pulsations transgressives entre les phases de progradation deltaïque. On peut donc concevoir un découpage où chaque succession comprend des termes de différents systèmes de dépôt (Fig. 136). Les successions inférieures comprennent notamment des termes du shoreface de l'ensemble 7 et de l'embouchure deltaïque de l'ensemble 8, tandis que les successions supérieures correspondent aux dépôts des dernières pulsations transgressives mettant en place le shoreface transgressif de l'ensemble 9 (démantèlement du delta) et le comblement des chenaux les plus distaux de l'embouchure transgressée, soit l'ensemble 10 (Fig. 136). Au moins 5 successions de dépôt peuvent être ainsi isolées dans le delta du Kaiser (Fig. 136). Ces successions correspondent aux phases de construction progradantes-transgressives suggérées dans l'interprétation sédimentologique. Ces phases peuvent être interprétées soit : [1] comme des séquences de dépôt à part entière, soit [2] comme des éléments autocycliques d'une seule séquence transgressive.

### 2. Interprétation

Dans l'hypothèse où le banc représente autant de séquences de dépôt que de successions de dépôts (Fig. 136), chacune de ces successions ne contenant pas un cyclotheme deltaïque complet, cela implique que la période associée à la mise en place des séquences soit très courte (de la centaine au millier d'années). Contrairement à ce qui est observé dans les systèmes abyssaux (Broecker et al., 1992), très peu de forçages allocycliques de cette fréquence sont enregistrés dans les systèmes marins proximaux (taches solaires, tremblements de terre), car ils sont occultés par les forçages autocycliques, plus fréquents et de magnitude supérieure (avulsions, migrations ; Wescott, 1993). Comme un delta se construit rapidement<fnref n="2" />, l'épaisseur des successions autocycliques de dépôts peut aisément atteindre l'échelle décamétrique. Ces remarques amènent l'hypothèse selon laquelle les successions de dépôt du banc Kaiser, telles que nous les définissons (Fig. 136), appartiendraient à une seule séquence de dépôt sensu stricto.

<figure><img src="image_155.png" /><figcaption>Fig. 136 : Interprétation séquentielle du banc du Kaiser.</figcaption></figure>

<footnote n="1">¹ Le contraste de structure entre les différents ensembles de dépôt suggère en effet une interprétation séquentielle en plusieurs cortèges dont les limites seraient les limites d'ensemble. La première séquence serait constituée par l'ensemble 6, qui serait un cortège estuarien transgressif, et par l'ensemble 7, qui serait un cortège progradant de shoreface de haut niveau. Le caractère érosif et agradant du système chenalisé de l'ensemble 8 serait incompatible avec une progradation chenalisée de type late highstand (au sens de Posamentier et al., 1988), ce qui suggère que l'ensemble 8 soit le cortège transgressif d'une autre séquence de dépôt. L'ensemble 9, interprété comme un shoreface, représenterait alors le cortège progradant de haut niveau de cette deuxième séquence. L'ensemble 10, fortement incisé, suggère une mise en place après une chute importante du niveau de base, de telle sorte qu'on peut l'interpréter comme un troisième cortège transgressif fluviatile ou tidal. Le cortège de haut niveau de cette dernière séquence n'aurait pas été préservé, ou serait amalgamé avec la surface de ravinement marin formant l'enveloppe externe du banc.</footnote>

<footnote n="2">² Quelques centaines d'années pour les lobes du Mississippi ([Coleman et Galiano, 1964] in Bhattacharya et Walker, 1992).</footnote>
Dans cette hypothèse, que nous retenons ici, le delta dans son ensemble pourrait correspondre à l'intervalle transgressif de la dernière séquence chenalisée fluviatile de la vallée<fnref n="1" />, et la durée de mise en place de l'édifice deltaïque serait donc inférieure à la période d'une séquence de même ordre que les séquences sous-jacentes de comblement de la vallée.

## 2. EMPILEMENT DES SEQUENCES DE DEPOT

### a. Evolution stable puis transgressive

Dans l'hypothèse où les surfaces d'incision fluviatile sont sur leur profil d'équilibre, la pente de leur profil longitudinal doit augmenter vers l'amont du système. Nous avons estimé la pente des profils de dépôt de chaque séquence, non pas à partir des complexes c chenalisés, trop discontinus, mais d'après la pente des surfaces a de transgression. La variation de pente de ces surfaces dans l'axe de la vallée, ainsi que la position de leur biseau amont, traduit un mode d'empilement régressif jusqu'à la séquence 3b puis transgressif à partir de la séquence 3c (Fig. 137). Cette évolution est liée à une variation du niveau marin à l'ordre inférieur : la migration vers l'aval (ou *progradation*) des séquences 1 à 3b traduit une relative stabilité<fnref n="2" /> des bas niveaux marins relatifs associés, tandis que la migration vers l'amont (ou *rétrogradation*) des séquences supérieures implique une hausse des bas niveaux marins correspondants (Fig. 137).

<figure><img src="image_156.png" /><figcaption>Fig. 137 : Analyse séquentielle du mode d'empilement des dépôts de la vallée et du banc du Kaiser.</figcaption></figure>

Alors que les surfaces *a* associées aux séquences 3c à 5 présentent un profil « parabolique » relativement conforme à ce qui est attendu des profils d'équilibre, cela n'est pas clair pour les surfaces *a* associées aux séquences 2 à 3b (Fig. 137). Les séquences 2 à 3b pourraient ne pas être sur leur profil d'équilibre si la période des cycles de variation du niveau marin relatif à l'ordre supérieur est trop petite pour que l'ajustement soit réalisé. Cela pourrait par exemple se produire dans le cas de chutes du niveau marin relatif de grande amplitude, alors que les chutes du niveau marin auxquelles répond l'incision des séquences supérieures correspondraient à une chute moins importante du niveau marin sous la plateforme, telle que l'ajustement du profil d'équilibre serait réalisé au cours de chaque cycle. Dans cette logique, si l'incision de la séquence 1 semble plus proche de son profil d'équilibre, c'est parce que la durée d'incision aurait été supérieure.

### b. Intégration dans l'évolution du Néogène et du Quaternaire

#### 1. Découpage séquentiel du Miocène et du Plio-quaternaire de Mer Celtique

La base du Miocène est une limite de séquence marquée par des indices de karstification. Elle marque la régression de l'Oligocène supérieur, qui est un hiatus mondial majeur (Haq et al., 1988). Il n'y a pas de système de bas niveau reconnaissable à l'échelle de la sismique BGS au-dessus de cette surface (Evans et Hughes, 1984). Celui-ci serait représenté par des systèmes fluviatiles incisés et des argiles de décalcification.

##### ♦ Formation Jones

La formation Jones qui repose sur cette surface d'érosion continentale est un prisme transgressif (paléobathymétrie 150 m), montrant des biseaux d'agradation vers l'amont (Fig. 83a). La

<footnote n="1">¹ On ne peut cependant affirmer que les dépôts de l'ensemble 6 appartiennent à la même séquence que les rares chenaux présents au sommet de l'ensemble 5 comblant l'incision de la vallée du Kaiser. En effet, comme on l'a suggéré plus haut, les réflecteurs subhorizontaux rapprochés et de forte amplitude qui caractérisent l'ensemble 6 pourraient représenter l'amalgame de plusieurs surfaces de ravinement sous la première succession deltaïque de dépôt, voire de plusieurs cortèges condensés de dépôt.</footnote>

<footnote n="2">² Voire une chute à l'ordre inférieur. Cette hypothèse, non écartée, n'est cependant pas la plus simple : on conçoit plus aisément qu'à cette chute à l'ordre inférieur soit associée plutôt l'incision principale de la vallée.</footnote>
surface d'inondation maximum est voisine de son sommet apparent, caractérisée par des réflecteurs horizontaux très rapprochés de forte amplitude ; elle pourrait marquer la transgression langhienne (résultat Sédimanche 1). A une échelle plus fine de découpage, la formation Jones est probablement un ensemble de successions, dont certaines pourraient être identifiées comme des séquences de dépôt d'ordre supérieur. Mais celles-ci ne sont pas visibles en sismique, probablement à cause [1] de la résolution du signal ; [2] de la position distale du système. En effet, sous 150 m d'eau (formation Jones : offshore inférieur), les limites de séquence ne seraient pas représentées par des surfaces d'érosion (unconformities), mais par les surfaces conformes qui les prolongent en aval (correlative conformities). Seule une étude terrain permettrait un découpage séquentiel à cette échelle.

## ♦Formation Cockburn

La surface d'érosion limitant la formation Jones de la formation Cockburn est interprétée comme une limite de séquence : le prisme de la Cockburn se met en place en position basse par rapport au prisme Jones, et sous une tranche d'eau faible, ce qui implique une chute du niveau marin relatif de plus de 100 m entre le dépôt des formation Jones et Cockburn. Cela est argumenté par une période de hiatus mondial à la transition Miocène moyen-Miocène supérieur ([Moore et Ross Heat, 1977] in Auffret, 1983), associée à une chute importante du niveau eustatique (Vail et al., 1977 ; Haq et al., 1988). Contrairement au prisme de la formation Jones, le prisme de la formation Cockburn est clairement une pile de successions de dépôts (résultat Sédimanche 1). Chacune est représentée par des ensembles de sigmoïdes progradants tronqués au sommet par la surface basale de progradation de la succession supérieure (Fig. 83d). Il est peu probable que ces successions soient d'origine allocyclique, dans la mesure où ce sont le plus souvent des avulsions qui contrôlent le développement des lobes deltaïques. Cependant, si tel était le cas, il serait impossible de le déterminer avec les données dont nous disposons. À la base de la formation, les successions prennent l'aspect de structures convexes, de même taille et même orientation que les "bancs tidaux" de la Mer Celtique (Evans et Hughes, 1984 ; Fig. 83d). Si on les compare avec notre interprétation des bancs celtiques, ces structures pourraient pourraient représenter les premiers lobes de l'édifice deltaïque sus-jacent, ennoyés à la faveur d'une subsidence rapide dans des lobes supérieurs plus étendus.

## ♦Petite Sole inférieure

Le prisme de la formation Cockburn est tronqué à son front par une limite de séquence sur laquelle se développe le prisme de la Petite Sole inférieure (Fig. 84) : c'est la surface polygénique d'émersion ("pontienne"), dans laquelle est imprimée en particulier le paléocours de la Loire (Vanney, 1977). Actuellement, on associe cette émersion avec la chute eustatique du Messinien, d'amplitude estimée 80 m (Mercer et Suter, 1982). La base du prisme de la Petite Sole inférieure est une surface caractérisée par un surcreusement de la limite de séquence inférieure (Fig. 84). Le prisme repose en conformité vers l'amont avec les réflecteurs sommitaux de la formation Cokburn, et vers l'aval en biseau tangentiel sur les clinoformes frontaux de cette formation, ce qui traduit une chute du niveau marin relatif. Le prisme de la Petite Sole inférieure contient plusieurs générations de canyons comblés. Deux hypothèses peuvent être avancées pour expliquer l'incision et le comblement de ces canyons :

[1] La genèse des canyons peut être exclusivement sous-marine ([Shepard, 1972] in Reineck et Singh, 1980), des phénomènes gravitaires présidant à l'érosion de leurs flancs (Farre et al., 1983). Ces phénomènes se marqueraient au front du prisme de la Petite Sole inférieure à la faveur d'un arrêt de la progradation. La sédimentation reprenant, le canyon serait comblé par des sédiments de la Petite Sole inférieure (hypothèse autocyclique).

[2] Les phénomènes gravitaires ne font qu'entretenir le slumping sur les flanc d'un canyon quand celui-ci est immergé. Le stade initial d'incision implique le plus fréquement une chute du niveau marin relatif sous la rupture de pente du plateau continental, et le canyon est initialement rempli avec des dépôts d'éventail alluvial (May et al., 1983). Le système est déconnecté de son distributaire fluviatile sous une tranche d'eau de 50 m (Pitman et Golovchenko, 1983), et comblé en domaine marin franc par des argiles de plateforme. La présence de plusieurs systèmes de canyons sécants dans la Petite Sole inférieure impliquerait donc plusieurs chutes du niveau marin relatif, et chaque remplissage de canyon peut être considéré comme une séquence de dépôt.

Nous retenons la deuxième hypothèse, dans la mesure où [1] la position des incisions au front du prisme rappelle les *delta front troughs* connectés vers l'amont aux fleuves distributaires de deltas (in Reineck et Singh, 1980) ; [2] elle permet d'expliquer dans une chute par étapes du niveau marin relatif la transition entre un prisme de bas niveau (Petite Sole inférieure) et un système fluviatile (Petite Sole supérieure).

## ♦Petite Sole supérieure et Melville Sands

La formation de la petite Sole supérieure correspond dans le secteur d'étude au comblement de la vallée du Kaiser. La formation de Melville serait représentée par le banc du Kaiser.

## 2. Ordre des séquences

Le mode d'empilement des séquences tel qu'il apparaît dans un diagramme espace-temps (Fig. 138) suggère que les séquences 1 à 3b représentent la terminaison d'une évolution régressive qui débute après l'inondation maximum au toit de la formation Jones (datée du Serravalien par Evans et Hughes, 1984). La base de la séquence 3c peut être donc considérée comme une surface de
transgression à l'ordre 2 (selon la charte de Haq et al., 1988), mais vis-à-vis du comblement de la vallée du Kaiser (à l'échelle du Plio-Quaternaire) c'est également une surface de transgression à l'ordre 3 (Fig. 138). Les séquences d'ordre supérieur mises en évidence dans la vallée du Kaiser, de même que la séquence constitutive du banc du Kaiser serait dans notre interprétation des séquences d'ordre 4 et/ou 5. Cette interprétation rejoint celle de Bouysse et al. (1976) et Auffret (1983) selon laquelle ce sont les cycles glacioeustatiques d'ordre 4 et 5 qui contrôlent la sédimentation au Plio-quaternaire, tandis que les formations sont individualisées à la faveur de variations du niveau marin relatif d'ordre 3, principalement d'origine tectonique. Les cycles d'ordre 5 prédominant jusqu'au Pléistocène supérieur, la période élémentaire de 20 KA peut donc être proposée pour l'intervalle de dépôt de chaque séquence de comblement de la vallée.

<figure><img src="image_157.png" /><figcaption>Fig. 138 : Diagramme espace-temps du Néogène et du Quaternaire de Mer Celtique au droit de la crête du banc du Kaiser.</figcaption></figure>

# B. APPLICATIONS DE L'ANALYSE SEQUENTIELLE

## 1. INTERPRETATION CHRONOSTRATIGRAPHIQUE

### a. Age des bancs celtiques

Partant de l'hypothèse selon laquelle le développement du delta fait suite au comblement de la vallée dans le cadre d'une même transgression d'ordre 3, on peut dater ce comblement en replaçant les bas niveaux marins responsables de l'incision des séquences d'ordre 5 sur la courbe des variations du niveau marin relatif établie au Chapitre 4.

Le calage chronologique du comblement de la vallée est fondé sur deux hypothèses (Fig. 139) : [1] la durée de comblement est de l'ordre de 140 KA (dans le cas de séquences d'ordre 5, c'est-à-dire de période 20 KA) ; [2] au cours du comblement, le niveau de base des surfaces de transgression associées aux séquences d'ordre 5 passe de -260 m à -230 m (altitudes déduites en extrapolant vers l'aval le profil des surfaces de transgression). Ces deux hypothèses permettent d'estimer le comblement de la vallée autour du Reuvérien/Prétiglien (vers 2,6 MA ; Fig. 141).
<figure><img src="image_158.png" /><figcaption>Fig. 139 : Niveaux de base des séquences de comblement de la vallée du Kaiser.</figcaption></figure>

L'hypothèse d'un comblement de la vallée du Kaiser en 140 KA implique que sur cette période, la vitesse de montée du niveau marin relatif à l'ordre 3 soit de 0,4 mm par an en moyenne. Si cette vitesse demeurait constante après le comblement de la vallée, comme le suggère l'évolution du niveau marin relatif (Fig. 141), cela impliquerait d'avoir au moins 4 limites de séquence dans le banc à son endroit le plus épais. Or nous avons suggéré la construction du delta du Kaiser au cours d'un seul intervalle transgressif d'ordre 5. Si cela est vrai, il faut envisager deux hypothèses :

**Hypothèse continuum.**- Dans cette hypothèse, tout se construit dans un continuum transgressif d'ordre 2 à la faveur : [1] d'une accélération instantanée de la subsidence d'un facteur 5 entre la séquence 5 et le delta, ce qui est *a priori* possible (Lenôtre, comm. pers., Fig. 140A) ; [2] d'un arrêt subit des oscillations glacioeustatiques d'ordre 5, à partir de la séquence 5 et sur plus de 100 KA (Fig. 140B). Cette situation pourrait se présenter à plusieurs reprises, comme par exemple au Tiglien A, où le signal isotopique enregistre un arrêt des oscillations d'ordre 5 sur 300 KA (Fig. 141).

**Hypothèse hiatus.**- Une alternative serait de considérer que la base du delta est une somme de limites de séquences, auquel cas il y aurait un hiatus entre les nappes fluviatiles et le delta (Fig. 140C). Cela justifierait l'hypothèse de Pantin et Evans (1984), qui voyaient dans le réflecteur basal très contrasté des bancs un coarse lag deposit. Cette hypothèse impliquant un hiatus entre le comblement de la vallée et la construction du banc était jusqu'à ce jour la seule envisagée, dans la mesure où les premiers enregistrements sismiques suggéraient la continuité de la surface de pénéplanation « pléistocène » du plateau continental sous la base des bancs celtiques (Pantin et Evans, 1984).

<figure><img src="image_159.png" /><figcaption>Fig. 140 : Hypothèses expliquant la différence d'épaisseur entre les séquences de comblement de la vallée et la séquence du banc du Kaiser.</figcaption></figure>

Il est impossible de trancher entre ces hypothèses en l'absence de datations, mais nous pensons que si la construction de l'édifice deltaïque commence entre le Pliocène supérieur et le Pléistocène inférieur, il n'est pas exclu que la structure soit au moins partiellement remaniée à la faveur des chutes glacioeustatiques du Pléistocène supérieur (Fig. 141). En effet, si la position du système sur la plateforme distale explique sa préservation en période de haut niveau marin, il est en revanche probable que les bancs ont été intensément réactivés<fnref n="1" /> à la faveur des bas niveaux marins du dernier maximum glaciaire et des deux bas niveaux d'ordre 4 précédents (Fig. 141).

<footnote n="1">¹ Nous ne pouvons estimer cette érosion, mais elle ne serait probablement pas supprimée par un flux sédimentaire important : le delta du Rhône montre à la base de chaque lobe associé aux cycles d'ordre 4 du Pléistocène supérieur, une surface très marquée de ravinement par les vagues. Il est très probable qu'une chute du niveau marin à -50 m contribuerait à une déstabilisation du banc sous l'effet de la houle (voir Chapitre 3). Par exemple, sur les côtes flamandes, on a mis en évidence des chenaux tidaux *incisant* jusqu'à 20 m de profondeur des complexes flandriens d'estuaires et de shoreface (Trentesaux, 1993). Dans l'estuaire de l'Escaut, les courants tidaux peuvent *entretenir* des mouilles jusqu'à 60 m de profondeur (Trentesaux, comm. pers.). Guilcher ([1965] in Quesney, 1983) mettrait en évidence des chenaux tidaux *actifs* à 100 m de profondeur sur le côtes de Madagascar.</footnote>
<figure><img src="image_160.png" /><figcaption>Fig. 141 : Chronologie des dépôts.</figcaption></figure>

Dans le cas où ce remaniement serait total, il faudrait envisager la construction des bancs celtiques lors de la dernière transgression (vers 15 KA). Cependant, le prisme deltaïque devant se construire dans notre interprétation à la faveur d'une transgression du paléolittoral entre -180 m et
-120 m, il est peu probable qu'il date de cette époque d'après notre interprétation des niveaux marins relatifs dans la zone sud-celtique (voir Chapitre 4). C'est pourquoi nous pensons que l'essentiel de l'édifice des bancs est relique. Seule la partie sommitale pourrait avoir été remaniée à la faveur des chutes glacioeustatiques du Weichsélien et du Saalien (Fig. 141).

Le remaniement constituerait en la réactivation : [1] du système chenalisé de l'embouchure distale du delta, dont les chenaux principaux seraient préservés au droit des bancs (ensemble 10) ; [2] du shoreface transgressif, dont témoigneraient les unités préservées de l'ensemble 9 sur la crête du banc au dessus de -140 m ; [3] de la morphogenèse par les courants de marée, qui contribuerait notamment à l'ablation d'une importante partie de l'édifice chenalisé entre les bancs, comme le suggère la troncature de l'ensemble 10 sur les flancs du banc du Kaiser.

### b. Vue d'ensemble sur le Plio-Quaternaire

La surrection pliocène permet d'expliquer l'évolution du prisme perché de la Petite Sole Inférieure, dont la mise en place avait été attribuée à la chute Messinienne (Adams et al., 1977 ; mission Sédimanche 1). La surrection commence au Miocène terminal avec le blocage de la sédimentation progradante de la formation Cockburn sur la plateforme, dont les dépôts les plus récents sont datés du Miocène moyen (Evans et Hughes, 1984). La troncature d'érosion au front du prisme Cockburn manifesterait le début l'inversion tectonique, au cours de laquelle l'augmentation de l'inclinaison de la pente continentale entraînerait la migration vers l'aval des aires de dépôt, et la mise en place du prisme perché. Les canyons comblés de ce prisme traduiraient l'émersion de la bordure de plateforme au cours du développement de la surrection au Pliocène moyen. Les canyons constituant plusieurs générations d'incisions sécantes, cette émersion se ferait par étapes, peut être à la faveur d'oscillations glacioeustatiques (Fig. 141 et Fig. 138).

Le réseau de vallées de la Petite Sole supérieure se mettrait définitivement en place à partir de l'émersion pérenne de la bordure du plateau au début du Piocène supérieur. Dans notre interprétation (Fig. 141), la subsidence tectonique surviendrait au Pliocène supérieur. Elle serait marquée par [1] la profondeur importante de la rupture de pente du plateau (250 m) ; [2] un basculement vers l'océan de la pénéplaine pliocène, dont ne serait préservée que la partie aval (zone des bancs celtiques), l'amont étant tronqué au-dessus de -120 m lors des chutes glacioeustatiques du Pléistocène supérieur. Lors de l'inondation marine succédant à la mise en place du delta de la Mer Celtique, un système de canyons se développerait au front de la plateforme, tronquant la terminaison avale des vallées comblées de la Petite Sole supérieure (cela a été particulièrement bien observé lors de la mission Belgica 96 ; Tessier, comm. pers.).

## 2. CONTROLES DE LA SEDIMENTATION

### a. Différents facteurs à différentes constantes de temps

On retrouve dans la série néogène de Mer Celtique de grandes discontinuités à l'ordre 3 (selon Haq et al., 1988), correspondant aux limites de formations. Cela avait déjà été remarqué par Hays et Southam ([1977] in Auffret, 1983). Cependant, les imprécisions sur les datations demeurant nombreuses (résultat Sédimanche 1), ces discontinuités ne peuvent être attribuées aux chutes eustatiques d'ordre 3. En revanche, la synthèse structurale de la région (Ziegler, 1987a ; Evans, 1990) met en évidence une relation entre ces discontinuités et des phases de fermeture des bassins (Miocène moyen : phase pyrénéenne ; Miocène supérieur : phase alpine), ce qui suggère qu'à cette échelle de temps, le facteur tectonique contrôle la sédimentation de manière prédominante. A plus petite échelle de temps, l'analyse séquentielle à très haute résolution permet de mettre en évidence des oscillations glacioeustatiques d'ordre 4 et 5 (20-100 KA), et cela peut-être dès le Miocène, en l'espèce [1] de discordances angulaires internes aux formations Jones et Cockburn, et [2] de surfaces d'incision dans les formations plio-quaternaires.

### b. Potentiel de préservation

#### 1. A long terme (ordre 2)

Le mode d'empilement des séquences permet de reconnaître une transgression à l'ordre 2 dans la vallée du Kaiser, ce qui tendrait à prouver que les dépôts piégés sur la plateforme distale ont un potentiel de préservation non négligeable (Fig. 138). Le diagramme espace-temps suggère les remarques suivantes (valables pour la partie des systèmes de dépôt relative au plateau continental) : [1] Les séquences déplacées vers l'océan (au sens de Proust, 1992) sont peu préservées sur la plateforme<fnref n="1" />. [2] Les séquences migrées vers l'océan (au sens de Proust, 1992) ont un taux de préservation décroissant vers leur sommet (prismes de la Cockburn et de la Petite Sole inférieure) et les séquences migrées vers le continent un taux de préservation croissant vers leur sommet (prisme Jones). [3] Pour les séquences migrées vers le continent, ce sont les intervalles transgressifs qui sont préservés, alors que ce sont plutôt les successions régressives qui sont préservées dans les séquences migrées vers l'océan. Le faible taux de préservation des systèmes incisés de rebord de plateforme

<footnote n="1">¹ Voire pas du tout, comme le suggère la lacune des séquences de plus bas niveau à la base de la vallée du Kaiser, et la lacune des séquences de plus haut niveau qui devraient coiffer la formation Jones.</footnote>
(vallées) est expliqué par l'espace d'accomodation limité dont ils disposent. Le taux de préservation augmente significativement dès que les bas niveaux remontent sur la plateforme (bancs). Du point de vue de ces remarques, les dépôts du banc du Kaiser auraient un potentiel de préservation non négligeable à l'ordre 2 : ils peuvent être comparés aux dépôts deltaïques présents à la base du prisme de la formation Jones.

## 2. A plus court terme (ordres 3 et 4)

Nous avons suggéré l'hypothèse selon laquelle une partie du delta pliocène de la Mer celtique était remaniée lors des chutes glacioeustatiques du Pléistocène supérieur, ce qui tendrait à démonter la précarité de sa préservation à l'ordre 4. La préservabilité du système semble liée à l'ordre 3 à l'évolution tectonique de la marge, parce que la subsidence passive de celle-ci est faible : c'est une marge qui tend à perdre des sédiments, soit par érosion gravitaire sur la pente continentale (Baltzer, 1994), soit par non-dépôt sur le plateau, contrairement par exemple aux marges du Rhône ou du Mississippi, où le taux de sédimentation élevé entretient une forte subsidence passive.

### c. Perspectives de comparaisons avec d'autres systèmes

#### 1. Influence de la subsidence

La construction des grands deltas correspond à l'empilement de séquences en contexte de transgression à l'ordre 3 (Fig. 142). Chaque séquence se met en place à la faveur d'un ralentissement de la transgression ([Boyd et al., 1989] in Bhattacharya et Walker, 1992), qui s'explique généralement par la superposition de cycles eustatiques d'ordre supérieur. Une rétrogradation rapide sépare les étapes de construction par progradation, de sorte que chaque séquence contient un terme transgressif plus ou moins développé (Piper et Aksu, 1992).

<figure><img src="image_161.png" /><figcaption>Fig. 142 : Préservation de corps sableux dans les dépôts quaternaires de la plateforme distale du Golfe du Lion (Lericolais et al., 1993).</figcaption></figure>

Dans certains systèmes quaternaires du Golfe du Mexique (Thomas et Anderson, 1994), à chaque transgression glacioeustatique d'ordre 5 correspond un remaniement en banc de la partie externe de l'embouchure progradée (flood delta), alors que la partie interne n'est conservée qu'à la faveur de la subsidence à l'ordre 3 (Fig. 143). Cela suggère que si la subsidence était faible, tout le système estuarien serait remanié en bancs d'offshore. La préservation du système d'embouchure dans la structure des bancs celtiques s'inscrit dans un contexte comparable de forte subsidence.

<figure><img src="image_162.png" /><figcaption>Fig. 143 : Mode de remaniement transgressif d'un système d'embouchure (Thomas et Anderson, 1994).</figcaption></figure>

#### 2. Influence de l'hydrodynamique

Dans tous les cas dont nous avons connaissance, les architectures d'empilement de lobes deltaïques d'ordre 5 montrent une prédominance des dépôts de front de delta. Le cas du banc du
Kaiser, probablement intermédiaire entre les systèmes estuariens et deltaïques classiques, montre en revanche une prédominance de dépôts chenalisés d'embouchure. Bien que le développement de ces dépôts soit favorisé par la transgression, celle-ci ne peut être la cause de leur prédominance : les prismes transgressifs du delta du Rhône, par exemple, ne montrent que des structures de clinoformes (Gensous et al., 1993). La structure particulière du delta de la Mer Celtique est contrôlée par la dynamique macrotidale, qui est à l'origine des systèmes chenalisés les plus développés des baies et deltas modernes (Harris et al., 1990 ; Dalrymple et al., 1992). Les deltas à prédominance tidale sont peu étudiés à ce jour, et il n'y a pas à notre connaissance dans la littérature d'exemple bien documenté de structure deltaïque macrotidale en domaine transgressif. Le banc du Kaiser, de par sa position intermédiaire entre l'ancien et l'actuel est une bonne base de comparaison pour de futures interprétations de ces architectures particulières dans l'ancien.
**Modern dynamics.** - From side scan sonar, multibeam echosounding and sea-floor lithology studies, the Kaiser Bank acts in its relief as a tidal sand bank. It is not "moribund", sincelarge tidal dunes are found on its top, but it is clearly wave influenced in water depths shallower than -145 m. The wave action tends to flatten its top and to winnow the fine sand content from the bank crest and deposit it at the foot of the bank. By contrast, the tidal activity of the system tends to trap part of the sand moving seaward into an accumulation cell. Nevertheless, the Celtic Banks appear to be too close from each other (relative to the water depth in which they occur) to be generated as tidal sand banks in accordance with the mechanism proposed by Huthnance (1973, 1982). They only act as tidal banks because of the influence that their relief has on the hydrodynamics. Neogene nearshore molluscan species identified in the Kaiser surficial sands suggest another origin for the Celtic Banks.

**Genesis and growth.** - From seismic stratigraphic studies, the Kaiser Bank has nothing of the internal structure of classic tidal banks. Very complex, it could represent a part of a tide dominated delta mouth bars and channels deposits. Erosive, its external shape results from the coupled action of wave and tidal ravinement during transgression. Its position is controlled by a particular relationship with a river distributary that supplied deltaic sediments. It grew up seaward of a fluvial distributary during the first stages of a late Pliocene 5th order glacioeustatic transgression, when sediment supply remained high enough for both progradation and aggradation. The architecture of Kaiser Bank should be a good starting point for new interpretations of ancient deposits. In this model, deep shelf banks could be related to high aggradationnal lowstand/early transgressive mouth systems. Moreover, some applications could be found for petroleum geology. Still, there is a need for coring the Celtic Banks as to confirm this model of a « pro-aggrading stratigraphic pattern » (Fig. 144).
**Dynamique superficielle.** - Le banc du Kaiser, constitué à sa surface de sables biolithoclastiques de composition conforme à celles décrites pour d'autres sites du plateau continental externe de la Mer Celtique, fonctionne comme un système mixte houle/marée en raison de sa profondeur. La limite d'action des vagues sur le sédiment vers -140 m, et limite deux domaines : [1] un domaine supérieur (« haut de banc ») caractérisé par une dynamique intermittente marée/houle, qui génère des corps dunaires symétriques et provoque une mise en suspension et une exportation des sables fins du sommet vers le pied du banc, et [2] un domaine inférieur (« flanc de banc ») caractérisé par une dynamique tidale pérenne, qui génère des dunes asymétriques convergeant vers la crête du banc (Fig. 69). Outre le rôle supposé des ondes de marée interne dans le blocage sur le rebord de la plateforme d'une partie du sédiment en transit vers la pente continentale, notre interprétation suggère que le banc constitue une cellule de la plateforme où le flux sédimentaire résiduel vers la pente continentale est susceptible d'être ralenti (Fig. 75).

L'essentiel de cette analyse reposant sur l'aptitude des courants tidaux à transporter le sédiment, les résultats obtenus par le calcul devraient être confirmés par une étude en bassin des vitesses critique d'entraînement (G. Chapalain). Néanmoins, seule l'analyse d'autres échantillons, plus nombreux et prélevés de manière plus systématique, permettrait une vérification du schéma dynamique proposé. Cela pourrait être tenté par une approche statistique des paramètres granulométriques (D. Hartmann, comm. pers.). Par ailleurs, il serait important de mettre en relation l'état des formes de dépôt avec les événements météorologiques ayant précédé les campagnes d'observation.

Dans notre interprétation, le schéma de transport sédimentaire à la surface du banc est conforme à celui des bancs tidaux, principalement contrôlé par [1] le relief du banc et [2] l'obliquité de son axe par rapport à celui de l'ellipse tidale (Fig. 74). Cependant, à la différence des bancs tidaux actifs dont la construction et la morphologie sont entièrement commandées par les courants de marée, les bancs celtiques seraient « moribonds », et la dynamique tidale que nous observons à la surface du banc du Kaiser pourrait n'être qu'un phénomène secondaire commandé par sa morphologie. Le relief initial du banc correspondrait représenterait alors soit (1) une accumulation d'un type différent, soit (2) une morphologie en érosion d'une formation non nécessairement représentée par des bancs. Dans ce deuxième cas en particulier, le système des bancs pourrait constituer une formation plus ancienne que la dernière phase de bas niveau marin, comme le laisse penser la présence possible de quelques organismes marins pliocènes dans les carottes effectuées sur le banc du Kaiser. Pour trancher sur ce point, nous avons étudié la structure interne du banc.

**Croissance et morphogenèse.** - L'édifice du banc du Kaiser n'a pas la structure ni l'histoire des bancs tidaux. La structure des bancs tidaux traduit généralement une accumulation de sables d'offshore dans une cellule convective résiduelle à la faveur de l'asymétrie des courants tidaux. Des clinoformes parallèles à leur flanc raide montrent que les bancs tidaux *migrent* avec ces cellules convectives, afin de demeurer en équilibre dans le champ dynamique qui les maintient. Cela implique un remaniement perpétuel du stock sableux qui constitue ces bancs<fnref n="1" />. Depuis quelques années, de nombreux bancs tidaux ont été mis en évidence en Manche (bancs de Sercq, banc d'Ouessant, banc d'Ar Men), tandis que d'autres ont été réinterprétés comme des bancs composites, formés à la base d'un *relief sédimentaire résiduel* provenant du démantellement lors de la transgression flandrienne d'estrans estuariens ou de barrières littorales, et coiffés par un banc tidal au sens propre (c'est-à-dire un amalgame de dunes tidales).

L'étude du banc du Kaiser, et nous supposons qu'il en est de même pour les autres bancs celtiques<fnref n="2" />, représentente une nouvelle étape dans la connaissance des systèmes résiduels de plateforme. Dans ce banc, seule la couverture sableuse superficielle a une dynamique comparable à celle des bancs tidaux. Cette couverture, d'épaisseur métrique, drape une structure d'érosion constituée par un édifice deltaïque pro-agradant où prédominent des dépôts d'embouchure tidale et de shoreface (Fig. 125). Cet édifice deltaïque représente la séquence sommitale d'un système de dépôt comprenant à la base plusieurs séquences fluvio-estuariennes comblant les vallées incisées de la Mer Celtique. Son architecture résulterait d'une transgression tectonique d'ordre 3 ponctuée par des cycles glacioeustatiques d'ordre 5, et se mettrait en place à la fin du Pliocène ou au début du Pléistocène (Fig. 141). Son démantèlement et la morphogenèse des bancs (Fig. 132) seraient la conséquence du ravinement tidal lié à la transgression. La réactivation du système lors des chutes glacioeustatiques du Pléistocène supérieur serait limitée au remaniement des dépôts sommitaux de l'édifice.

Cette étude ouvre la perspective d'une réinterprétation de certaines formations dans les séries anciennes. Alors que les bancs tidaux caractériseraient des faciès de « haut de plateforme »

<footnote n="1">¹ Et il en est de même pour 50 à 80% du matériel contenu dans les bancs d'offshore non tidaux de la côte est des États-Unis (Rine *et al.*, 1991).</footnote>

<footnote n="2">² Les premiers profils obtenus sur le banc du Castor (mission Belgica 96) permettent de mettre en évidence un système chenalisé de direction voisine de celui du banc du Kaiser.</footnote>
(c'est-à-dire de haut niveau marin), les barres d'embouchure à très fort taux de sédimentation pourraient caractériser des faciès de « bas de plateforme »<fnref n="1" /> (c'est-à-dire de bas niveau marin), mis en place à la faveur [1] d'une restriction de l'espace de sédimentation et [2] d'une augmentation des flux sédimentaires liées à des chutes importantes du niveau marin relatif. En outre, le modèle des bancs celtiques pourrait fournir un guide prospectif intéressant pour la recherche d'hydrocarbures : les prismes d'embouchure (roches réservoir), qui scellent des dépôts paraliques internes (roches mères) et qui sont *in fine* drapés par des argiles de plateforme (roches couvertures), constituerait un modèle gitologique plus satisfaisant que les prismes de régression forcée ou les barrières littorales, modèles dans lesquels la juxtaposition entre roches mères et roches réservoir n'est pas aussi évidente.

Le prolongement de cette étude serait de rechercher à confirmer et à préciser le « motif stratigraphique pro-agradant » que nous proposons ici (Fig. 144). Dans ce motif, [1] l'assemblage continental serait remplacé par un assemblage paralique, [2] l'assemblage de progradation pourrait se trouver sous une surface de « transgression paralique ».

<figure><img src="image_163.png" /><figcaption>Fig. 144 : Ebauche d'un motif stratigraphique pro-agradant.</figcaption></figure>

<footnote n="1">¹ Alors que dans les modèles actuels, les dépôts d'embouchure ne sont préservés que (i) dans le comblement de vallées estuariennes et (ii) en contexte transgressif ou de haut niveau (Dalrymple et al., 1992), la plupart des systèmes de bas niveau étant interprétés comme : (1) des « bancs de plateforme », c'est-à-dire la plupart du temps comme des systèmes de barrière littorale sableuse transgressée et englobée dans des argiles de plateforme, (Tillman et Martinsen, 1984) ; (2) des prismes de régression forcée (Posamentier et al., 1988 ; Berné et al., 1994).</footnote>
<figure><img src="image_164.png" /></figure>
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<figure><img src="image_165.png" /></figure>
TABLE DES ILLUSTRATIONS

Page

INTRODUCTION

<table><tr><td>Fig. 1 : Structure interne d'un banc sableux composite</td><td>5</td></tr><tr><td>Fig. 2 : Modèle d'évolution des bancs celtiques</td><td>7</td></tr><tr><td>Fig. 3 : Influence de la morphologie côtière sur les courants de marée semi-diurnes</td><td>7</td></tr><tr><td>Fig. 4 : Structure et migration des bancs tidaux</td><td>8</td></tr><tr><td>Fig. 5 : Dynamique des bancs sableux</td><td>9</td></tr><tr><td>Fig. 6 : Transport à la surface des bancs tidaux</td><td>9</td></tr><tr><td>Fig. 7 : Origine estuarienne des bancs tidaux</td><td>10</td></tr><tr><td>Fig. 8 : Modèles de préservation des bancs tidaux</td><td>10</td></tr><tr><td>Fig. 9 : Plan des données géophysiques et sédimentologiques exploitées</td><td>11</td></tr><tr><td>Fig. 10 : Localisation des bancs de la Mer Celtique</td><td>12</td></tr><tr><td>Fig. 11 : Reconnaissance des dunes au sonar à balayage latéral</td><td>13</td></tr><tr><td>Fig. 12 : Pull-up : importance pour la restitution des géométries</td><td>15</td></tr><tr><td>Fig. 13 : Relations granulométriques et morphoscopiques utilisées</td><td>17</td></tr></table>

CHAPITRE 1

<table><tr><td>Fig. 14 : Carte bathymétrique de la Mer Celtique méridionale</td><td>22</td></tr><tr><td>Fig. 15 : Granulométrie et pourcentage en minéraux lourds des sédiments superficiels de Mer Celtique</td><td>24</td></tr><tr><td>Fig. 16 : Forme de la marée semi-diurne en Mer Celtique</td><td>25</td></tr><tr><td>Fig. 17 : Relation entre amplitude et vitesse de l'onde de marée</td><td>25</td></tr><tr><td>Fig. 18 : Courants de marée en Mer Celtique méridionale</td><td>26</td></tr><tr><td>Fig. 19 : Combinaison d'harmoniques de l'onde semi-diurne de la marée</td><td>26</td></tr><tr><td>Fig. 20 : Direction et vitesse des courants de marée au voisinage du fond sur le site de forage Krogen</td><td>27</td></tr><tr><td>Fig. 21 : Courants résiduels en Mer Celtique</td><td>28</td></tr><tr><td>Fig. 22 : Impact de la houle en Mer Celtique</td><td>29</td></tr><tr><td>Fig. 23 : Séquence de formes sableuses de dépôt sur les plateformes tidales</td><td>30</td></tr><tr><td>Fig. 24 : Profil bathymétrique transversal du banc de l'Hermine</td><td>30</td></tr><tr><td>Fig. 25 : Haut-fond de la Chapelle</td><td>30</td></tr><tr><td>Fig. 26 : Transport sableux résiduel en manche et Mer celtique</td><td>31</td></tr><tr><td>Fig. 27 : Relation entre la vitesse des courants tidaux près de la surface et la lithologie du fond en Mer Celtique</td><td>32</td></tr><tr><td>Fig. 28 : Transport sédimentaire par les courants de marée interne</td><td>32</td></tr><tr><td>Fig. 29 : Modèle de sédimentation sur les marges continentales</td><td>34</td></tr></table>

CHAPITRE 2

<table><tr><td>Fig. 30 : Carte bathymétrique du banc du Kaiser</td><td>37</td></tr><tr><td>Fig. 31 : Dunes barkhanoïdes</td><td>38</td></tr><tr><td>Fig. 32 : Chaînes dunaires, avec faciès taché au centre (image sonar)</td><td>39</td></tr><tr><td>Fig. 33 : Terminaison dunaire par ramification de la crête (image sonar)</td><td>40</td></tr><tr><td>Fig. 34 : Ondulations topographiques en domaine de haut de banc (image sonar)</td><td>40</td></tr><tr><td>Fig. 35 : Mégarides (images sonar)</td><td>41</td></tr><tr><td>Fig. 36 : Deux images de ruban sableux (images sonar)</td><td>42</td></tr><tr><td>Fig. 37 : Faciès moucheté et mégarides (image sonar)</td><td>43</td></tr><tr><td>Fig. 38 : Deux images du faciès linéé (image sonar)</td><td>43</td></tr><tr><td>Fig. 39 : Relations entre faciès linéé, faciès taché et corps dunaires (image sonar)</td><td>43</td></tr><tr><td>Fig. 40 : Etudes de paramètres mesurés sur les dunes du Kaiser</td><td>45</td></tr><tr><td>Fig. 41 : Carte d'assemblage des exemples d'images sonar Belgica 94</td><td>47</td></tr><tr><td>Fig. 42 : Image multifaisceaux et carte morphobathymétrique de la zone 1 (Sédimanche 2)</td><td>48</td></tr><tr><td>Fig. 43 : Image multifaisceaux et carte morphobathymétrique de la zone 2 (Sédimanche 2)</td><td>49</td></tr><tr><td>Fig. 44 : Image multifaisceaux et carte morphobathymétrique de la zone 3 (Sédimanche 2)</td><td>50</td></tr><tr><td>Fig. 45 : Image multifaisceaux et carte morphobathymétrique de la zone 4 (Sédimanche 2)</td><td>51</td></tr><tr><td>Fig. 46 : Cartographie de la zone nord - Belgica 94</td><td>52</td></tr><tr><td>Fig. 47 : Carte morphosédimentaire de la zone sud - Belgica 94</td><td>53</td></tr><tr><td>Fig. 48 : Carte des faciès acoustiques de la zone sud - Belgica 94</td><td>54</td></tr><tr><td>Fig. 49 : Carte des variations de rétrodiffusivité dans la zone sud - Belgica 94</td><td>55</td></tr></table>
<table><tr><td>Fig. 50 : Carte d'assemblage - éléments morphosédimentaires du banc du Kaiser (bathymétrie, corps sableux)</td><td>56</td></tr><tr><td>Fig. 51 : Carte d'assemblage - domaines sédimentaires du banc du Kaiser</td><td>57</td></tr><tr><td>Fig. 52 : Contenu litho-biologique des bennes B1 à B3</td><td>59</td></tr><tr><td>Fig. 53 : Contenu litho-biologique des bennes B4 à B6</td><td>60</td></tr><tr><td>Fig. 54 : Calcimétrie et répartition qualitative des minéraux lourds dans les sédiments des bennes Belgica 94</td><td>61</td></tr><tr><td>Fig. 55 : Analyse granulométrique des sédiments contenus dans les bennes Belgica 94</td><td>62</td></tr><tr><td>Fig. 56 : Morphoscopie des grains de quartz contenus dans le bennes Belgica 94</td><td>63</td></tr><tr><td>Fig. 57 : Logs des carottes Sédimanche 2</td><td>64</td></tr><tr><td>Fig. 58 : Liste des espèces relatives aux groupes les plus représentés dans les carottes Sédimanche 2</td><td>66</td></tr><tr><td>Fig. 59 : Modèle d'évolution faunistique de Wilson (1988)</td><td>69</td></tr></table>

## CHAPITRE 3

<table><tr><td>Fig. 60 : Relations entre vitesse du courant et mobilité sédimentaire</td><td>72</td></tr><tr><td>Fig. 61 : Atténuation de la houle en profondeur</td><td>73</td></tr><tr><td>Fig. 62 : Détermination des paramètres de la houle sur un enregistrement sismique</td><td>74</td></tr><tr><td>Fig. 63 : Relation entre profondeur d'eau et amplitude de la houle</td><td>75</td></tr><tr><td>Fig. 64 : Relation entre profondeur d'eau et longueur d'onde de la houle</td><td>75</td></tr><tr><td>Fig. 65 : Mécanisme de la pluie sableuse</td><td>76</td></tr><tr><td>Fig. 66 : Formation d'un ruban sableux dans une cellule de Langmuir</td><td>77</td></tr><tr><td>Fig. 67 : Hypothèses de mise en place des rides de houle dans le domaine de haut de banc</td><td>78</td></tr><tr><td>Fig. 68 : Hypothèses pour la mise en place du faciès linéé</td><td>79</td></tr><tr><td>Fig. 69 : Schéma général de la dynamique sédimentaire sur un profil transversal du banc du Kaiser</td><td>80</td></tr><tr><td>Fig. 70 : Hypothèse pour la chronologie des formes de dépôt en haut de banc</td><td>82</td></tr><tr><td>Fig. 71 : Directions moyennes du transport sur les formes de dépôt observées</td><td>84</td></tr><tr><td>Fig. 72 : Transport résiduel par les dunes du banc du Kaiser, rapporté pour chaque dune dans chaque zone d'étude</td><td>85</td></tr><tr><td>Fig. 73 : Bilan du transport résiduel à l'échelle des grandes dunes tidales du banc du Kaiser</td><td>86</td></tr><tr><td>Fig. 74 : Hypothèse pour l'asymétrie EW de la dynamique sédimentaire du banc du Kaiser</td><td>87</td></tr><tr><td>Fig. 75 : Schéma de flux sédimentaire résiduel au droit du banc du Kaiser</td><td>88</td></tr><tr><td>Fig. 76 : Superposition de trois cartes bathymétriques établies dans la zone du Kaiser depuis un siècle</td><td>89</td></tr></table>

## CHAPITRE 4

<table><tr><td>Fig. 76 : Synthèse structurale de la région celtique et coupes dans les bassins de Mer Celtique méridionale</td><td>94</td></tr><tr><td>Fig. 77 : Coupe de la marge celtique</td><td>95</td></tr><tr><td>Fig. 78 : Variations du niveau marin eustatique</td><td>97</td></tr><tr><td>Fig. 79 : Effets glacioisostatiques</td><td>98</td></tr><tr><td>Fig. 80 : Variation du niveau marin relatif en Mer Celtique</td><td>100</td></tr><tr><td>Fig. 81 : Carte du bassin néogène et quaternaire des Approches de la Manche</td><td>101</td></tr><tr><td>Fig. 82 : Coupes dans le bassin néogène des Approches de la Manche</td><td>102</td></tr><tr><td>Fig. 83 : Coupe des formations post-paléogènes au droit du banc du Kaiser</td><td>104</td></tr><tr><td>Fig. 84 : Coupe sismique dans la zone des bancs</td><td>104</td></tr><tr><td>Fig. 85 : Carte des paléovallées de Mer Celtique Méridionale</td><td>105</td></tr><tr><td>Fig. 86 : Fosse centrale et vallées de la Manche Orientale</td><td>106</td></tr><tr><td>Fig. 87 : Premiers profils sismiques haute résolution des bancs celtiques</td><td>107</td></tr></table>

## CHAPITRE 5

<table><tr><td>Fig. 89 : Architecture du remplissage de la vallée du Kaiser</td><td>110</td></tr><tr><td>Fig. 90 : Coupe sismique montrant différents réflecteurs caractéristiques</td><td>113</td></tr><tr><td>Fig. 91 : Image sismique des ensembles 6 et 10</td><td>113</td></tr><tr><td>Fig. 92 : Carte de deux unités de l'ensemble 7</td><td>114</td></tr><tr><td>Fig. 93 : Image sismique des ensembles 7 et 8</td><td>115</td></tr><tr><td>Fig. 94 : Image sismique des ensembles 8 et 9</td><td>115</td></tr><tr><td>Fig. 95 : Image sismique de l'ensemble 8</td><td>116</td></tr><tr><td>Fig. 96 : Carte d'une unité de l'ensemble 8</td><td>116</td></tr><tr><td>Fig. 97 : Images sismiques de l'ensemble 9</td><td>117</td></tr><tr><td>Fig. 98 : Aspect de la couverture dunaire en sismique</td><td>118</td></tr><tr><td>Fig. 99 : Coupes synthétiques interprétatives des ensembles d'unités du banc du Kaiser</td><td>119</td></tr><tr><td>Fig. 100 : Carte de l'incision des vallées du Kaiser et du Dompaire</td><td>120</td></tr><tr><td>Fig. 101 : Carte de l'ensemble sismique n°1 (comblement de la vallée du Kaiser)</td><td>121</td></tr><tr><td>Fig. 102 : Carte de l'ensemble sismique n°2 (comblement de la vallée du Kaiser)</td><td>122</td></tr><tr><td>Fig. 103 : Carte de l'ensemble sismique n°3 (comblement de la vallée du Kaiser)</td><td>123</td></tr></table>
<table><tr><td>Fig. 104 : Carte de l'ensemble sismique n°4 (comblement de la vallée du Kaiser).</td><td>124</td></tr><tr><td>Fig. 105 : Carte de l'ensemble sismique n°5 (comblement de la vallée du Kaiser).</td><td>125</td></tr><tr><td>Fig. 106 : Carte de l'ensemble sismique n°6 (banc du Kaiser).</td><td>126</td></tr><tr><td>Fig. 107 : Carte de l'ensemble sismique n°7 (banc du Kaiser).</td><td>127</td></tr><tr><td>Fig. 108 : Carte de l'ensemble sismique n°8 (banc du Kaiser).</td><td>128</td></tr><tr><td>Fig. 109 : Carte de l'ensemble sismique n°9 (banc du Kaiser).</td><td>129</td></tr><tr><td>Fig. 110 : Carte de l'ensemble sismique n°10 (banc du Kaiser).</td><td>130</td></tr><tr><td>Fig. 111 : Profils sismiques transversaux Sédimanche 2 (zones S2 et S3).</td><td>131</td></tr><tr><td>Fig. 112 : Profils sismiques Sédimanche 2 (zone S4).</td><td>132</td></tr><tr><td>Fig. 113 : Profil sismique longitudinal nord Sédimanche 2.</td><td>133</td></tr><tr><td>Fig. 114 : Profil sismique longitudinal sud Sédimanche 2.</td><td>134</td></tr><tr><td>Fig. 115 : Profils sismiques transversaux Belgica 94 (zone BS-nord).</td><td>135</td></tr><tr><td>Fig. 116 : Profils sismiques transversaux Belgica 94 (zone BS-sud).</td><td>136</td></tr><tr><td>Fig. 117 : Profils sismiques longitudinaux Belgica 94 (zone BS).</td><td>137</td></tr></table>

## CHAPITRE 6

<table><tr><td>Fig. 118 : Réseau fluviatile anastomosé.</td><td>141</td></tr><tr><td>Fig. 119 : Comblement fluviatile et estuarien de vallées incisées (A : Golfe du Mexique ; B : Gironde).</td><td>142</td></tr><tr><td>Fig. 120 : Aspect en carte des chenaux dans l'ensemble 8.</td><td>143</td></tr><tr><td>Fig. 121 : Interprétation schématique des chenaux de l'ensemble 8.</td><td>144</td></tr><tr><td>Fig. 122 : Deux interprétations de l'ensemble 9 comme dépôt de shoreface.</td><td>146</td></tr><tr><td>Fig. 123 : Elévation des chenaux par rapport à une plaine incisée.</td><td>147</td></tr><tr><td>Fig. 124 : Inversion de relief d'un système chenalisé au cours d'une transgression.</td><td>147</td></tr><tr><td>Fig. 125 : Interprétation deltaïque de la structure du banc du Kaiser.</td><td>148</td></tr><tr><td>Fig. 126 : Direction et pendage des surfaces dans les ensembles de dépôt du banc du Kaiser.</td><td>149</td></tr><tr><td>Fig. 127 : Comparaison des architectures de trois types de deltas.</td><td>150</td></tr><tr><td>Fig. 128 : Progradation et «pro-agradation» deltaïque.</td><td>150</td></tr><tr><td>Fig. 129 : Contexte de développement des prismes deltaïques.</td><td>151</td></tr><tr><td>Fig. 130 : Evolution contraire du niveau d'incision dans le shoreface et dans les chenaux d'un système deltaïque.</td><td>152</td></tr><tr><td>Fig. 131 : Réponses morphosédimentaires des fleuves à une chute du niveau marin.</td><td>152</td></tr><tr><td>Fig. 132 : Evolution d'un delta à prédominance tidale en contexte transgressif.</td><td>154</td></tr><tr><td>Fig. 133 : Conjonction entre un delta et son distributaire (Grande Barrière, Australie).</td><td>154</td></tr><tr><td>Fig. 134 : Contrôle de la position du delta du Kaiser par la pente du plateau continental.</td><td>155</td></tr><tr><td>Fig. 135 : Deux hypothèses pour l'interprétation séquentielle des ensembles de dépôt de la vallée du Kaiser.</td><td>157</td></tr><tr><td>Fig. 136 : Interprétation séquentielle du banc du Kaiser.</td><td>158</td></tr><tr><td>Fig. 137 : Analyse séquentielle du mode d'empilement des dépôts de la vallée et du banc du Kaiser.</td><td>159</td></tr><tr><td>Fig. 138 : Diagramme espace-temps du Néogène et du Quaternaire au droit de la crête du banc du Kaiser.</td><td>161</td></tr><tr><td>Fig. 139 : Niveaux de base des séquences de comblement de la vallée du Kaiser.</td><td>162</td></tr><tr><td>Fig. 140 : Hypothèses pour la différence d'épaisseur entre les séquences de la vallée et celle du banc du Kaiser.</td><td>162</td></tr><tr><td>Fig. 141 : Chronologie des dépôts.</td><td>163</td></tr><tr><td>Fig. 142 : Préservation de corps sableux dans les dépôts quaternaires de la plateforme distale du Golfe du Lion.</td><td>165</td></tr><tr><td>Fig. 143 : Mode de remaniement transgressif d'un système d'embouchure.</td><td>165</td></tr></table>

## CONCLUSION

<table><tr><td>Fig. 144 : Ebauche d'un motif stratigraphique pro-agradant.</td><td>169</td></tr></table>
<figure><img src="image_166.png" /></figure>
TABLE DES MATIERES

INTRODUCTION : PROBLEME SCIENTIFIQUE,
SITE ET METHODOLOGIE DE L'ETUDE....................................................5

1. PROBLEMATIQUE ET ETAT DES CONNAISSANCES................................................6

A. INTRODUCTION AU SUJET................................................................................6

1. DIVERSITE ET INTERET DES BANCS................................................................6

2. LE PROBLEME DES BANCS CELTIQUES................................................................6

B. BANCS TIDAUX : ETAT DES CONNAISSANCES....................................................8

1. DYNAMIQUE................................................................................................................8

2. MODELES D'EVOLUTION....................................................................................10

2. SITE ET MATERIELS D'ETUDE................................................................................12

A. IMAGERIE ACOUSTIQUE....................................................................................12

1. RAPPELS....................................................................................................................12

2. OUTILS UTILISES....................................................................................................13

3. EXPLOITATION DES DONNEES ACQUISES SUR LE BANC DU KAISER....................14

B. LES DONNEES DE SISMIQUE TRES HAUTE RESOLUTION........................................14

1. RAPPELS....................................................................................................................14

2. EXPLOITATION DES DONNEES................................................................................15

C. ANALYSE DES ECHANTILLONS LITHOLOGIQUES....................................................16

1. PRELEVEMENTS DE SURFACE................................................................................16

2. CAROTTAGES................................................................................................................17

CHAPITRE 1 : CONTEXTE SÉDIMENTAIRE ET HYDRODYNAMIQUE
A LA SURFACE DU BANC DU KAISER.................................................................21

1. NATURE ET ORIGINE DES SEDIMENTS SUPERFICIELS........................................22

A. RAPPEL SUR LES SEDIMENTS DE LA MANCHE....................................................22

1. CONTENU LITHO-BIOLOGIQUE................................................................................22

2. IMPORTANCE DE LA DERNIERE TRANSGRESSION....................................................23

B. PARTICULARITE DE LA PLATEFORME DISTALE....................................................23

1. CARACTERES LITHOLOGIQUES................................................................................23

2. ORIGINE GLACIAIRE DES SEDIMENTS.................................................................24

2. DYNAMIQUE DES MASSES D'EAU........................................................................24

A. LA MAREE....................................................................................................................24

1. NATURE ET IMPORTANCE DU FACTEUR SEMI-DIURNE........................................24

2. LA MAREE INTERNE....................................................................................................27

B. LES AUTRES COURANTS....................................................................................27

1. COURANTS RESIDUELS SUR LA PLATEFORME DISTALE........................................27

2. INFLUENCE DE LA HOULE....................................................................................28

3. DYNAMIQUE SEDIMENTAIRE................................................................................29

A. FORMES DE DEPOT....................................................................................................29

1. CORPS SEDIMENTAIRES....................................................................................29

2. DIRECTIONS DE TRANSPORT................................................................................31

B. DYNAMIQUE TIDALE....................................................................................................31

1. MISE EN EVIDENCE....................................................................................................31

2. AUTRES FACTEURS....................................................................................................32

C. BILAN SEDIMENTAIRE A L'HOLOCENE SUR LA PLATEFORME................................32
## CHAPITRE 2 : DESCRIPTION DES ENREGISTREMENTS SONAR ET DES PRELEVEMENTS SEDIMENTAIRES ....................................................35

1. ETUDE DES ENREGISTREMENTS DE SONAR ET DE SONDEUR MULTIFAISCEAUX ....................................................36

A. MORPHOLOGIE ....................................................................................................................................................................................36

B. IMAGERIE ....................................................................................................................................................................................36

1. LES CORPS SEDIMENTAIRES ACTIFS ....................................................................................................................................................38

2. LES FACIES ACOUSTIQUES ....................................................................................................................................................42

C. SYNTHESE GEOMETRIQUE ....................................................................................................................................................44

1. FORME ET DISTRIBUTION DES GRANDES DUNES DANS L'ESPACE ....................................................................................44

2. RELATIONS ENTRE MORPHOBATHYMETRIE ET COUVERTURE SEDIMENTAIRE .................................................................46

2. ETUDE DES PRELEVEMENTS SEDIMENTAIRES ....................................................................................................................58

A. LITHOLOGIE ....................................................................................................................................................................................58

1. CONTENU DU SEDIMENT ....................................................................................................................................................58

2. TYPES LITHOLOGIQUES ....................................................................................................................................................61

3. ANALYSE GRANULOMETRIQUE ....................................................................................................................................................61

B. SUBSURFACE ....................................................................................................................................................................................63

1. PRESENTATION DES CAROTTES ....................................................................................................................................................63

2. DONNEES PALEONTOLOGIQUES (QUATERNAIRES) ........................................................................................................65

## CHAPITRE 3 : INTERPRETATION DE LA DYNAMIQUE SUPERFICIELLE ACTUELLE DU BANC DU KAISER ................................................................................71

1. MOUVEMENTS SEDIMENTAIRES ....................................................................................................................................................72

A. MOUVEMENTS SEDIMENTAIRES A L'ECHELLE DES PARTICULES .................................................................72

1. MODE DE CALCUL DE LA MOBILISATION ................................................................................................................................................72

2. CALCULS DE MOBILISATION DES SEDIMENTS DU KAISER ................................................................................74

B. MOUVEMENTS SEDIMENTAIRES A L'ECHELLE DES CORPS SEDIMENTAIRES ................................................76

1. CORPS SEDIMENTAIRES GENERES PAR LA MAREE ................................................................................................................................................76

2. CORPS SEDIMENTAIRES ENGENDRES PAR LA HOULE ................................................................................................................................................77

3. MISE EN PLACE DES STRUCTURES DU FACIES LINEE ................................................................................................................78

2. INTERPRETATION DYNAMIQUE ....................................................................................................................................................79

A. SCHEMA DYNAMIQUE ................................................................................................................................................................................79

1. CONTROLE TOPOBATHYMETRIQUE DE LA DYNAMIQUE ................................................................................................................79

2. CHRONOLOGIE RELATIVE DES PHASES DE DEPOT ................................................................................................................................................81

B. BILAN SEDIMENTAIRE ................................................................................................................................................................................82

1. DONNEES SUR LE TRANSPORT RESIDUEL A LA SURFACE DU BANC ................................................................................82

2. EVOLUTION DU SYSTEME ................................................................................................................................................................................86

## CHAPITRE 4 : PRÉSENTATION DU SUBSTRATUM DU BANC DU KAISER....................................................93

1. CONTROLES DE LA SEDIMENTATION ....................................................................................................................................................94

A. CONTROLE STRUCTURAL ................................................................................................................................................................................94

1. STRUCTURATION DU BASSIN DES APPROCHES DE LA MANCHE ................................................................................................................94

2. PHASES TECTONIQUES MAJEURES ................................................................................................................................................95

B. VARIATIONS DU NIVEAU MARIN RELATIF ................................................................................................................................................96

1. VARIATIONS EUSTATIQUES ................................................................................................................................................................................96

2. MOUVEMENTS DU SOUBASSEMENT ................................................................................................................................................97

3. SYNTHESE : COURBE DES PALEONIVEAUX MARINS RELATIFS ................................................................................................100

2. SEDIMENTATION APRES LE PALEOGENE ................................................................................................................................................101

A. MIOCENE : PRISMES DE PLATEFORME ................................................................................................................................................101

1. FORMATION JONES (MIOCENE INFERIEUR A MOYEN) ................................................................................................................102

2. FORMATION COCKBURN (MIOCENE SUPERIEUR) ................................................................................................................102

B. PLIOQUATERNAIRES : EXTENSION DU DOMAINE CONTINENTAL ................................................................................103

1. PRISME DE BORDURE DE PLATEFORME ................................................................................................................................................103

2. DEPOTS GLACIAIRES ................................................................................................................................................................................103
## CHAPITRE 5 : DESCRIPTION DES ENREGISTREMENTS SISMIQUES..................................................109

<table><tr><td>1. ARCHITECTURE DE LA VALLEE DU KAISER</td><td>110</td></tr><tr><td>A. FORME DE L'INCISION</td><td>110</td></tr><tr><td>B. STRUCTURE DU REMPLISSAGE</td><td>110</td></tr><tr><td>1. CONTENU DES ENSEMBLES SISMIQUES</td><td>110</td></tr><tr><td>2. FORME ET EXTENSION DES ENSEMBLES SISMIQUES</td><td>111</td></tr><tr><td>2. ARCHITECTURE DU BANC DU KAISER</td><td>112</td></tr><tr><td>A. ENSEMBLES D'UNITES</td><td>112</td></tr><tr><td>1. HIERARCHIE DES SURFACES</td><td>112</td></tr><tr><td>2. DESCRIPTION DES ENSEMBLES</td><td>113</td></tr><tr><td>B. FORME DU BANC</td><td>118</td></tr><tr><td>1. LIMITES DE L'ENVELOPPE</td><td>118</td></tr><tr><td>2. EPAISSISSEMENT VERS LE SUD</td><td>118</td></tr></table>

## CHAPITRE 6 : INTERPRÉTATION DE LA DYNAMIQUE ANCIENNE DU BANC DU KAISER..................................................................................................................139

<table><tr><td>1. INTERPRETATION SEDIMENTOLOGIQUE</td><td>139</td></tr><tr><td>A. NATURE DES DEPOTS</td><td>139</td></tr><tr><td>1. COMBLEMENT DE LA VALLEE DU KAISER</td><td>140</td></tr><tr><td>2. LES DEPOTS DU BANC S.L.</td><td>142</td></tr><tr><td>B. CONTEXTE DE MISE EN PLACE DU BANC</td><td>146</td></tr><tr><td>1. EDIFICE DELTAIQUE</td><td>146</td></tr><tr><td>2. SYSTEME TRANSGRESSIF</td><td>150</td></tr><tr><td>2. INTERPRETATION STRATIGRAPHIQUE</td><td>156</td></tr><tr><td>A. INTERPRETATION SEQUENTIELLE</td><td>156</td></tr><tr><td>1. SEQUENCES DE DEPOT</td><td>156</td></tr><tr><td>2. EMPILEMENT DES SEQUENCES DE DEPOT</td><td>159</td></tr><tr><td>B. APPLICATIONS DE L'ANALYSE SEQUENTIELLE</td><td>161</td></tr><tr><td>1. INTERPRETATION CHRONOSTRATIGRAPHIQUE</td><td>161</td></tr><tr><td>2. CONTROLES DE LA SEDIMENTATION</td><td>164</td></tr></table>

## CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES GÉNÉRALES..................................................................................167

## REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES..................................................................................................................171

## TABLE DES ILLUSTRATIONS..................................................................................................................179

## TABLE DES MATIERES..................................................................................................................................................183

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