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# Architecture et évolution d'un banc sableux de mer celtique méridionale

Jean-Yves Reynaud

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## To cite this version:

Jean-Yves Reynaud. Architecture et évolution d'un banc sableux de mer celtique méridionale. Planète et Univers [physics]. Université de Lille 1 - Sciences et Technologies, 1996. Français. NNT: 1996LIL10199. tel-04274686

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Submitted on 8 Nov 2023

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50376
1996
434

THÈSE

présentée à

L'UNIVERSITÉ DES SCIENCES ET TECHNOLOGIES DE LILLE

pour obtenir le grade de

DOCTEUR DE L'UNIVERSITÉ

en

GÉOLOGIE, GÉOCHIMIE ET GÉOPHYSIQUE SÉDIMENTAIRES

par

Jean-Yves REYNAUD

ARCHITECTURE ET
ÉVOLUTION D'UN BANC
SABLEUX DE MER CELTIQUE
MÉRIDIONALE

<figure><img src="image_4.png" /></figure>

Soutenue le 13 Décembre 1996 devant la commission d'examen :

Président : H. CHAMLEY

Rapporteurs : G.-A. AUFFRET
R. DALRYMPLE

Examineurs : S. BERNÉ
M. DE BATIST
J-L. RUBINO
B. TESSIER
Au Professeur Jean TRICHET, qui m'amena à la Géologie dans la pénombre de sa petite maison
assise sur les sables du Loiret et scellée de masques incantateurs d'antipodes

À mon père, historien et bâtisseur, "ojos adentros"

À Béatrice, ma passerelle
## REMERCIEMENTS

**LES PROMOTEURS** : Je remercie le professeur Hervé Chamley (USTL) qui sut me passionner pour un sujet bien éloigné de mon travail de DEA, qui traitait de paléoclimatologie. Il est l'adroit promoteur de cette thèse, bien que j'eusse d'autres motifs, inavouables ici (regardez à la fin), d'immigrer dans le Nord. Je remercie également Serge Berné (IFREMER), instigateur du programme Sédimanche et de la problématique sur les bancs sableux érosifs : il a tracé les grands axes de la thématique abordée dans ce travail, puisqu'il s'intéresse également aux appareils deltaïques de la marge du Golfe du Lion. C'est grâce à lui que j'ai pu bénéficier des outils, des données et des compétences de l'IFREMER. J'ai une pensée particulière pour Marc de Batist (RCMG) : je n'ai pas assez profité de sa douceur, de sa patience et surtout de ses compétences en sismostratigraphie de bassin ; mais sa porte m'était ouverte et c'est grâce à lui que j'ai pu goûter aux joies de la confrérie ERASMUS.

**LES JUGES** : Je remercie Gérard Auffret (IFREMER) et le professeur Robert Dalrymple (Université de Kingston, Canada) d'avoir accepté de rapporter mon travail. Je connais le premier depuis mon passage à l'IFREMER en 1992. Sa modestie naturelle n'a d'égale que sa connaissance de la marge celtique, et il fait partie des chercheurs dont on se dit *a posteriori* que si on les avait plus tôt, ça nous aurait évité quelques moments d'orgueil créateur. Le professeur Dalrymple n'a nul besoin d'être présenté : sa compétence sur les systèmes tidaux, tant du point de vue dynamique que stratigraphique a fait le tour de la planète, et je suis très heureux qu'il juge aujourd'hui mon travail. Je remercie également Jean-Loup Rubino (société TOTAL) d'avoir accepté de porter un oeil critique extérieur sur ce travail : il fait partie des géologues irremplaçables du point de vue de leur longue expérience de terrain.

**LES ARCHITECTES** : J'aurais du mal à exprimer sobremement ma gratitude envers Bernadette Tessier (CNRS), car dès le départ tout nous portait d'accord, depuis son goût pour les instruments de musique ou les archives familiales jusqu'à une certaine idée sur le réconfort culturel qu'apporte la géologie. Sans le savoir, vous verrez dans ce manuscrit l'ombre de sa main faire de la lumière un peu partout. J'aurais aimé partager davantage de réflexions avec Jean-Noël Proust (CNRS), dont les travaux m'ont beaucoup inspiré, et avec qui je souhaiterais approfondir mes connaissances en stratigraphie génétique, avec le passage obligé par l'école des faciès. Jean-Noël fait de la nécessité de tendre vers des nouveaux concepts un vrai plaisir intellectuel, et c'est ce qui nous réunit.

**LES MAITRES D'OEUVRE** : A l'IFREMER, il est impossible d'oublier l'espèglerie et la fantaisie ressourcante de Tania Marsset dès qu'on a travaillé plus d'une heure avec elle. Championne des bricolages 3D en plastique, elle a su prendre au mieux le relais de mon travail quand j'ai été engagé pendant dix mois comme Gentil Organisateur au Club (méditerreamées). Sa chaumine, ensoleillée par ses blondinets et protégée par sa toiture de mari, m'était toujours ouverte, et je m'y serais fait tonton sans scrupules. Passé le seuil, j'ai retrouvé la même chaleur et la même sympathie chez Gilles Lericolais, soit sticky rice, soit rick@ifremer.fr, supersurfer d'internet et génie en farces et attrapes informatiques. Son humour et son imagination faisant le pendant de la compétence dans le domaine de la géophysique, il illustre généralement ses cours de sismique en tapant sur des casseroles. Jean-François Bourillet, grand manitou des isobathes à l'IFREMER, m'est apparu encore plus bathe en mer, comme chef de mission à l'emblématique et méticuleuse clarté. Je veux également citer parmi les maîtres Martine Clet (CNRS), à la patience toute celtique, à la précision d'abeille, qui m'a initié le jour à l'extraction palynologique, tandis que le soir nous parlions musique avec son passionnant mari. Je comparerais plus volontiers Agnès Lauriat-Rage (MNHN) avec un maelström, contaminés que nous fûmes Bernadette et moi par son allant dans une passionnante et complète visite des collections du Muséum d'Histoire Naturelle. Je veux remerciez ici tous ses collaborateurs, en particulier ceux avec qui j'ai directement correspondu, Didier Néraudeau et le professeur Carriol. Parmi les traqueurs de mollusques, je voudrais également remercier Eric Braccini (ELF-P), qui a immédiatement répondu à mon appel ostracodique, ainsi que Michel Moullade (Université de Nice), qui m'a fait le grand plaisir de trouver des indices de Pliocène dans les foraminifères des sables celtiques...

**LES CRITIQUES** : Sans l'avis de maîtres de passage, peut-être d'autant plus pertinents que désintéressés, plusieurs pans de la discussion n'auraient pas vu le jour. Merci à Jean-Paul Auffret (Université de Caen), l'homme de la Manche formidable connaisseur de chansons paillardes et danseur de gigue. Merci à Pol Guennoc (BRGM), carrière et moustaches à la Magnum, à la passion communicative. Merci à François Guillocheau (Université de Rennes), peut-être le plus enthousiaste et le meilleur vivant de ces hommes qui font du plaisir intellectuel un exercice pieux, une envolée aux retombées sensibles dans l'assiette. Merci à mes correspondants d'un jour, Nicole Lenôtre (BRGM), Carl Amos (Geol. Survey canadien) ou David Keen (Univ. de Coventry), qui furent diligent et précis. Merci également à ceux qui étaient prêts à donner, mais qui ont simplement croisé la thèse : Jacky Ferrière (USTL), aussi sûr à la relecture que dans son amitié quotidienne, Michel Lopez (USTL), Hughes Féniés (ESSO), Pierre Watremez (BRGM) et tous ceux qui fuient des listes par le bas.

**LES OUVRIERS ET LES PASSANTS** : Merci à ceux qui seraient au détail ce que les fondations sont à la pyramide. Je pense à Nelly Pernot, si chaleureuse, à Philippe Recourt, homme-orchestre, à Françoise Dujardin, indéprimable sourire. Je pense à Jean Carpentier, comique impassible, à Robert Ballanghant, relieur de patience, à Frank Duthoit, homme de prêt, et aux copains qui à l'occasion m'ont transformé en rédacteur de plus de dix doigts : Geoffroy Mahieux, l'as des réflexeurs sismiques et Anthony Le Ruyet, au rire de démarreur. Je pense aussi à ceux qui m'ont aidé techniquement à l'IFREMER : Alain Lombard, qui a réalisé les cartes bathymétriques, et Eliane Le Drenz, qui concocta les mosaïques d'images sonar, ainsi que René Kerbrat et Gilbert Floch au labo de sédimentologie. Merci aussi aux hommes de GENAVIR, en particulier Christian Prud'homme et Jean-Michel Raillard. Mais la science n'est pas tout, et en tout cas on n'en fait pas sans soutien moral. Merci aux amis brestois, brumiseurs de sympathie : Bruno et Babette Savoye (je n'oublierai jamais leur chaude et ronde hospitalité, ils furent les premiers à m'accueillir à l'IFREMER), Florence Thauront et Agnès Baltzer (et leur homme), Frédéric Rigaud (et son portable) et tous ceux qui j'oublie. Merci également aux amis gantois, qui eux savent servir la mousse, et plus particulièrement à Pieter Vanhauwaert, avec qui j'ai partagé mes premières découvertes océanographiques, ainsi qu'à Erwin Van Heuverswyn, sismicien de choc, qui m'aida à nourrir les poissons en Manche orientale. Que tous les autres, ainsi que les étudiants ERASMUS (car Gand est très cosmopolite) soient associés à la farandole. Je veux citer également pêle-mêle les Lillois qui, de près ou de loin, donnèrent quotidiennement un visage à cette tranche de vie que fut ma thèse : Danièle Bartier, qui apprécie les estaminets flamands au même titre que la géochimie ( : ça fait rêver) ; Viviane Bout (et Manu), spécialiste des kickers, des paléoclimats et des enfants à croquer ; Martine Buatier, qui allait courir avec Béatrice de sorte que Jo, son mari dut souvent s'occuper des jumeaux ; Christiane Buret, pas si « tapette » que ça puisque s'il accoucha de sa thèse en même temps que moi, ce fut après que sa femme l'eut fait de Léa et Hugo ; Martial Caridroit, braconnier de son état ; Franck Chanier, au regard plus perçant que celui des maoris ; Corinne Corbau et Christos Lazarou, l'une sur la plage l'autre sur les artefacts ; Jean-Marie Dégardin, collectionneur de cartes téléphoniques ; Michel Dubois (et Véronique), ma compagnie de certaines nuits au labo ; Abderrazack El Albani, l'homme du Sud, le concepteur de tagines à vous torturer dans le sommeil ; Christian Gorini, africanisant à en noctambuler ; Anne Lefrançois (et Salah), spécialiste d'un camembert qui ferait pârir les inconditionnels des normes européennes ; Pascal Miconnet, observateur d'un humour potache qui reléguerait celui des Deschiens au rang du parisianisme ; Jean-Luc Potdevin, qui malheureusement sort de la tranche 0-100 m ; Jean-Luc Schneider, à l'enthousiasme doctoral ; Monique Seiler, à l'âme africano-américaine ; Alain Trentesaux, camarade au-delà des voyages géologiques ; Patricia Vanderaverhoet, amatrice de bowling ; Emmanuelle Venin (et Javier), blonde mais hispanisante à souhait...

On dira que je flagorne, que j'en fais trop. Mais je ne peux m'arrêter avant d'avoir cité mes proches, ceux qui ont su les eczémas et les champignons nés du stress pendant ces quatre années : mon frère persan Khadim Durrani, sa femme Majhabeen et ses enfants ; Elsa Cortijo, climatologue, amie de la première heure, ainsi que son mari Didier. Mes parents et mes frères, à qui je dois d'avoir cru en moi. Je les embrasse tous chaleureusement. Mais comme une thèse, c'est aussi de la peine, j'hésite à en faire autant avec Béatrice, car s'est surtout à cause d'elle que je suis passé par là... J'aviserai quand vous aurez refermé comme une tenture la couverture de ce volume.
## HISTORIQUE DE L'ETUDE

Ce travail a été réalisé dans le cadre du programme MAST 2 - STARFISH, financé par la Communauté Européenne et réunissant divers organismes européens de recherche, dont en particulier, sur l'atelier de la Mer Celtique, l'Université des Sciences et Technologies de Lille, l'IFREMER - Brest et le Renard Centre of Marine Geology de l'Université de Gand (Belgique).

La richesse de ce partenariat a permis de travailler dans un esprit pluridisciplinaire sur un thème scientifique cher aux océanographes bretons et nordistes : les stocks sableux de plateforme continentale. Du côté français, le projet s'inscrivait dans la suite logique des recherches menées sur le plateau breton par plusieurs générations de scientifiques "bretonnants" (L. Dangeard, L. Berthois, G. Boillot, J-R. Vanney, G. Auffret, S. Berné), qui se prolongent aujourd'hui dans le programme Sédimanche, piloté à l'IFREMER par Serge Berné, Jean-François Bourillet, et intégrant entre autres des chercheurs de l'Université de Caen (Jean-Paul Auffret), de l'Université de Rennes (François Guillocheau) et du Bureau de Recherches Géologiques et Minières (Pol Guennoc).

Dès les premiers stades du projet, la perspective du travail en Mer Celtique s'est focalisée sur une analyse relativement séparée de la dynamique superficielle et de la structure interne d'un banc de sable, le Kaiser-I-Hind, ou plus simplement Kaiser*, situé 300 km des côtes à la latitude de Brest à une profondeur comprise entre 110 et 170 m. L'attention ayant été focalisée sur la reconnaissance sismique de ce banc, il a été difficile de consacrer autant de prélèvements et d'études sédimentologiques à la couverture superficielle qu'il aurait été nécessaire. D'un autre côté, des données de forage auraient été nécessaires pour valider de façon réellement convaincante l'étude sismique. Mais ces données n'existent pas, les systèmes de forage dans les sédiments sableux de la plateforme profonde n'ayant pas encore fait l'objet des développements qu'ils mérieraient.

## ORGANISATION DU MEMOIRE

**Première partie : dynamique superficielle du banc du Kaiser.** - Le Chapitre 1 présente la bibliographie concernant la lithologie et la dynamique des sédiments superficiels de la Mer Celtique méridionale, dans la perspective d'une comparaison avec le système des sédiments de la Manche. Dans le Chapitre 2, une cartographie des corps sédimentaires décamétriques présents à la surface du banc du Kaiser-I-Hind est établie, fondée sur la comparaison des cartes bathymétriques et mosaïques d'images acquises par les sondeurs multifaisceaux SIMRAD EM12 et EM1000 pendant les missions Sédimanche 1 (NO Atalante, 11/92) et Sédimanche 2 (NO Suroit, 3/93). Précisant cette cartographie, des faciès acoustiques particuliers et des corps sédimentaires d'échelle métrique sont mis en évidence sur les données de sonar à balayage latéral acquises pendant la mission Belgica 94/17 (06/94). Les caractéristiques sédimentaires des fonds marins révélés par ces explorations acoustiques ont été déterminées sur la base d'échantillonnages à la benne (Belgica 94) et au carottier Küllenberg (Sédimanche 2). A la lumière des données bibliographiques sur les courants de marée et de houle près du fond, le Chapitre 3 présente une interprétation de la dynamique superficielle du banc, intégrant l'échelle de la particule et celle des corps sédimentaires.

**Seconde partie : dynamique ancienne du banc du Kaiser.** - Le Chapitre 4 comprend une revue bibliographique des facteurs contrôlant la sédimentation à long terme dans le bassin de la Mer Celtique, à savoir la tectonique et les variations eustatiques, et présente les formations néogènes sous les sédiments superficiels de la Mer celtique telles qu'elles étaient reconnues au début des années 1990. Le Chapitre 5 fait état des données de deux campagnes de sismique très haute résolution sur le banc du Kaiser (missions Sédimanche 2 et Belgica 94 ; Chapitre 5). Les principales formations constituant le banc du Kaiser et son assise sont identifiées par recoupement [1] avec les données de sismique haute résolution existantes au Bureau des Recherches Géologiques et Minières (partie française) et au British Geological Survey (partie anglaise) ; [2] avec des données de puits pétroliers. Les nouvelles données permettent de préciser : [1] la géométrie de l'incision principale d'une des vallées incisées de Mer Celtique, la vallée du Kaiser, ainsi que l'architecture de son comblement ; [2] la structure interne du banc du Kaiser ; et [3] les relations géométriques entre la structure du banc, celle du comblement de la vallée et le fond sous-marin. Dans le Chapitre 6, sur la base d'arguments purement géométriques, [1] les milieux de dépôt sont reconstitués ; [2] les assemblages de milieux de dépôt sont interprétés dans le cadre d'un système sédimentaire ; [3] une analyse séquentielle des discontinuités est faite à l'échelle de la succession étudiée et de la série néogène du bassin des approches de la Manche. Cette étude permet : [1] une révision de l'interprétation sédimentologique et chrono-stratigraphique de la série plio-quaternaire de Mer Celtique méridionale ; [2] une réinterprétation des causes et des constantes de temps des fonctions forçantes de la sédimentation sur la marge ; [3] une discussion sur la « préservabilité » des bancs celtiques à l'échelle des formations sédimentaires de la marge.

Le mémoire tente de rendre compte, pas à pas et le plus précisément possible, de la démarche suivie. Afin de faciliter l'accès aux résultats, un résumé en anglais figure en page de tête de chaque chapitre. Les détails, arguments ou remarques annexes, figurent en note de bas de page. Les références bibliographiques sont transcrites de manière à ce que le lecteur puisse faire la part entre les travaux lus (référencés en fin de volume) des travaux cités mais non lus (mentionnés entre crochets).

<footnote>* Dont le nom saurait provenir d'un navire allemand dédié à Hindenburg?</footnote>
INTRODUCTION : PROBLEME SCIENTIFIQUE,
SITE ET METHODOLOGIE DE L'ETUDE

For fifty years, offshore banks in tidal settings had been thought to be depositional bodies whose size, shape, spacing, and orientation are exclusively related to an equilibrium between a sediment trap and the hydrodynamical forces acting on it. However, high-resolution seismic studies have pointed out recently that such banks could also be erosional or mixed erosional/depositional forms (Berné et al., 1994). From a stratigraphic point of view, this implies that transgressive bodies might require reinterpretation as lowstand features, just as was proposed tens of years ago for drowned barriers along wave-dominated coasts (incised lowstand deposits as opposed to transgressive barrier systems; see Rine et al., 1991). In most cases, there seems to be a good geographic correlation between incised valleys and offshore banks. The aim of this study is to contribute to the knowledge of the genesis of these offshore sand bodies, from a dynamical and stratigraphical point of view.

The thesis was financially supported by the EEC funded MAST2-Starfish European program, trough the partnership of RCMG-Gent and IFREMER-Brest. The Celtic Banks were also a study area for the SEDIMANCHE IFREMER program, dealing with [1] the stratigraphy of the Celtic margin and [2] the Quaternary deposits of the English Channel and its Western Approaches. The problem of the Celtic Banks needed a renewed investigation using high- and very high-resolution seismic sources. As a consequence, the purpose was to investigate only one bank, but in the maximum detail possible. The choice of the Kaiser Bank area was practical (medium size and close to the shelfbreak, but not far from Brest).
# 1. PROBLEMATIQUE ET ETAT DES CONNAISSANCES

## A. INTRODUCTION AU SUJET

### 1. DIVERSITE ET INTERET DES BANCS

D'amplitude décamétrique et d'extension plurikilométrique, les bancs sont parmi les plus grandes structures géomorphologiques formant relief sur les plateformes continentales actuelles, et dont la dénomination dans la terminologie anglosaxonne traduit la profondeur (*shoal*), la morphologie (*ridge*, *bank*) ou la signification géologique (*barrier*). Parmi ces structures, les bancs ont une forme pouvant être soit ramassée (*shoals*), soit allongée - rectilinéaire (*linear bank/ridge*) ou courbe (*S* or *V* crested sand bank). Ils sont constitués soit par des formations meubles, soit par des ressauts du substratum rocheux des plateformes (Vanney, 1977). Les bancs constitués de sédiments meubles peuvent représenter des *formes d'accumulation* ou *d'érosion* (Off, 1963 ; Stubblefield *et al.*, 1983). Les *formes en accumulation* sont dites « actives » quand elles sont en équilibre avec les agents qui les ont construites, principalement la houle et les courants de marée. Dans le cas contraire, elles sont héritées (*moribund*), et ne sont préservées que si les agents qui contribuent à leur enfouissement prédominent sur ceux qui contribuent à leur érosion. La plupart des *formes en érosion* correspondent à des structures sculptées dans le substratum rocheux (ce sont les « chaussées » des géomorphologues : voir Vanney, 1977).

Depuis la mise en évidence de sables grossiers sur les plateformes distales (Shepard, 1932 ; Bourcart, 1945), les concepts de stratigraphie séquentielle ont amené certains auteurs à réinterpréter récemment certains bancs comme des *formes d'érosion* de prismes littoraux mis en place à la faveur de chutes rapides du niveau marin relatif (*régressions forcées* : Posamentier *et al.*, 1988). A l'opposé, mis à part l'héritage de certains dépôts glaciaires ou périglaciaires (Smith, 1969 ; Vanney, 1977), la plupart des *formes en accumulation* auraient pour origine le remaniement *transgressif* de prismes littoraux sous forme de *shoreface connected ridges* (Duane *et al.*, 1972) ou de *shoals retreat massifs* accumulés par une convergence de la dérive littorale (Swift, 1975). On sépare actuellement en deux familles les *shoal retreat massifs* : les systèmes à prédominance de la houle (l'exemple le plus cité est celui des bancs de la côte est des USA<fnref n="1" />), et les systèmes de *bancs tidaux* (Houbolt, 1968 ; Caston, 1970).

Alors que les *formes en érosion* héritées de bas niveaux marins seraient essentiellement monogéniques, les *formes en accumulation* héritées peuvent être de nature *composite*, comme cela a été montré pour les bancs de la Manche Orientale (Lapierre, 1975 ; Dewez, 1988 ; De Batist *et al.*, 1995), ou pour certains bancs de la côte belge (Trentesaux, 1993). Par exemple, le Middelkerke bank, au large d'Ostende, est constitué de 7 unités de dépôt, avec à la base des chenaux estuariens et au sommet des sables d'*offshore*, l'essentiel du relief étant constitué de dépôts de plage et de lagune (Fig. 1). Ces systèmes composites sont particulièrement intéressants parce qu'ils enregistrent les changements environnementaux, et les variations d'équilibre entre hydrodynamisme et sédimentation au cours des transgressions.

<figure><img src="image_5.png" /><figcaption>Fig. 1 : Structure interne d'un banc sableux composite.</figcaption></figure>

### 2. LE PROBLEME DES BANCS CELTIQUES

Les bancs tidaux de Manche occidentale ont été interprétés comme des systèmes marins

<footnote n="1">¹ Les bancs présenteraient selon Stubblefield *et al.* (1983) un "coeur" relique d'anciennes barrières littorales submergées, caractérisant des phases d'accélération de la transgression flandrienne. En revanche selon Swift (1975) et Rine *et al.* (1991), la plupart de ces systèmes représenteraient des *formes d'accumulation* en équilibre avec l'hydrodynamique actuelle, seuls les bancs les plus profonds correspondant à des reliefs résiduels du *shoreface inférieur* (anciens *shoreface connected ridges* ; Rine *et al.*, 1991).</footnote>
transgressifs mis en place au cours de la dernière déglaciation*, actuellement abandonnés, et dont la seule partie dynamique serait les dunes présentes à leur surface ([Guilcher, 1951; Berthois, 1959; Boillot, 1964] in Quesney, 1983). Cette hypothèse est confirmée par les datations C14 de Hommeril ([1971] in Quesney, 1983), qui donnent aux bancs du golfe normand-breton des âges compris entre 4950 BP à la base et 1300 BP au sommet. Des âges encore plus anciens (8420+/-60 BP) ont été mesurés sur des coquilles prélevées à la base du banc de Sercq (M'Hammdi, 1994). Cependant, d'après Larsonneur *et al.* (1982), le régime dynamique de la Manche occidentale se stabilise dans les conditions actuelles dès 7000 BP. La dynamique au droit de ces bancs serait donc la même que celle ayant présidé à leur genèse. Les bancs celtiques, situés sur la plateforme distale par 160 m de fond (Fig. 10), ne seraient pas, en revanche, en équilibre avec les conditions de leur genèse. Selon certaines hypothèses, ces bancs correspondraient à des reliques de barrières littorales ([Berthois et le Calvez, 1959; Vanney, 1977] in Auffret, 1983; Fig. 2).

<figure><img src="image_6.png" /><figcaption>Fig. 2 : Modèle d'évolution des bancs celtiques, d'après Vanney (1977).</figcaption></figure>

Cependant, l'hypothèse qui prévaut dans la plupart des interprétation actuelles est celle de bancs tidaux mis en place lors du dernier bas niveau marin (Stride, 1963; [McKinney et al., 1974] in Bouysse et al., 1976; Pantin et Evans, 1984). Actuellement "moribonds", ils ne seraient plus en équilibre avec les courants tidaux. L'idée est argumentée par Belderson et al. (1986), qui montrent grâce à un modèle numérique que seule une chute du niveau marin à -100 m peut augmenter suffisamment la vitesse des courants tidaux nécessaires à la construction et au maintien des bancs (Fig. 3). Mais paradoxalement, les bancs situés au NW du secteur sont les moins profonds (70 m), alors qu'ils présentent les formes les plus dégradées (Pantin et Evans, 1984). Inversement, les bancs situés au SE, plus profonds (120 m), présentent des formes plus fraîches et des dunes sur leurs flancs (Stride, 1963). Le but de cette étude est [1] de préciser la dynamique actuelle de ces bancs profonds de plateforme, [2] d'apporter des arguments sur leur mode de formation à partir de leur architecture.

<figure><img src="image_7.png" /><figcaption>Fig. 3 : Influence de la morphologie côtière sur les courants de marée semi-diurnes (Belderson et al., 1986).</figcaption></figure>

<footnote>* Transgression « flandrienne » : de la fin du Weichsélien (18 KA) au début de l'Holocène (7 KA).</footnote>
# B. BANCS TIDAUX : ETAT DES CONNAISSANCES

## 1. DYNAMIQUE

Les bancs tidaux sont des accumulations sableuses d'amplitude 15 à 50 m, de longueur atteignant 100 km et de largeur kilométrique caractérisés par : [1] un angle nul ([Dingle, 1962] in Stride et al., 1982 ; Houbolt, 1968) ou faible entre la direction du pic de courant dominant et celle de leur crête (Caston, 1972, Kenyon et al., 1981), et [2] une convergence vers leur crête des dunes qui les couvrent, et une parallélisation des crêtes dunaires par rapport à la crête du banc au voisinage de celle-ci (Caston, 1972 ; Fig. 4A). La forme et la structure des bancs tidaux traduisent l'asymétrie entre le courant de flot et le courant de jusant, caractérisée par : [3] un profil transversal asymétrique, avec une pente de 5-6° sur le flanc raide et de 1° sur le flanc doux ([Jordan, 1962] in Stride et al., 1982 ; Houbolt, 1968) ; [4] une terminaison large et arrondie vers l'amont du courant dominant, et une terminaison étroite vers l'aval (Caston, 1981 ; Fig. 4A) ; [5] une structure interne avec litage principal marqué par des surfaces parallèles au flanc raide, traduisant la migration de la structure (Houbolt, 1968 [Fig. 4B] ; [Prentice et al., 1968] in Stride et al., 1982 ; Lapierre, 1975). A l'intérieur des sets obliques, marqués par un granoclassement négatif vers la crête du banc, un litage de mégaride est observé (Chakhotin et al., 1972 ; Davis et al., 1993).

<figure><img src="image_8.png" /><figcaption>Fig. 4 : Structure et migration des bancs tidaux.</figcaption></figure>

La dynamique tidale est à l'origine de nombreuses accumulations sableuses de grande taille [1] dans les zones amphidromiques des plateformes tidales (Swift, 1975), et [2] dans des pièges hydrodynamiques à l'aval d'îles (M'hammdi, 1994), de pointements rocheux submergés (Quesney, 1983), de caps (Pingree et Maddock, 1979) ou de baies (Ferentinos et Collins, 1979). Selon Smith (1970), la dynamique des bancs traduirait l'évolution continue d'une contrainte frictionnelle maximum en amont de la crête (Fig. 5B). Off (1963) et Houbolt (1968) invoquent le rôle prépondérant des circulations hélicoïdales secondaires (cellules de Langmuir) parallèles au courant principal (Fig. 5A).
<figure><img src="image_9.png" /><figcaption>Fig. 5 : Dynamique des bancs sableux (A : Vanney, 1977 ; B : Smith, 1970).</figcaption></figure>

Ce mécanisme est précisé et argumenté par Allen (1968) et Caston et Stride (1970), ainsi que par les études en laboratoire ([Greenspan, 1968] in Stride et al., 1982) et théoriques ([Gammelsrod, 1975] in Stride et al., 1982), qui justifieraient l'obliquité observée entre les pics de courant et les bancs. Néanmoins, dans cette interprétation, les bancs seraient essentiellement des structures parallèles au transport sédimentaire principal. D'autres hypothèses sont invoquées pour expliquer l'accumulation des bancs dans une direction oblique à celle des courants tidaux. Selon Postma (1967), cela serait expliqué par la combinaison entre [1] la rotation des courants tidaux, et [2] la différence entre la vitesse d'érosion et la vitesse de transport des particules (Fig. 6A). Cependant, le fait que l'axe des bancs soit positionné par rapport au courant dans le sens d'une rotation antihoraire pour plupart des bancs de l'hémisphère nord, et horaire pour ceux de l'hémisphère sud, suggère la participation de la force de Coriolis à la dynamique tidale (Kenyon et al., 1981). L'idée, formulée par Zimmerman (1981), est que l'accélération des courants vers la crête du banc génère des vortex favorisant la rotation antihoraire des bancs dans l'hémisphère nord (voir aussi Pattiarachi et Collins, 1987 ; Fig. 6B).

<figure><img src="image_10.png" /><figcaption>Fig. 6 : Transport à la surface des bancs tidaux.</figcaption></figure>

En définitive, il semble aujourd'hui démontré que la géométrie des bancs et des dunes présentes à leur surface traduisent une circulation résiduelle des masses d'eau répondant au relief des bancs (Huthnance, 1973). Cette circulation définit les bancs comme des pièges sédimentaires, ce qui est argumenté par la diminution vers leur crête de la granularité des sédiments superficiels<fnref n="1" /> (Pattiarachi et Collins, 1987). Mais dans la plupart des cas ces mécanismes n'expliquent que la maintenance *in situ* des bancs par l'interaction entre les forces tidales et leur relief, et non leur origine.

<footnote n="1">¹ Ce piégeage du sédiment dans le système est argumenté par [1] un mode granulométrique trop bas pour être à l'équilibre avec les courants tidaux et [2] le volume relativement stable des bancs au cours de leur migration (Houbolt, 1968). Cependant, contrairement au modèle de Houbolt (1968, Fig. 4B), le sédiment n'effectuerait pas de "rotations" autour de la structure : les mégarides et les dunes présentes aux extrémités sont globalement symétriques, et ne montrent pas de virgation (Kirby et Oele, 1975 ; McCave et Langhorne, 1982).</footnote>
## 2. MODELES D'EVOLUTION

Selon Swift (1975), l'origine des bancs se situerait au niveau des levées de chenaux tidaux en domaine estuarien interne (Swift, 1975 ; Fig. 7B). Sous l'effet d'une transgression et d'une forte décharge sédimentaire liée à la présence d'un coin salé, ces levées se développeraient en barres d'embouchures présentant le plus souvent une crête sigmoïdale ou en V (Fig. 7A). Du fait de la migration latérale des tronçons rectilignes et de la chenalisation des sinus, ces structures évolueraient en domaine de plateforme jusqu'à des systèmes de bancs en échelon (Caston, 1972 ; Fig. 4C). La croissance de ces systèmes parallèles en domaine de plateforme est modélisée par Huthnance (1982), qui met en évidence des « bandes de dépôt » dont l'espacement serait 250 fois la profondeur d'eau, et qui seraient initiées par des vortex au droit d'irrégularités topographiques originelles. Ce modèle, modifié par Hulscher et al. (1993), semble conforté par les observations de terrain qui montrent la relation $L=29d^2$ entre L la distance crête à crête et d l'amplitude des bancs ou la profondeur d'eau (in Allen, 1984, d'après Off, 1963).

<figure><img src="image_11.png" /><figcaption>Fig. 7 : Origine estuarienne des bancs tidaux.</figcaption></figure>

L'évolution des bancs tidaux de plateforme passerait par les stades actif, moribond et d'enfouissement (Fig. 8A), comme pour les dunes dans le modèle de Nio (1976). Off (1963) avance l'idée de bancs moribonds pour certaines structures du delta de l'Amazone, aux formes arrondies et ennoyées dans des argiles. Les bancs moribonds seraient caractérisés par une surface sommitale d'érosion par la houle (Fig. 8B). Le matériel érodé au sommet se déposerait sur les flancs d'un banc et au-delà, ce qui contribuerait à la diminution de la pente et de l'asymétrie de la structure primitive. L'évolution des bancs tidaux en domaine estuarien non transgressif serait plus complexe. On observerait, avec le comblement de l'estuaire, [1] un chevauchement des bancs, qui seraient séparés par des surfaces de migration des chenaux interbancs (Fig. 8C), et [2], au sommet de la structure, des incisions de chenaux de l'estran tidal, migrés et comblés par accrétion latérale (Fig. 8 C).

<figure><img src="image_12.png" /><figcaption>Fig. 8 : Modèles de préservation des bancs tidaux.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_13.png" /><figcaption>Fig. 9 : Plan des données géophysiques et sédimentologiques exploitées.</figcaption></figure>
## 2. SITE ET MATERIELS D'ETUDE

A la suite des premiers résultats acquis en Mer Celtique dans le cadre du programme international de recherche MAST 2 - STARFISH, l'étude des bancs a été focalisée sur le banc du Kaiser, en raison de sa position à la fois distale sur la plateforme et relativement proche du port de Brest. Le présent travail exploite les résultats de deux des missions en mer réalisées sur ce banc (Fig. 10).

<figure><img src="image_14.png" /><figcaption>Fig. 10 : Localisation des bancs de la Mer Celtique.</figcaption></figure>

Au cours de la mission Sédimanche 2 (février 1992), nous avons réalisé avec des moyens IFREMER sur quatre zones du banc appelées ici S1 à S4 : [1] 64 profils sismiques très haute résolution ; [2] une couverture morphobathymétrique au sondeur multifaisceaux ; [3] 6 carottages de la surface du banc (KS03 à KS08). Durant la mission Belgica 94 (juin 1994), deux autres zones du banc (BN et BS) ont été étudiées avec des moyens de l'Université de Gand et de l'IFREMER, à partir [4] d'une centaine de profils sonar et sismique très haute résolution et [5] de 6 échantillons de sédiment prélevés à la benne sur une radiale du banc (Fig. 9).

### A. IMAGERIE ACOUSTIQUE

#### 1. RAPPELS

Le principe des outils utilisés en imagerie acoustique est celui d'un émetteur récepteur en céramique fonctionnant dans une bande de fréquence voisine de 100 KHz. La céramique présente un lobe d'émission très directif, de sorte que le signal enregistré traduit la rétrodiffusivité acoustique du fond (*backscattering*) à un endroit précis (in Berné, 1991).

##### a. Rétrodiffusivité et lithologie des fonds

En premier lieu, la rétrodiffusivité donne des informations sur la lithologie des fonds. Dans le cas de fonds sableux homogènes, ce paramètre décrit principalement les variations de granularité : les surfaces apparaissant claires sur les mosaïques (*i. e.* de faible rétrodiffusivité) correspondent à des fonds constitués de sédiments fins, tandis que des fonds constitués de sédiments plus grossiers apparaissent plus sombres. Cette relation n'est cependant pas toujours vérifiée, dans la mesure où la cohésion des sédiments influence également leur rétrodiffusivité. Par exemple, une surface très rétrodiffusante peut être constituée soit de sédiments fins indurés, soit de sable grossier très mobile. Les facteurs biologiques peuvent également intervenir : des sables colonisés par des organismes
constructeurs ou cimentés par des carbonates présenteront une rétrodiffusivité accrue. Il n'existe donc pas de relation bi-univoque entre la lithologie et la rétrodiffusivité, ce qui rend indispensable la calibration des faciès acoustiques par des prélèvements de sédiment. L'expérience cartographique acquise sur les sables du plateau continental montre que les surfaces de plus grande mobilité sédimentaire (les dunes hydrauliques, les rubans sableux et les taches sableuses) sont généralement peu rétrodiffusantes, et que les zones les plus rétrodiffusantes correspondent soit à des sédiments indurés soit à des surfaces de « déflation » par les courants (gravel lag deposit des auteurs anglo-saxons).

## b. Rétrodiffusivité et relief des corps sédimentaires

En second lieu la rétrodiffusivité renseigne sur la nature du relief sous-marin à l'échelle de la figure sédimentaire (Fig. 11). En effet, la rétrodiffusivité est minimale quand l'angle d'incidence sur la surface est voisin de 0° (la surface apparaît blanche), et maximale lorsqu'il est voisin de 90° (la surface apparaît noire). L'angle d'insonification des surfaces sédimentaires dépend donc de la pente de celles-ci. Quand elle est forte, cela produit des zones d'ombre sur les flancs des corps sédimentaires qui ne sont pas dans le champ insonifié. La signature des échos produits par le relief des corps sédimentaires sur les sonogrammes permet également de déterminer leur éventuelle asymétrie (Fig. 11). La reconnaissance des reliefs par l'imagerie acoustique est essentiellement qualitative, et doit être confirmée par l'analyse de profils bathymétriques.

<figure><img src="image_15.png" /><figcaption>Fig. 11 : Reconnaissance des dunes au sonar à balayage latéral.</figcaption></figure>

## 2. OUTILS UTILISES

### a. Le sonar à balayage latéral

Les mosaïques d'images et les cartes morphosédimentaires de la mission Belgica 94 ont été réalisées à partir de données de sonar latéral DOWTY enregistrées durant la campagne Belgica 94 (Fig. 9). Le sonar latéral est constitué de deux céramiques (ou "voies") dont le lobe d'émission dans le plan vertical est très large. Ces céramiques sont montées sur un transducteur (ou "poisson") tracté quelques centaines de mètres derrière le bateau. Cette technique permet de modifier l'altitude de l'outil par rapport au fond. La résolution spatiale du sonar à balayage latéral varie en fonction de la vitesse du bateau et de la distance du poisson à la surface insonifiée (Berné et al., 1986). Dans les conditions idéales, on peut distinguer des mégarides de longueur d'onde semi-métrique. De par la possibilité de moduler l'altitude du poisson (de 15 à 30 m au-dessus du fond), le sonar latéral peut être utilisé dans des conditions de rasance telles que l'angle d'insonification est plus faible que la pente des corps sédimentaires (Fig. 11). Il permet donc de déterminer le relief et l'asymétrie des dunes.

Cependant, la résolution du sonar à balayage latéral n'est pas isotrope : la résolution longitudinale est croissante du bord vers le centre de l'image, tandis que décroît la résolution transversale. Les paramètres de détection d'un objet dépendent donc de l'orientation du profil de navigation par rapport à cet objet. De même pour la perception des reliefs : l'image sonar ne traduit les reliefs que dans la mesure où l'angle d'incidence de l'insonification varie à leur surface. Il est par exemple théoriquement impossible de détecter des mégarides 2D dont la crête serait perpendiculaire au trajet du bateau (Fig. 11). C'est pourquoi il est nécessaire de réaliser la carte des corps sédimentaires à partir de l'examen de profils réalisés selon une maille carrée (Fig. 9).

Par ailleurs, la réponse acoustique étant très sensible aux variations de géométrie du système, il est nécessaire de maintenir constante l'altitude du poisson, en faisant varier la ligne filée.
Les variations de ligne filée doivent être enregistrées afin de pouvoir recalculer à tout instant la position du sonar par rapport à l'antenne GPS du bateau. Malgré ces précautions, le signal subit des déformations liées (1) à la houle qui fait tanguer et rouler le poisson, produisant une ondulation des traces originellement rectilignes ; (2) à de forts courants latéraux, qui peuvent désaxer le poisson, de sorte que les objets détectés sont restitués avec une rotation de quelques degrés.

### b. Le sondeur multifaisceaux

Les mosaïques d'images de la mission Sédimanche 2 et la carte bathymétrique du banc ont été réalisées à partir des données de sondeur multifaisceaux SIMRAD EM12 et EM1000. Le sondeur multifaisceaux fonctionne sur le même principe que le sonar à balayage latéral, mais au lieu de deux voies avec chacune un lobe d'émission très large, c'est un éventail de céramiques aux lobes d'émission très directifs qui est utilisé. Le sondeur n'est pas tracté, mais fixé sous la coque du bateau.

L'intérêt du sondeur multifaisceaux est double : (1) à partir d'un seul transducteur il fournit des données bathymétriques et d'imagerie acoustique ; (2) alors que la portée utile des sonar est de l'ordre de 100-200 m, le sondeur multifaisceaux permet la couverture d'une bande de terrain dont la largeur est égale à 7 fois la tranche d'eau. Les cartes bathymétriques et les mosaïques d'images de la mission Sédimanche 2 ont été réalisées à partir d'une même navigation, les profils étant espacés de 400 à 600 m (Fig. 9).

En contrepartie, l'imagerie multifaisceaux présente deux inconvénients par rapport à l'imagerie du sonar latéral : (1) Sa résolution spatiale vers 100 m de fond est de l'ordre de 1m². Seuls les objets de taille au moins décamétrique peuvent donc être correctement identifiés avec le sondeur multifaisceaux. (2) Par rapport à la profondeur d'eau, le relief des corps sédimentaires sont peu importants. Le sondeur ne traduit pas les variations de rétrodiffusivité liées à ce relief.

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

Les données sonar et multifaisceaux ont été enregistrées sous forme numérique, permettant un traitement et une mise en forme à l'IFREMER à partir des logiciels TRISMUS et TRIAS. La carte bathymétrique principale du banc est une compilation manuelle [1] des cartes bathymétriques des zones Sédimanche 2 réalisées à partir du logiciel TRISMUS ; [2] des données sismiques de la mission Belgica 94. Les images sonar et multifaisceaux ont fait l'objet de corrections (anamorphose) et ont été assemblées sur la navigation avec le logiciel TRIAS. En ce qui concerne les données multifaisceaux, les documents de travail ont été tirés à l'échelle 1:20 000, assurant une pleine exploitation de la résolution des données. Pour les données de sonar, à l'échelle des deux zones de la mission Belgica 94, les mosaïques étant de mauvaise qualité à cause de problèmes d'enregistrement de la navigation et de la ligne filée, les cartes morphosédimentaires réalisées à partir de ces données ont été réalisées à partir du report manuel sur un plan de navigation du poisson au 1:20 000 des observations effectuées sur les enregistrement originaux au 1:2500, ce qui à permis de mentionner sur ces cartes des informations qui ne seraient pas visibles sur les mosaïques. Toutes les images et mosaïques présentées ici sont des reproductions de documents à réalisés à plus grande échelle.

## B. LES DONNEES DE SISMIQUE TRES HAUTE RESOLUTION

### 1. RAPPELS

#### a. Principe et définitions

La sismique réflexion marine couvre un champ vaste de techniques, différant par les outils utilisés (électrodes ou canons) et par le mode de traitement des données. Le principe est d'enregistrer, sur un (ou plusieurs) ensemble(s) de géophones appelé(s) "trace(s)", l'écho constitué par la somme des ondes réfléchies sur des surfaces de contraste d'impédance<fnref n="1" /> des formations géologiques (Mitchum *et al.*, 1977). En stratigraphie sismique, ces surfaces (ou réflecteurs) sont caractérisées en termes *d'amplitude* (dépendant de l'intensité du contraste d'impédance), et de *continuité* (évolution de l'amplitude d'un réflecteur dans l'espace). La combinaison de ces deux caractères permet de définir la bonne ou mauvaise lisibilité des réflecteurs, et par là de caractériser des faciès acoustiques "lités" (avec des réflecteurs de bonne continuité), transparents (sans réflecteurs ou avec des réflecteurs de très faible amplitude) ou chaotiques (avec des réflecteurs discontinus et d'amplitude variable).

#### b. Sismique très haute résolution

La sismique très haute résolution (THR) correspond à des sources allant de plusieurs centaines à plusieurs milliers de Hertz ([Leenhardt, 1973 ; Trabant, 1984] in Berné, 1991). Durant les

<footnote n="1">¹ Les surfaces de contraste d'impédance caractérisent un changement du produit de la vitesse par la densité du milieu. Ce sont le plus souvent des discontinuités lithologiques. L'écho contient également des signaux liés à diverses résonnances du système et réflexions produites sur la surface de la mer (multiples, fantômes). Une autre partie du signal caractérise des artéfacts liés aux pentes des discontinuités réfléchissantes (phénomènes de diffraction).</footnote>
missions Sédimanche et Belgica 94, c'est un sparker qui a été mis en oeuvre. Cet outil présente un spectre multimodal centré sur 500 Hz. Le récepteur était une flûte monotrace. Depuis les années soixante, la technique des sparker a peu évolué. Outre l'apport de l'enregistrement numérique des données, le progrès réalisé en sismique monotrace a été de rendre plus lisibles les données, essentiellement par l'intermédiaire (1) d'un filtrage passe bande adéquat, soit environ 100-1000 Hz, qui augmente le rapport signal/bruit, (2) d'une fonction de gain croissante avec la profondeur, qui permet d'exploiter au mieux la pénétration du signal, (3) d'un filtrage de houle, qui permet de recaler tous les tirs sur la base d'une profondeur constante de la source. En outre, d'autres algorithmes plus complexes permettent de "nettoyer" le signal, de le centrer, d'augmenter sa cohérence spatiale etc...

## 2. EXPLOITATION DES DONNEES

### a. Acquisition et traitement

L'acquisition numérique et le traitement en temps réel des données Sédimanche 2 et Belgica 94¹ ont été réalisés avec le logiciel ELICS DELPH 2. Les traitements appliqués sont : (1) un filtrage passe-bande voisin de 150-1000 Hz, (2) un gain linéaire, et (3) un filtrage de houle. Les coupes sismiques présentées n'ont pas été "migrées", c'est-à-dire qu'aucune conversion temps-profondeur n'a été effectuée. C'est pourquoi la géométrie de certains réflecteurs n'est pas réelle, le relief constitué par le banc donnant lieu à des déformations expliquées par la différence de vitesse du son dans les sédiments et dans l'eau de mer (Fig. 12). Ainsi, l'essentiel du bombement observable sur les coupes-temps à la base du banc n'est pas dû à la géométrie de cette surface de base, mais à un effet de "pull-up" (Fig. 12). A l'aplomb d'un relief de 35 m, le "pull-up" peut atteindre 10 ms temps double. Il faut tenir compte de ces déformations dans l'examen des relations angulaires entre les surfaces. Par exemple, la géométrie d'un biseau d'érosion sommital (top lap) peut apparaître comme un surcreusement (Fig. 12). La loi de vitesse utilisée dans les sédiments du banc est celle qui remet la base du banc à l'horizontale, soit 1750 m/s.

<figure><img src="image_16.png" /><figcaption>Fig. 12 : Pull-up - un exemple de l'importance des variations de vitesse dans les sédiments pour la restitution des géométries.</figcaption></figure>

### b. Pointé sismique

Les profils ont tous été rejoués à la même échelle avec le logiciel DELPH sur des documents de travail suffisamment grands pour permettre un pointé de détail. Cette échelle est d'environ 1:4000 horizontalement, et 1:600 verticalement, mais peut varier faiblement d'un profil à l'autre dans la mesure où la position des tirs (navigation GPSD) n'a pas été enregistrée dans le fichier des traces sismiques. Le pointé des réflecteurs, mené indépendamment sur chaque profil, a été validé par des recoupements à chaque point de croisement. Dans la mesure où le banc correspond à un édifice sableux, les réflecteurs pointés doivent représenter des surfaces de discontinuité sédimentaires, et non pas des passages latéraux de faciès. Or, certains corps sédimentaires limités par des surfaces importantes n'apparaissent pas sur les profils sismiques parceque les sédiments ont la même impédance acoustique de part et d'autre de ces surfaces. La reconstitution des structures demeure

<footnote n="1">¹ Ce sont les données sparker (source : SIG-1580A) des missions Sédimanche 2 et Belgica 94, numérisées et traitées en temps réel à bord, qui sont analysées dans ce travail. Les données acquises au sondeur de sédiment 2,5Khz sur certaines zones de la mission Belgica 94 sont de mauvaise qualité, peut-être à cause de problèmes de pilotage du treuil remarquant le poisson. Ces données n'apportent pas d'arguments supplémentaires à la description géométrique des sédiments les plus superficiels.</footnote>
donc interprétative, car même avec une excellente définition et un maillage serré, on est obligé d'extrapoler l'interprétation entre les zones où l'information est claire. C'est pourquoi, pour les données Belgica 94, nous avons confronté notre pointé et celui réalisé par Tania Marsset et Clara Plagnol (Marsset et al., 1995).

### c. Edition des données

Dans le cadre de ce mémoire, la cartographie des formations sismiques a été réalisée à la main. Sur plus de 100 profils, seuls une vingtaine des profils les plus représentatifs de l'ensemble du banc ont été reproduits ici<fnref n="1" /> (Fig. 137 à Fig. 144). L'étape de la représentation 3D automatique des unités sismiques devrait être abordée, avec la numérisation des réflecteurs sur station de travail PROMAX. Cette opération permettrait de créer une base de données que le logiciel (1) rejouerait précisément sur la navigation GPS et (2) interpolerait de manière à générer automatiquement des surfaces isobathes et des enveloppes isopaques des corps sédimentaires (logiciel YSATIS). PROMAX apporte en outre d'importantes possibilités de visualisation 3D (orientation, perspective, ombrage etc...). Une approche similaire pourrait être tentée avec le logiciel GEOSEC 3D de Cogniseis.

## C. ANALYSE DES ECHANTILLONS LITHOLOGIQUES

### 1. PRELEVEMENTS DE SURFACE

Les prélèvements ont été effectués à l'aide d'une benne VAN VEEN, de capacité 4 dm<fnref n="3" /> et de pénétration 10 cm. Le mode de fermeture des mâchoires permet (1) une bonne conservation des structures internes et de l'interface du sédiment; (2) un faible lessivage du sédiment lors de la remontée à bord. Le site d'impact est choisi d'après les sonogrammes. Lors du prélèvement, la position GPS du navire, ainsi que la différence entre la mesure de sonde et la longueur de ligne filée, permettent de calculer précisément l'emplacement et le diamètre d'incertitude de l'aire d'impact de la benne (40-100 m dans le cas des bennages réalisés pendant Belgica 94). Deux échantillonnages de ces prélèvements ont été réalisés, pour les études calcimétrique<fnref n="2" /> et granulométrique<fnref n="3" />. Le groupe d'échantillons étudiés pour la granulométrie a été ensuite séparé en deux lots. Le premier lot a permis la détermination de la fraction organogène, et le second a fait l'objet d'une étude qualitative de la fraction lithoclastique sous la loupe binoculaire après décarbonatation (minéraux lourds

<footnote n="1">¹ Ces profils ont été dessinés avec le logiciel de dessin CANVAS sur Macintosh, à partir des scanners de tirages à petite échelle (1:20 000 horizontalement) des profils sélectionnés, importés dans le logiciel sous forme de fichiers PICT ( bitmap). Les réflecteurs significatifs ont été pointés à l'écran et numérisés dans un fichier Macintosh Canvas. Outre la possibilité de faire des impressions à différentes échelles et des modifications ultérieures du pointé, cette technique de dessin permet notamment de corriger approximativement les déformations horizontales de chaque profil par étirement ou contraction, jusqu'à l'obtention (1) d'une longueur de profil proportionnelle à la distance parcourue, et (2) d'un espace constant entre chaque point de croisement d'un profil à l'autre.</footnote>

<footnote n="2">² La teneur en CaCO3 a été calculée comme la moyenne de trois mesures au calcimètre Bernard utilisant chacune 0,3 g à 0,5 g de poudre sur des échantillons de 30 g environ, réduits en poudre par broyage à sec. Pour que cette teneur soit représentative du sédiment à l'échelle du kilogramme, l'échantillon de 30 g ne comportait pas de coquilles entières susceptibles d'augmenter la teneur en CaCO3 dans les prises de 0,3-0,5 g.</footnote>

<footnote n="3">³ L'analyse porte sur 1 kg de sédiment afin de tenir compte de l'hétérogénéité liée notamment aux grosses coquilles. Les échantillons sont lavés à l'eau douce. Après dessication dans une armoire chauffante, le sédiment est tamisé à sec sur une colonne de tamis à mailles carrées de progression géométrique et de raison 10⁻⁹. Chaque refus de tamis est pesé, et les pourcentages massiques de chaque classe sont convertis en f selon la formule : f = log 2 (mm). L'utilité de cette conversion pour l'analyse granulométrique a des raisons pratiques ([Krumbein, 1934] in Berthois, 1975). Elle permet de replacer dans une échelle linéaire les tailles granulométriques, qui sont définies depuis Wentworth ([1922] in Berthois, 1975) suivant une progression géométrique de facteur 2. Cette pratique avait son avantage à une époque où les calculs des paramètres granulométriques utilisaient des méthodes graphiques. Les moyens informatiques rendent cette conversion aujourd'hui inutile, mais on continue d'utiliser les échelles en f par habitude. Pour permettre une meilleure lecture des courbes, nous avons reporté dans nos graphiques les deux échelles (mm et f). Les courbes cumulatives sont calculées sur le principe de la cumulation directe (Rivière, 1977), c'est à dire des tailles inférieures (à gauche sur les histogrammes) vers les tailles supérieures (à droite). Les classes granulométriques sont réparties dans les deux unités selon le tableau donné en (Fig. 13). Dans notre étude nous utilisons les paramètres granulométriques définis par Folk et Ward (1957 ; Fig. 13). Le mode correspond à la classe la plus représentée de l'échantillon. L'indice de classement correspond à la pente maximum de la courbe cumulative, ou encore à l'étroitesse du pic modal (plus haut pic de la courbe de distribution des tailles). Folk et Ward (1957) établissent l'échelle de classement reportée sur la Fig. 13. L'indice d'asymétrie représente la variation de pente de part et d'autre du pic modal. Une asymétrie négative signifie une plus grande abondance relative des fractions grossières dans l'échantillon, tandis qu'une asymétrie positive traduit une plus grande abondance relative des fractions fines. Le *kurtosis* décrit la forme du pic modal : si c'est un pic acéré, le *kurtosis* est grand; si c'est un plateau, le *kurtosis* est faible.</footnote>
morphoscopie des quartz<fnref n="1" />).

## 2. CAROTTAGES

### a. Mise en oeuvre

Des carottages gravitaires (Küllenberg) ont été effectués lors de la mission Sédimanche 2. Sur une dizaine d'essais, 6 carottes ont été récupérées, d'un diamètre de 14 cm et d'une longueur variant entre 0,6 et 1,8 m. Nous avons observé une certaine perturbation des structures sédimentaires dans les carottes faites au Küllenberg. L'observation du litage dans les carottes Sédimanche 2, tend à montrer que ces perturbations se produisent surtout dans les sédiments fins (voir KS06, 0-50 cm), alors que les sables moyens à grossiers conservent davantage leur structure (voir KS04, 0-40 cm). Ces perturbations seraient dues à des problèmes d'échappement de fluides intersticiels sous-compactés dans le sédiment<fnref n="2" />. En outre, la présence de sédiments fins plus abondants à la périphérie de certaines carottes Sédimanche 2 (voir KS05, 0-10 cm) suggère que des migrations de sédiment se sont produites lors de la pénétration du tube<fnref n="3" />.

Les tubes utilisés mesurant trois mètres, nous avons choisi l'emplacement des carottes d'après les enregistrements sismiques et sonar de manière à éviter les corps dunaires dont l'épaisseur diminuerait d'autant l'épaisseur carottée dans les cibles (le banc et les formations meubles sous-jacentes). La résolution du signal sismique (1 m) étant du même ordre que la pénétration moyenne des tubes (maximum 1,8 m pour la carotte KS06), on ne peut affirmer que la couverture superficielle a réellement été percée. Les carottes ont néanmoins permis d'approfondir l'étude de la dynamique superficielle du banc.

<table><caption>Fig. 13 : Relations granulométriques et morphoscopiques utilisées.</caption><tbody><tr><td colspan="2"><strong>Granulométrie</strong></td><td colspan="2"><strong>médiane</strong>: M<sub>0</sub> = Φ<sub>50</sub></td></tr><tr><td><em>taille</em></td><td>Φ</td><td colspan="2"><em>moyenne</em>: M<sub>2</sub> = (Φ<sub>84</sub> + Φ<sub>50</sub> + Φ<sub>16</sub>) / 3</td></tr><tr><td>graviers</td><td>&lt;-1</td><td colspan="2">&gt;2000</td></tr><tr><td>sable très grossier</td><td>-1 à 0</td><td colspan="2">2000 à 1000</td></tr><tr><td>sable grossier</td><td>0 à 1</td><td colspan="2">1000 à 500</td></tr><tr><td>sable moyen</td><td>1 à 2</td><td colspan="2">500 à 250</td></tr><tr><td>sable fin</td><td>2 à 3</td><td colspan="2">250 à 125</td></tr><tr><td>sable très fin</td><td>3 à 4</td><td colspan="2">125 à 63</td></tr><tr><td>silts</td><td>4 à 9</td><td colspan="2">63 à 2</td></tr><tr><td>argiles</td><td>&gt;9</td><td colspan="2">&lt;2</td></tr><tr><td colspan="2"><strong>Morphoscopie des grains de quartz</strong></td><td colspan="2"><em>indice de classement</em>: S<sub>0</sub> = (Φ<sub>84</sub> - Φ<sub>16</sub>) / 4 + (Φ<sub>95</sub> - Φ<sub>5</sub>) / 6,6</td></tr><tr><td colspan="2">type de grains</td><td colspan="2">S<sub>0</sub>&lt;0,35</td></tr><tr><td colspan="2">non usés (NU)</td><td colspan="2">0,35&lt;S<sub>0</sub>&lt;0,50</td></tr><tr><td colspan="2">émoussés luisants (EL)</td><td colspan="2">0,50&lt;S<sub>0</sub>&lt;0,71</td></tr><tr><td colspan="2">ronds mats (RM)</td><td colspan="2">0,71&lt;S<sub>0</sub>&lt;1</td></tr><tr><td colspan="2"></td><td colspan="2">1&lt;S<sub>0</sub>&lt;2</td></tr><tr><td colspan="2"></td><td colspan="2">2&lt;S<sub>0</sub>&lt;4</td></tr><tr><td colspan="2"></td><td colspan="2">S<sub>0</sub>&gt;4</td></tr><tr><td colspan="2"></td><td colspan="2"><em>indice d'asymétrie</em>: S<sub>k</sub> = (Φ<sub>16</sub> + Φ<sub>84</sub> - 2 Φ<sub>50</sub>) / (2 Φ<sub>84</sub> - Φ<sub>16</sub>) + (Φ<sub>5</sub> + Φ<sub>95</sub> - 2 Φ<sub>50</sub>) / (2 Φ<sub>95</sub> - Φ<sub>5</sub>)</td></tr><tr><td colspan="2"></td><td colspan="2"><em>kurtosis</em>: K<sub>s</sub> = (Φ<sub>95</sub> - Φ<sub>5</sub>) / (2,44 (Φ<sub>75</sub> - Φ<sub>25</sub>))</td></tr><tr><td colspan="4"><strong>agent de transport</strong></td></tr><tr><td colspan="4">fluviatile/glaciaire/gravitaire</td></tr><tr><td colspan="4">marin/lacustre/fluviatile long</td></tr><tr><td colspan="4">éolien</td></tr></tbody></table>

<footnote n="1">¹ La morphoscopie des grains de quartz, utilisée depuis longtemps dans les quantifications de forme ("sphéricité" [Wadell, 1935], "indice de forme" [Zing, 1935], "indice d'usure" [Krumbein, 1940] ; in Berthois, 1975), permet aussi d'estimer visuellement le degré d'évolution du sédiment, en termes de sources sédimentaires et d'agents de transport ([Cailleux, 1937-1942 ; Pettijohn, 1949] in Berthois, 1975). Les appellations morphoscopiques classiques sont fondées sur la charte de Cailleux ([1942] in Berthois, 1975), qui combine la forme des grains avec l'aspect de leur surface (l'usure). Le transport fluviatile a généralement peu d'effet sur la forme et la sphéricité des grains de sable et les graviers. La forme commence a être modifiée en milieu marin, particulièrement sur les plages. L'usure des grains dépend quant à elle du vecteur (air/eau) et des processus de transport (suspension/traction). Le transport éolien par saltation est un facteur d'usure important. Globalement, les plus petites particules s'usent moins vite que les plus grosses. Une population de grains tous mobilisables ayant la même source et ayant évolué dans les mêmes milieux présente donc une usure croissante avec la taille. Les "inversions de texture" sont caractéristiques de mélanges sédimentaires. Elles se caractérisent par exemple par (1) une fraction fine usée qu'une fraction plus grossière, et/ou (2) des usures différentes au sein d'une même population.</footnote>

<footnote n="2">²Par exemple, dans des sédiments plastiques comme les boues argileuses ou argilo-carbonatées des fonds océaniques, des rebroussements plurimétriques peuvent se produire lors de la pénétration du tube, contribuant à un redressement du litage à la périphérie de ce dernier. Ce phénomène n'est pas lié à la technique de carottage puisqu'il a également été observé dans une moindre mesure lors de vibrocarottages sur un banc sableux de Mer du Nord (Trentesaux, comm. pers.).</footnote>

<footnote n="3">³ Dans des sables hétérogènes, il se produit parfois une perte totale de la fraction fine par lessivage dans le tube lors de la remontée du carottier. Pour certains sables homogènes et fins, il a même été observé une perte totale du sédiment à travers les lamelles formant le diaphragme (la "peau d'orange") censé assurer la rétention de la carotte au dessus de l'ogive.</footnote>
b. Exploitation : étude paléontologique

Les échantillons examinés correspondent à la fraction supérieure à 125 microns des prélèvements systématiques de 20 g réalisés tous les 50 cm sur les carottes de Sédimanche 2. En plus de cet échantillonnage systématique, des spécimens bien conservés de la malacofaune ont été prélevés, en particuliers des Bivalves. Un autre échantillonnage à la base des carottes a été effectué en vue de dater par les Foraminifères les sédiments les plus anciens atteints. La détermination des Foraminifères est en cours dans le laboratoire de Michel Moullade (Université de Nice), dont seuls les premiers résultats sont présentés ici. Les échantillons ont fait l'objet d'un premier tri de la fraction graveleuse. La plupart des spécimens de la malacofaune ont alors été prélevés et confiés à l'équipe d'Agnès Lauriat-Rage (Muséum National d'Histoire Naturelle), pour déterminations sur les Bivalves (A. Lauriat-Rage), les Echinodermes (D. Néraveau), les Gastéropodes (D. Néraveau) et les Cirripèdes (R-P. Carriol). Les valves les plus juvéniles, censées dater les niveaux qui les contenaient, ont été confiées à Maurice Arnold (Centre des Faibles Radioactivités) pour datation C¹⁴ et analyse O¹⁸ (analyse en cours). Le reste des échantillons a fait l'objet d'un tamisage à l'eau distillée. La fraction comprise entre 10 et 125 microns a été analysée pour la palynologie par Martine Clet (Centre de Géomorphologie de Caen, CNRS). Les refus de tamis (>125 microns) ont été exploités par Eric Braccini (ELF Aquitaine, Pau) pour la détermination des Ostracodes.
PREMIÈRE PARTIE

DYNAMIQUE ACTUELLE DU
BANC DU KAISER, MER
CELTIQUE MÉRIDIONALE

« La mer jusqu'à l'approche de ses limites est une chose simple qui se répète flot à flot. Mais les choses simples dans la nature ne s'abordent pas sans y mettre beaucoup de formes, faire beaucoup de façons, les choses les plus épaisses sans subir quelque amenuisement. C'est pourquoi l'Homme, et par rancune aussi contre leur immensité qui l'assomme, se précipite au bords ou à l'intersection des grandes choses pour les définir. Car la raison au sein de l'uniforme dangereusement ballote et se raréfie : un esprit en mal de notions doit d'abord s'approvisionner d'apparences. »

Francis PONGE
Le Parti Pris des Choses
<figure><img src="image_17.png" /></figure>
# CHAPITRE 1 : CONTEXTE SÉDIMENTAIRE ET HYDRODYNAMIQUE A LA SURFACE DU BANC DU KAISER

**Abstract.** - The surficial sediments of the outer shelf represent a specific part of the detrital, bioclastic sandy/gravelly sheet of the English Channel system (see summary of Hamilton *et al.*, 1980). This sediment has two origins: [1] a Holocene biogenic fraction, composed of thanathocenozes containing both modern fresh shells and oxidised residual fragments of late Flandrian age; and [2] an pre-Flandrian component consisting of reworked littoral sands deposited offshore on a muddy shelf during the last glacial maximum (the "sables roux") and gravel produced by cryogenic weathering of Armorican and Cornubian basement rocks during most of the Pleistocene glacial stages. The Celtic-Banks area, and especially the bank crests, are characterized by a coarser particle size and relative higher amount of heavy minerals (Bouysse *et al.*, 1979).

The hydrodynamic processes are mainly of tidal origin. [1] The tidal semi-diurnal component M2 produces rotating currents with maximum speeds reaching 0.5 m/s near the sea floor (Carruthers, 1963; Cavanié and Hyacinthe, 1976). The major axis of the tidal ellipse is directed toward the Channel entrance (N30°; Fig. 18) and the flow is clearly ebb dominated, because of the addition of the quarter-diurnal M4 harmonic to the M2 component (Pingree and Griffiths, 1979). [2] An internal tide, that propagates more than 100 km from the shelfedge toward the continent, accounts in summer months for up to the half of the maximum current speed (Heathershaw *et al.*, 1987). The observed upward-coarsening trend is explained by the fact that the current is stronger over the banks than between them.

The sediment dynamics reflects the action of the tidal currents. [1] There is a good correlation between the mean grain size of the sediment and the maximum tidal current speed (see Hamilton *et al.*, 1980). The sea floor is characterised by a range of sediment facies, from gravel sheets nearshore to rippled sand sheets with dunes on the outer shelf, as a response to the seaward decrease of current speeds across the shelf (Kenyon and Stride, 1970; Fig. 27). [2] At the same time, the residual sand transport is ebb dominated, except near the shelfedge where it is reversed by the internal tide (Heathershaw *et al.*, 1987). The sediment that escapes the shelf is lost to the bathyal area through the Shamrock and Blackmud Canyons (Auffret, 1983). Most of the fine sediment (silts and clays) bypasses the Celtic Sea. This is in good agreement with the Swift ([1976] in Auffret, 1983) model for an allochthonous shelf, and can be explained by the great width of the Celtic Shelf ([McCave, ] in Auffret, 1983).
# 1. NATURE ET ORIGINE DES SEDIMENTS SUPERFICIELS

Le banc du Kaiser est un site particulier du système sédimentaire superficiel de la plateforme distale de Mer Celtique méridionale, qui comprend l'ensemble des bancs celtiques (Fig. 14). Ce système de dépôt diffère sensiblement du système des sédiments superficiels de la Manche.

<figure><img src="image_18.png" /><figcaption>Fig. 14 : Carte bathymétrique de la Mer Celtique méridionale (Bouysse *et al.*, 1976).</figcaption></figure>

# A. RAPPEL SUR LES SEDIMENTS DE LA MANCHE

## 1. CONTENU LITHO-BIOLOGIQUE

A l'Holocène, la Manche est le siège d'une sédimentation essentiellement bio-lithoclastique (Larsonneur, 1982). Le taux de sédimentation est faible, à l'exception des baies et estuaires où les dépôts peuvent atteindre 10 à 15 m ([Boillot, 1964] in Quesney, 1983 ; Larsonneur, 1971 ; Alduc, 1979). Le matériel silicoclastique est d'origine glaciaire. Il est constitué (1) d'assemblages de blocs et de vases, les vases étant surtout piégées dans les baies (baie de Seine ou de Devon) ; (2) de dépôts de terrasses fluviatiles, incisés dans le paléoréseau hydrographique de la Manche (Alduc, 1979) ; (3) de cailloutis de socle provenant de la cryofraction du soubassement, et constituant les dépôts résiduels transgressifs condensés de plusieurs cycles climatiques du Quaternaire (Hamilton *et al.*, 1980) ; (4) de sables quartzeux, constitués au large principalement de ronds mats montrant plusieurs phases d'éolisation (Boillot, 1964). C'est un sédiment essentiellement autochtone, comme le montre (1) sa déconnexion des prismes littoraux, et (2) l'absence de quartz sub-émoussés modernes (Larsonneur *et al.*, 1982). Le matériel organogène est d'âge flandrien à actuel. La fraction phycogène (maërl), restreinte au domaine prélittoral des grandes baies, est constituée de débris d'algues calcaires branchues, en connexion avec des écosystèmes se développant entre -5 et -20 m. Les débris zoogènes côtiers contiennent des assemblages de mollusques (principalement des Bivalves), échinides, bryozoaires, crustacés cirripèdes et foraminifères. Au large, ces assemblages sont limités aux Bivalves et aux Bryozoaires (soit libres soit fixés sur les coquilles).
## 2. IMPORTANCE DE LA DERNIERE TRANSGRESSION

La dernière transgression glacioeustatique (ou transgression *flandrienne*), qui envahit la Manche par l'Ouest entre 16 KA et 7 KA environ, est à l'origine d'un enrichissement de la fraction lithoclastique relique des sédiments de la Manche par la quasi-totalité du matériel organogène qu'ils contiennent<fnref n="1" /> (Larsonneur *et al.*, 1982). Cette évolution est corroborée par l'augmentation du pourcentage de matériel lithoclastique d'Ouest en Est dans l'axe de la Manche. La transgression précoce en Manche occidentale se traduit par des assemblages faunistiques plus complexes qu'en Manche orientale, avec des biocénoses récentes mélangées à des thanathocénoses reliques.

La tansgression flandrienne est également inscrite dans la structure du prisme littoral. A sa base se situe une formation continentale, soit éolienne ([Paepe et Sommé, 1970] in Quesney, 1983), soit fluviatile (terrasses émiennes de Saint-Jean-le-Thomas, [Lautridou et Morzadec, 1982] in Quesney, 1983), soit tourbeuse (préboréal à -30 m sur la côte ouest du Cotentin ; [Elhäi, 1963] in Quesney, 1983). La partie haute du prisme littoral est constituée de sédiments estuariens holocènes, présentant des intercalations de sables fins, vases, et tourbe. Le prisme littoral est absent en domaine côtier ouvert, où la tourbe post-glaciaire affleure (Ters *et al.*, 1980). En revanche sa puissance atteint 20 m en domaine de baie estuarienne, où il scelle le système des paléovallées côtières (Baie de Morlaix, Baie du Mont-Saint-Michel, marais de Dol). Le prisme littoral se biseaute autour de -30 m sur les cailloutis de la surface de transgression.

## B. PARTICULARITE DE LA PLATEFORME DISTALE<fnref n="2" />

### 1. CARACTERES LITHOLOGIQUES

#### a. Caractères généraux

Les sédiments superficiels constituent une couche sableuse d'épaisseur 0-3 m (*layer A* de Pantin et Evans, 1984). Cette couche de sable mobile repose sur un dépôt centimétrique de graviers (*layer B* de Pantin et Evans, 1984) contenant par endroits des blocs atteignant 0,5 m de diamètre. Pantin et Evans (1984) interprètent ce dépôt comme un reliquat du vannage des prismes littoraux lors de la transgression flandrienne. La *layer B* affleure par endroits.

La zone des bancs est caractérisée par des sables moyens bien triés, qui présentent un granoclassement positif vers la pente continentale (Fig. 15). Ces sables passent vers le Nord à des sédiments sablo-argileux mal triés qui constituent la terminaison ouest du système de dépôt de la Manche occidentale (Hamilton *et al.*, 1980). Le pourcentage en CaCO₃ est minimum dans cette zone intermédiaire entre la zone des bancs et le système des sables organogènes de la Manche.

En Mer Celtique méridionale, la zone des bancs se distingue également par une usure des quartz plus importante, caractérisée par l'apparition de grains "émoussés picotés" (Fig. 15), et une plus grande abondance en minéraux lourds (Fig. 15). Hinschberger ([1970] in Auffret, 1983) oppose les sables proximaux de la plateforme sud armoricaine aux "sables roux" de la plateforme distale (Bourcart, 1947), qui correspondraient aux "fonds rouges" décrits par Lapierre ([1966-1969] in Auffret, 1983). La couleur rousse est due à un enduit de limonite sur les grains de quartz. Plus fins, plus homogènes que les sables proximaux, ces sables contiennent des coquilles plus érodées, des scaphopodes fossiles (*Ditrupa arietina*), et des grains de glauconie. Entre le haut fond de La Chapelle et le canyon d'Audierne, le passage à la pente est marqué par des boues marneuses et des vases à plus de 80% de foraminifères (Andreieff *et al.*, 1971 ; Auffret, 1983), sauf dans les têtes de canyon, qui contiennent parfois des sédiments grossiers : des levées de galets, des dépôts corralligènes ([Le Danois, 1948 ; Vanney, 1969] in Auffret, 1983), et les "sables roux" (canyon de Pen March : [Gonthier, 1972] in Auffret, 1983).

#### b. Individualisation de la crête des bancs celtiques

L'espace entre les bancs de Mer Celtique est constitué selon Hamilton *et al.* (1980) de sables bioturbés très riches en malacofaune. L'activité biologique entre les bancs se traduirait également selon ces auteurs par la destruction des figures sédimentaires de courant (Hamilton *et al.*, 1980). Les sédiments au voisinage de la crête des bancs sont caractérisés par [1] une granularité plus forte (Fig. 15), liée à une augmentation relative de la fraction organogène (Heathershaw et Codd, 1986), [2] un enrichissement sensible en minéraux lourds (Fig. 15) et [3] un enrichissement en grains de quartz émoussés-luisants.

<footnote n="1">¹ Les âges maximum rencontrés sont décroissants pour des sédiments prélevés d'ouest en est dans la Manche : les datations au C14, effectuées par Sturrock (in Auffret, 1983), montrent une corrélation entre la profondeur et l'âge des sédiments bioclastiques. Cet auteur propose des dates de 4750+-50 BP pour un échantillon prélevé à 113 m, et 10920+-150 BP pour un autre prélevé à 157 m.</footnote>

<footnote n="2">² On utilise ici le terme de plateforme distale, qui correspondrait à la partie la plus profonde du plateau continental (soit, en Mer Celtique, la zone des bancs au débouché des Approches de la Manche) par opposition à la plateforme proximale, qui correspondrait à la partie du plateau continental la plus proche de la côte (soit, par comparaison avec la zone des bancs celtiques, l'ensemble de la Manche).</footnote>
<figure><img src="image_19.png" /></figure>

Fig. 15 : Granulométrie et pourcentage en minéraux lourds des sédiments superficiels de la Mer Celtique méridionale (Bouysse et al., 1979).

## 2. ORIGINE GLACIAIRE DES SEDIMENTS

De même qu'en Manche, la fraction lithoclastique des sédiments de Mer Celtique serait d'origine périglaciaire ([Boillot, 1964 ; Hinschberger, 1969] in Auffret, 1983). Cependant les grains de quartz ne sont pas ronds-mats (façonnement éolien), mais essentiellement sub-émoussés luisants (façonnement marin peu intense). La présence de glauconie confirme l'origine marine du sédiment ([Hinschberger, 1970] in Auffret, 1983). Les "sables roux", présents en-dessous de -120 m, c'est-à-dire en aval du niveau de base de l'incision des fleuves sur la plateforme distale sont interprétés par Andreieff et al. (1971) comme la partie supérieure d'un ancien prisme détritique côtier weichsélien. C'est également une idée avancée par Lancelot et al. (1970). Selon Hinschberger ([1970] in Auffret, 1983), leur altération témoignerait de l'extension pré-holocène de la "grande vasière" actuellement restreinte aux dépressions situées vers -70 m en bordure du littoral sud-armoricain, et constituée de sables vaseux (10% de pélites ; Bourcart, 1947). Cette idée d'une plateforme distale correspondant à des petits fonds marins envasés au début de l'interglaciaire est argumentée par Grousset (1977).

## 2. DYNAMIQUE DES MASSES D'EAU

### A. LA MAREE

Décrites dès 1932 par Doodson et Corkan (1932), les marées de la Manche, contribuant pour plus de 90% à l'énergie dissipée dans la tranche d'eau, font actuellement l'objet de modélisations numériques (Salomon et Breton, 1993). Elles influencent l'hydrodynamique sur la plateforme distale.

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

#### a. Caractéristiques de l'onde semi-diurne de surface

La marée du plateau continental ouest européen a pour composante principale une onde semi-diurne (de période 12h20) en provenance de l'Atlantique, dont l'amplitude s'accroît au passage sur le plateau continental<fnref n="1" /> (Fig. 16). Elle se sépare en deux ondes au large de la Bretagne, l'une

<footnote n="1">¹ La marée est semi-diurne à 90% de son énergie, le reste de cette énergie étant contenu dans la composante de l'harmonique quart-diurne. 75% de l'amplitude semi-diurne correspond au facteur lunaire M2, et 25% au facteur solaire S2. En vive eau, les deux facteurs sont en phase et donc : $a_{Vive Eau}=1,33a_{moyenne}$. En morte eau, ils sont en opposition de phase et $a_{Morte Eau}=0,67a_{moyenne}$.</footnote>
affectant au Sud le plateau continental aquitain, l'autre se propageant vers le Nord en Mer Celtique.

<figure><img src="image_20.png" /><figcaption>Fig. 16 : Forme de la marée semi-diurne en Mer Celtique (Pingree *et al.*, 1982).</figcaption></figure>

Sur le plateau continental aquitain, la marée est une onde stationnaire. En Mer Celtique, en revanche, la marée est une onde progressive : aux hautes mers correspondent les maximum de vitesse (Fig. 17). Le changement de forme de l'onde de marée est expliqué par la connexion avec la Manche.

<figure><img src="image_21.png" /><figcaption>Fig. 17 : Relation entre amplitude et vitesse de l'onde de marée.</figcaption></figure>

Les courants de surface sont giratoires. Ils suivent une rotation horaire en Manche occidentale et Mer Celtique, et antihoraire en Manche orientale (Fig. 16). Les mouvements d'eau se faisant rapidement et sur de grandes distances aux approches de la Manche (à cause de la faible profondeur d'eau et de la largeur considérable de la plateforme), la force de Coriolis a une influence importante sur la marée. Elle dévie les flux W-E vers le Sud, ce qui entraîne des marées plus fortes sur les côtes françaises (11 m à Saint-Malo) que sur les côtes anglaises (1 m dans l'île de Wight).

## b. Courants dans la zone des bancs

### 1. Courants de surface

Sur la plateforme distale de la façade atlantique française, la vitesse en surface des courants de marée croît du Sud vers le Nord (Cavanié et Hyacinthe, 1976). La vitesse est maximum dans la zone des bancs celtiques : elle atteint 50 cm/s (Pingree *et al.*, 1982) à 90 cm/s (cartes du Service Hydrographique et Océanographique de la Marine 5A/5B). L'augmentation de la vitesse dans cette zone est dûe à la canalisation de l'onde vers la Manche : la zone des bancs correspond à un antinoeud de l'onde semi-diurne (maximum d'oscillation). La morphologie de la rupture de pente, concave au droit du canyon Shamrock, contribuerait également à renforcer les courants tidaux (Pingree *et al.*, 1982).

L'ellipse tidale présente un axe N30° dirigé vers les entrées de la Manche (Fig. 18). Globalement le banc du Kaiser est dans l'axe de l'ellipse tidale décrite pour la Mer Celtique<fnref n="1" />. Au droit

<footnote n="1">¹ Cependant, les données de courant obtenues plus à l'ouest sur le banc du Parsons ([ouvrage 550 du SHOM] in Bouysse et al., 1976) montrent que le flot porte à N37°. Sur la plateforme aquitaine, l'ellipse tidale subit également une rotation vers l'Est. Le banc du Kaiser est transitionnel entre les deux secteurs du plateau continental, et on peut penser que l'ellipse tidale soit légèrement oblique par rapport à l'axe du banc, qui est N10° à N20°.</footnote>
de la crête des bancs, l'ellipse tidale semble mieux marquée qu'entre les bancs, où la vitesse du courant varie moins au cours du cycle semi-diurne (Fig. 18). Bouysse *et al.* (1976) suggèrent de ce fait que les courants de marée subissent l'influence du relief sous-marin dans la zone des bancs.

<figure><img src="image_22.png" /><figcaption>Fig. 18 : Courants de marée en Mer Celtique méridionale (Bouysse *et al.*, 1976).</figcaption></figure>

La carte du Service Hydrographique et Océanographique de la Marine (Fig. 18) montre une prédominance du jusant sur le flot<fnref n="1" />, qui est confirmée par les observations de Cavanié et Hyacinthe (1976). L'amplification du jusant est expliquée par la participation d'une harmonique quart-diurne (M4) au courant enregistré (Pingree et Maddock, 1979). L'onde M4 est en quadrature avec l'onde M2, de sorte que les courants associés aux deux facteurs M2 et M4 s'additionnent au jusant, mais s'opposent au flot (Fig. 19).

<figure><img src="image_23.png" /><figcaption>Fig. 19 : Combinaison d'harmoniques de l'onde semi-diurne de la marée (Pingree et Griffiths, 1979).</figcaption></figure>

<footnote n="1">¹ Flot : courant portant vers la côte ; jusant : courant portant vers le large.</footnote>
## 2. Courants en profondeur

En Manche occidentale, les courants mesurés à 1m du fond atteignent 40 cm/s en vive eau (Hamilton *et al.*, 1980). Les vitesses chutent de 10 cm/s en quelques km à l'ouest de la ligne Land's End-Ouessant. La profondeur d'eau augmentant peu, ceci est dû à l'élargissement du bassin.

Dans la zone des bancs, à 1 m du fond, le grand axe de l'ellipse tidale présente la même direction qu'en surface (Carruthers, 1963 ; Fig. 18). Les mesures effectuées dans le Sud de la zone par Cavanié et Hyacinthe (1976) à 50, 100 et 150 m de fond confirment ce résultat, de même que les données de courant au point Krogen (Fig. 18), qui montrent une nette dominance du jusant (Fig. 20). Vers la base de la tranche d'eau toutefois, du fait de la friction sur le fond, l'ellipse tidale est plus aplatie (Pingree *et al.*, 1982). La friction sur le fond entraîne par ailleurs un déphasage de l'onde: à 1 m du fond, le maximum de vitesse est 20 mn plus tôt qu'en surface (Pingree *et al.*, 1982).

L'atténuation du courant au voisinage du fond est de l'ordre de 50 % de la vitesse en surface (Pingree *et al.*, 1982). Le pic de jusant par coefficient de 65 est à 30 cm/s (Carruthers, 1963 ; Fig. 18). Ces fortes vitesses sur le fond sont confirmées au point Krogen (Fig. 18), avec des pics de jusant à 0,7 m/s et 70 % des vitesses comprises entre 0,2 et 0,4 m/s (Fig. 20). La vitesse des courants à 1 m du fond passe de 20 cm/s sur la plateforme celtique médiane à 40 cm/s sur la crête des bancs nord-celtiques (Hamilton *et al.*, 1980), et augmenterait encore au voisinage de la rupture de pente, à cause d'un renforcement de l'onde de marée au débouché du canyon Shamrock (in Auffret, 1983), ou de l'adjonction d'un courant de marée interne (Cartwright et Stride, 1958 ; Heathershaw et Codd, 1985).

<figure><img src="image_24.png" /><figcaption>Fig. 20 : Fonction de répartition de la direction et de la vitesse des courants de marée au voisinage du fond sur le site de forage Krogen (localisé sur la Fig. 18).</figcaption></figure>

## 2. LA MAREE INTERNE

La marée semi-diurne est une onde de surface. La présence d'une thermocline bien développée en été dans la Mer Celtique, limitant deux masses d'eaux de densité différente<fnref n="1" />, favorise la propagation d'une onde de marée interne. L'onde de marée interne, couplée à l'onde semi-diurne, se propage de part et d'autre de la rupture de pente du plateau continental (Pingree *et al.*, 1983). Son amortissement est rapide (100 km), de sorte qu'elle n'est sensible que dans la partie la plus profonde de la zone des bancs (Heathershaw *et al.*, 1987). Cette onde produit des bouffées de courant opposés de part et d'autre de la thermocline : en Mer Celtique, ces courants peuvent représenter 40 % du courant mesuré au voisinage du fond (soit 50 cm/s ; Heathershaw *et al.*, 1987). L'amplitude de la marée interne est proportionnelle à celle de la marée semi-diurne, de sorte qu'elle n'influencerait sensiblement les courants que durant les vives eaux (Pingree *et al.*, 1982).

## B. LES AUTRES COURANTS

### 1. COURANTS RESIDUELS SUR LA PLATEFORME DISTALE

Les vents dominant sur la façade ouest-européenne sont sous le contrôle de l'évolution méridienne de l'anticyclone des Açores. En Mer Celtique, les vents d'hiver, provenant du SW, sont plus forts que les vents d'été, provenant du NW. La combinaison des contraintes du vent à la surface de la mer et de la force de Coriolis contraint à un déplacement des masses d'eau avec une composante sud (dérive d'Ekman). Les courants résiduels d'hiver porteraient au SE, parallèlement à

<footnote n="1">¹ C'est le gradient thermique océan-athmosphère qui détermine l'aptitude à une homogénéisation ou à une stratification des masses d'eau. A cause d'un couvert nuageux moins dense, le flux de chaleur en Mer Celtique est plus important qu'en Manche. Cela explique la présence d'une thermocline en Mer Celtique, alors que les eaux de la Manche sont homothermes.</footnote>
la rupture de pente du plateau continental, disposition qui favoriserait un faible amortissement de ces courants (Pingree *et al.*, 1982).

<figure><img src="image_25.png" /><figcaption>Fig. 21 : Courants résiduels en Mer Celtique.</figcaption></figure>

Dans la zone des bancs celtiques, cette hypothèse est vérifiée par les données de courant résiduel (Fig. 21A). Les vents y influencent le courant au moins jusqu'à 100 m de profondeur, avec une vitesse moyenne de 2,7 cm/s (Cavanié et Hyacinthe, 1976). Les pics de courant surviennent avec un retard de 3 à 4 jours à cette profondeur, ce que corroborent les modélisations du courant résiduel (Pingree et Le Cann, 1989). Les mesures effectuées par Cavanié et Hyacinthe (1976) montrent un courant résiduel de 2,7 cm/s vers l'WNW à 100 m de profondeur (Fig. 21B). Nous faisons la même observation sur les données du site Krogen (Fig. 18). De même que les courants résiduels sud-armoricain et de bordure de plateforme (Fig. 21A), ces courants sont expliqués par des gradients de salinité et de pression<fnref n="1" /> (Pingree et Le Cann, 1989).

## 2. INFLUENCE DE LA HOULE

La houle produit des courants orbitaux dans la tranche d'eau, dont l'influence en profondeur est fonction : [1] de sa longueur d'onde (L), [2] de sa période (T) et [3] de son amplitude (H). On admet généralement que la profondeur limite d'influence de la houle est $h$ telle que : $0,5 L \ge h$. Cependant, la vitesse orbitale varie suivant les paramètres de la houle tenus pour significatifs.

Dans le modèle de calcul de Draper (1967), l'amplitude utilisée est la *hauteur significative*, qui est la moyenne du tiers supérieur des hauteurs de vagues ($H_{1/3}$). La vitesse orbitale dérivée correspond à la *vitesse de pic significative*, définie comme la plus grande vitesse instantanée sur le fond au passage d'une vague de hauteur significative. Le modèle prédit que, pour la plateforme distale, à 180 m de profondeur, des vitesses de 30 cm/s sont atteintes ou dépassées pendant 1% du temps (Fig. 22).

Ewing ([1973] in Auffret, 1983), en précisant le modèle spectral de la houle, conclut que les vitesses estimées par Hadley [1964] et Draper (1967) devraient être doublées dans des conditions de houle identiques (in Auffret, 1983). Cet auteur souligne également que la sinuosité de la rupture de pente devrait occasionner une réfraction des grandes longueurs d'onde, et par conséquent une concentration de l'énergie de la houle dans le secteur des bancs celtiques.

Le modèle de Cavanié (1975) utilise non pas le tiers supérieur des hauteurs de vagues mais la hauteur maximum comme paramètre significatif ($H_{max}=1,7H_{1/3}$; Migniot, 1989). Ce modèle prédit que des vitesses de 20 cm/s peuvent être atteintes ou dépassées 1% du temps (Fig. 22 A). Par 100 m

<footnote n="1">¹ Ainsi le courant de Rennell, qui relaye en Manche le courant côtier sud-armoricain. Observé dès le XVIIIe siècle, le courant de Rennell traverse la Manche de Ouessant jusqu'au canal de Saint Georges, en passant entre les Îles Scilly et Land's End. Matthews ([1914] in Pingree et Le Cann, 1989) associait à ce courant la présence de tourbillons antihoraires en surface dans la Mer Celtique. Cette observation coïncide avec celles de Harvesy ([1925-1929] in Pingree et Le Cann, 1989), qui interprétait ce courant comme résiduel tidal.</footnote>
de fond, des vitesses de 35 cm/s seraient observables 4,8 jours par an<fnref n="1" />.

<figure><img src="image_26.png" /><figcaption>Fig. 22 : Impact de la houle en Mer Celtique</figcaption></figure>

# 3. DYNAMIQUE SEDIMENTAIRE

## A. FORMES DE DEPOT

### 1. CORPS SEDIMENTAIRES

Les premières études concernant la dynamique sédimentaire de la Manche et de la Mer Celtique remontent à l'utilisation des premiers sonars à balayage latéral, en couplage avec des campagnes de photographie sous-marine (Stride, 1963 ; Kenyon et Stride, 1970). Ces auteurs définissent un cortège type de corps sédimentaires correspondant à différents états dynamiques des dépôt superficiels depuis le domaine proximal jusqu'au domaine distal: (1) cailloutis/pointements rocheux, (2) rubans sableux, (3) dunes sableuses et (4) taches sableuses (Fig. 23).

En Mer Celtique, les observations rapportées par Hamilton *et al.* (1980) sur les bancs nord-celtiques montrent que leur sommet est couvert de rides 2D et 3D<fnref n="2" />. Les profils bathymétriques transversaux des grands bancs de Mer Celtique obtenus par Bouysse *et al.* (1976) révèlent quant à eux la présence de grandes dunes bordant les flancs des bancs ou tapissant la plaine sédimentaire entre eux. Sur certains profils, bien que les auteurs ne relèvent pas ce fait, les dunes semblent converger vers la crête des bancs (Fig. 24).

Dans la zone de l'Espérance (Fig. 22), Bouysse *et al.* (1976) mentionnent également la présence de grandes dunes, non liées au système des bancs. Ces dunes, de longueur 4-5 km, d'amplitude moyenne 11 m et de longueur d'onde 500 m, sont orientées NS, c'est à dire parallèlement à la bordure du canyon Blackmud. Un champ dunaire de dimensions similaires occupe le haut-fond de la Chapelle (Fig. 25). Ces dunes sont orientées WNW-ESE; elles présentent une vergence vers le Nord dans la partie sud-est du champ, et vers le Sud dans sa partie NW (Fig. 25).

<footnote n="1">¹ Les observations effectuées à bord de navires entre 1953 et 1961 entre N40-50° et W0-10°, résumées dans l'histogramme de la Fig. 22B, montrent que seulement 3% des houles ont une amplitude dépassant 5 m ([Hobgen et Lumb, 1967] in Cavanié 1975). Des modèles numériques dérivant l'énergie du vent permettent également une estimation indirecte des amplitudes de houle, comme celui utilisé par Cavanié (1975 ; Fig. 22 C).</footnote>

<footnote n="2">² La distinction entre les dunes à deux dimensions « 2D » et à trois dimensions « 3D » est fondée sur l'appréciation de la sinuosité de leur crête (voir Chapitre 2).</footnote>
<figure><img src="image_27.png" /><figcaption>Fig. 23 : Séquence de formes sableuses de dépôt sur les plateformes tidales (Belderson *et al.*, 1982).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_28.png" /><figcaption>Fig. 24 : Profil bathymétrique transversal du banc de l'Hermine (Bouysse *et al.*, 1976).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_29.png" /><figcaption>Fig. 25 : Haut-fond de la Chapelle. Extrait de la carte bathymorphologique de Bourillet et Loubrieu (1995).</figcaption></figure>
## 2. DIRECTIONS DE TRANSPORT

Les directions de transport résiduel sont déterminées dans les travaux de Stride (1958-63) à partir de la vergence des dunes hydrauliques. Elles sont également observées à partir de traçages radioactifs (Crickmore et Lean, 1962). Dans l'axe de la Manche, les transits sédimentaires se font, à partir de la zone nord-Cotentin, d'une part vers la baie de Seine et la côte picarde, d'autre part vers la baie du Mont-Saint-Michel et l'Armorique (Kenyon et Stride, 1970 ; Hamilton et al., 1980 ; Fig. 26). Le transport sédimentaire dans la direction WSW en Manche occidentale subit une virgation vers le SSW en Mer Celtique méridionale ([Boillot, 1964] in Auffret et al., 1975 ; Fig. 26).

<figure><img src="image_30.png" /><figcaption>Fig. 26 : Transport sableux résiduel en manche et Mer celtique (Hamilton *et al.*, 1980 ; d'après Kenyon et Stride, 1970).</figcaption></figure>

## B. DYNAMIQUE TIDALE

### 1. MISE EN EVIDENCE

En Manche, la répartition granulométrique des sédiments est contrôlée par la vitesse des courants tidaux. Elle caractérise les fractions les plus fines en équilibre avec les courants tidaux résiduels (Hamilton *et al.*, 1980). Les sédiments les plus fins peuvent cependant demeurer à long terme dans des zones où la marée est très symétrique. En Mer Celtique (Fig. 27), globalement, la force du courant est inversement proportionnelle à l'écart-type de la granulométrie (qui est un indice de classement des sables). A granulométrie égale, les sédiments de la zone des bancs semblent en équilibre avec des courants relativement plus forts qu'en Manche (Bouysse *et al.*, 1979). Mais la corrélation entre vitesse du courant et granularité du fond est également vérifiée dans cette zone, dans la mesure où la vitesse du courant croît en même temps que la médiane du sédiment de 20 à 40 cm/s vers la crête des bancs (Hamilton *et al.*, 1980 ; Bouysse *et al.*, 1979).

La granularité de l'auréole détritique péri-armoricaine, plus importante que sur les côtes de Cornouaille, est corrélée à la présence de courants tidaux deux fois plus forts sur les côtes françaises qu'au même méridien sur les côtes anglaises (Bouysse *et al.*, 1979). Cette corrélation confirme la prévalence des courants de marée dans la dynamique sédimentaire (Stride, 1963 ; Kenyon et Stride, 1970 ; Hamilton *et al.*, 1980), qui serait justifiée par l'aptitude qu'ont des courants de 10 à 40 cm/s à déplacer des sables bioclastiques grossiers ([Heezen et Hollister, 1964 ; Sternberg, 1972] in Auffret, 1983). Néanmoins, tous les sédiments ne sont pas mobiles à l'échelle du cycle semi-diurne de la marée. Le remaniement quotidien de la majeure partie du stock sédimentaire explique cependant l'augmentation progressive de son classement granulométrique, jusqu'à la distribution log-normale qu'on observe sur certains échantillons<fnref n="1" /> (Hamilton *et al.*, 1980).

<footnote n="1">¹ Les transits sédimentaires observés (Fig. 26) sont prédits par différents modèles hydrosédimentaires intégrant (1) les contraintes de cisaillement dérivées des courants tidaux (équations de Bagnold [1963] et Gadd [1978] in Pingree et Griffiths, 1979), et (2) les caractéristiques morphosédimentaires du fond, en particulier la rugosité et la granularité (Grochowski *et al.*, 1993).</footnote>
<figure><img src="image_31.png" /></figure>

Fig. 27 : Relation entre la vitesse des courants tidaux près de la surface (en cm/s, encadrées) et la lithologie du fond en Mer Celtique (synthétisé par Reading, 1986).

## 2. AUTRES FACTEURS

Dans une moindre mesure, les vents d'Ouest dominants participeraient également au transport sur la plateforme distale (Auffret, 1983). Les courants d'Ekman à composante sud générés par ces vents expliqueraient notamment la gironade au Sud des transports sédimentaires au débouché de la Manche (Fig. 26). Cette composante s'oppose à la dérive résiduelle vers le NNW des masses d'eau prévalant sur la plateforme celtique (Fig. 21), et dont témoigne la répartition des bryozoaires (Bouysse et al., 1979).

Reprenant une idée de Cartwright et Stride (1958), Heathershaw et al. (1987) attribuent le phénomène de convergence des dunes du secteur de la Chapelle à la prédominance des courants de marée interne au voisinage de la rupture de pente (Fig. 28). La dynamique serait intense au voisinage de la rupture de pente; elle forcerait un transport de sédiment vers le continent, favorisant un blocage du sédiment en transit vers l'océan sur la bordure externe du plateau continental, c'est-à-dire dans la zone des bancs.

<figure><img src="image_32.png" /></figure>

Fig. 28 : Modèle de transport sédimentaire au voisinage de la rupture de pente du plateau continental sous l'effet des courants de marée interne (Heathershaw et al., 1987).

## C. BILAN SEDIMENTAIRE A L'HOLOCENE SUR LA PLATEFORME

Drake ([1976] in Auffret, 1983) montre que, à l'échelle globale, les marges et les bassins profonds ne rendent compte que de 10% des apports fluviatiles. Cet auteur admet que 50% du
matériel délivré par les fleuves est stocké dans les deltas et prismes littoraux, et que 40% des fines terrigènes sédimentent sur la plateforme continentale. Ce modèle ne semble pas adapté dans le cas de la marge celtique (Auffret, 1983). La plateforme celtique serait plutôt allochtone au sens de Swift ([1976] in Auffret, 1983), c'est-à-dire soumise à une sédimentation essentiellement bioclastique : le flux détritique en provenance du continent y serait en non-dépôt, et gagnerait la pente dans sa totalité<fnref n="1" />.

Argumentant cette idée, la masse estimée de sédiments déposés à l'Holocène sous 500 m dans le golfe de Gascogne serait de l'ordre de grandeur de celle délivrée par les fleuves, ce qui suggère que la plateforme soit en non-dépôt de lutites terrigènes depuis 10000 ans (Auffret, 1983). Cela est concordant avec la quasi-disparition des vasières weichseliennes (exemple : la Grande Vasière sud armoricaine), dont les reliques sableuses seraient, entre autres, les "sables inférieurs" ou "sables roux" ([Hinschberger, 1971] in Auffret, 1983).

L'appauvrissement en fines au cours de l'Holocène et le remaniement des sables conduisant à une couverture relique est prédit par le modèle de McCave ([1972] in Auffret, 1983) dans le cas où le plateau continental est large, comme pour la plateforme celtique (Fig. 29).

<figure><img src="image_33.png" /><figcaption>Fig. 29 : Modèle de sédimentation sur les marges continentales ([McCave, 1972] in Auffret, 1983).</figcaption></figure>

<footnote n="1">¹ Chaque canyon est draîné par un chevelu de ravines et de thalwegs (Vanney, 1977 ; Bourillet et Loubrieu, 1995), et débouche au niveau du glacis continental sur une "ride" sédimentaire de longueur plusieurs centaires de kilomètres et d'épaisseur hectométrique. Le flux détritique dans ces "rides" est démontré (1) par des teneurs en CaCO3 supérieures aux teneurs à l'équilibre à cette profondeur, (2) par un très bon classement granulométrique, suggérant que ce sont des produits de vannage qui y sédimentent (Auffret, 1983). La pente ne serait qu'un lieu de transit, comme en témoigne le faible taux de sédimentation (30 mm/1000 ans ; Auffret, 1983 ; Baltzer, 1994). Les processus à haute énergie dominent dans l'axe de transit des canyons, où des sables et des galets sont observés ([Le Danois, 1948; Vaney, 1969] ; in Auffret, 1983). Auffret (1983) signale à -2700 m de profondeur sur la ride Aegis la présence de rides de courant de 5 cm d'amplitude indiquant un transport vers le bas de la pente. Des rides semblables sont présentes en tête de canyon ([Berthois et Romanovsky, 1968; Giresse et al., 1969] ; in Auffret, 1983). Ces figures sédimentaires sont associées à une dynamique turbiditique (Auffret, 1983). Les processus gravitaires sont également importants dans les canyons ([Lallemand et Sibuet, 1986] ; in Baltzer, 1994), comme en témoignent des avalanches de débris dans les faciès fins de bas de pente (Baltzer, 1994). En revanche, les processus de basse énergie dominent au droit des interfluves, et seraient caractérisés par des courants néphéloïdes de faible densité épais de quelques mètres (Grousset, 1977). Ces flux continent-océan sont contrariés par une dynamique qui génère en haut de pente des rides de courant à vergence vers l'amont dans le canyon Shamrock ([Hamilton, 1971] in Auffret, 1983) et dans le canyon Blackmud ([Shepard et Dill, 1966] ; in Auffret, 1983). Pour Heaps ([1980] in Auffret, 1983) ces rides seraient engendrées par des upwellings, renforcés par les courants de marée au voisinage de la rupture de pente. Cette évidence d'un transport vers l'amont est argumentée par la présence de faciès vaseux abyssaux (boues à foraminifères planctoniques) resédimentés en bordure de plateforme continentale (Auffret, 1983).</footnote>
<figure><img src="image_34.png" /></figure>
# CHAPITRE 2 : DESCRIPTION DES ENREGISTREMENTS SONAR ET DES PRELEVEMENTS SEDIMENTAIRES

**Abstract.** - The Kaiser Bank is 50 km long and 4 to 6 km wide (Fig. 30). It is composed of two rectilinear segments of equal size, separated by a bathymetric low ("central trough") that has a flat top at -145 m. The southern part is 30 to 50 m high, with its crest at -115 m, whereas the northern part shows a lower relief of 15 to 35 m. The bank crest consists of a series of "en echelon" hills, each about 10 m high and having an elliptical planar section directed N120°. At the southern end of the bank, a shallow, 25 m deep trough ("passe sud") separates two of these hills. Bedform distribution in space is controlled by (A) morphology (elevation) and (B) the orientation of the slope :

(A) Two sedimentary areas are identified at the surface of the Kaiser Bank (Fig. 51), roughly separated by a line that descends from -130 m at the northern end of the bank to -150 m at the southern end. [1] The flanks of the bank produce on the multibeam echo soundings a patchwork of light and dark areas that are of the order of 100 m in size, with cuspate or elongate shapes in plan view. These correspond to (1) N120° asymmetric dune crests that are either isolated barkhanoids or belted and rectilinear in shape, and (2) N200° trending sand ribbons. The side-scan sonar records provide evidence for smaller asymmetric dunes and megaripple fields in this area. [2] The upper (crestal) part of the bank produces an homogenous, high backscattering response on the multibeam echo soundings (Fig. 42 to Fig. 45), but is characterized on the side-scan records by (1) several acoustic facies and (2) dunes. The facies (speckled, streaked, and patchy facies) exhibit a regular alternation of light and dark surfaces. They are interpreted as different patterns of mobile, finer sand patches lying on a coarser substrate (Fig. 46 and Fig. 48). The dunes, which are exclusively developed above 140 m, are directed N200° and symmetric in cross section. (Fig. 46 and Fig. 47). Their wavelength is commonly 2 m, but in some subareas well rounded dunes with wavelengths of 20-50 m are noted (called "undulations"). This two-fold pattern reflects a morphological control on sediment dynamics, which is characterized by [1] a general up-growth of the dunes toward the bank crest (Fig. 40), and [2] a predominance of the speckled facies at the top of the bank, whereas the patchy facies dominates at the transition between the bank crest and flank (Fig. 48).

(B) In addition, the nature and distribution of the bedforms are different on the east and west sides of the bank. [1] The dunes on the eastern flank are mainly migrating to the SW, whereas the dunes on the western flank are mainly migrating to the NE (Fig. 46 and Fig. 47). [2] On the western flank there are fewer barkhanoid dunes and more sand ribbons than on the eastern flank. [3] The transition between the bank-crest and bank-flank areas is higher on the western flank (130-140 m) than on the eastern side (140-150 m). [4] Within the bank-crest area, there seems to be a predominance of the streaked facies to the east and of the speckled facies to the west (Fig. 46).

Six grab samples from a cross section of the bank are studied. These sediments consist of heterogenous, medium to coarse, bioclastic sands (Fig. 52 and Fig. 53). Carbonate content is about 60%, as noted previously by Bouysse *et al.* (1979). The lithoclastic part of it is small and is composed of a few basement gravel clasts, fine quartz sands with a normal textural evolution (Fig. 56), and some heavy minerals within the upper bank sediments. There is no silt and clay. Particles over 5 mm consist mainly of entire shells. Comparison of these parameters allow two sediment types to be distinguished lithologically: [1] A detrital (siliciclastic) type (B1, B3, and B4 samples, see location on Fig. 9) containing a high percentage of lithoclastic grains in the gravel fraction and heavy minerals. This sediment type is poorly sorted, with a high degree of bioturbation and many big, fresh molluscan shells, suggesting a weak mobility. [2] A bioclastic type (B2, B5, and B6 samples), with higher carbonate percentages, a lithoclastic fraction that is restricted to the fine sands, and better sorting. In these sediments no entire shells or bioturbation are observed, reflecting continuous sediment reworking. In addition, grain-size analysis allows the distinction of three sediment families, each of which is found on a particular portion of the bank (Fig. 55): [1] the dune family (B2 and B5 samples) characterizes bioclastic sediments from the bank flank, in which there is a winnowing of the fine and very fine sands; [2] the non-dune family (B1 and B6 samples), corresponding to samples from the lower part of the bank flank, consisting of either bioclastic (eastern flank) or detrital material (western flank) and showing an incoming of fine and very fine sands (producing a bimodal grain size distribution); and [3] the bank-crest family (B3 and B4 samples), of detrital type, showing a very low proportion of fine sand.

The study of six gravity cores suggests that the active surficial sediment layer is one to several metres thick between the dunes (Fig. 57, see location on Fig. 9). At its top, there is a 5-50 cm layer of fine biogenic sands. The bioclastic content of the cores (Fig. 58) consists of Bivalve, Bryozoan, Cirriped, Gastropod, and Echinoid associations from different biotopes and/or ages. Modern associations are imported from the coastal biotopes (0-50 m) and are admixed with autochthonous or allochthonous, relict species of (1) late-glacial Weichselian or (2) Pliocene origin (Barbatia barbata). The glacial origin of at least a part of the sediment is also inferred by the microscopic analysis of the quartz-grain surface textures. There are no species of the pre-Weichselian stages of the Pleistocene. This suggests that the residence time of the recognizable fragments in the system is less than 100.000 years. Therefore, the Pliocene components of the fauna must have been imported more recently. They could derive from the erosion during the last glacial stage of Pliocene sediment units, that could even be the Celtic Banks themselves.
# 1. ETUDE DES ENREGISTREMENTS DE SONAR ET DE SONDEUR MULTIFAISCEAUX

## A. MORPHOLOGIE

Dans la zone d'étude, la plateforme autour du banc présente une profondeur comprise entre -143 m au Nord et -172 m au Sud (Fig. 30), ce qui correspond à une inclinaison générale de 0,05% vers le SSW. L'assemblage des données bathymétriques permet de préciser la morphologie du banc du Kaiser, dont la dernière cartographie avant Sédimanche était celle de Bouysse et al. (1976 ; Fig. 14). Le banc est composé de deux parties rectilignes séparées par une zone plus basse appelée "passe centrale" (Fig. 30).

La partie nord du banc, longue de 25 km et large de 4 km en moyenne, est orientée N10°. Elle présente un relief moyen de 18 m. Dans sa terminaison nord, cette partie est évasée. Sa ligne de crête culmine à -121 m en trois pointements situés vers le nord de la structure, et distants chacun de 2 à 3 km (Fig. 30). La hauteur de ces pointements par rapport à la plaine de part et d'autre du banc est difficile à estimer, dans la mesure où l'espace interbanc n'est pas plan. Elle serait d'une trentaine de mètres. Dans la zone centrale de cette partie nord, la crête du banc s'approfondit régulièrement, en suivant la pente du plateau continental, et l'épaisseur du banc est d'une quinzaine de mètres maximum. Dans le Sud de la partie nord, le banc est réduit à trois collines en échelons, distantes de 2 km, hautes d'une dizaine de mètres et dirigées N130° environ. Dans la passe centrale, la crête du banc est moins nette, et constitue un "plateau" vers 145 m (Fig. 30).

La partie sud du banc, longue de 25 km et large de 6 km en moyenne, est orientée N20° (Fig. 30). Elle n'est pas la prolongation exacte de la partie nord, les deux lignes de crête étant décalées de 1500 m environ: la ligne de crête de la partie nord se termine au NE du plateau de la passe centrale, tandis que la ligne de crête de la partie sud se forme au SW du plateau (Fig. 30). Le relief moyen de cette partie du banc est 35 m. La crête culmine vers le milieu de la structure à moins 115 m, en deux points distants de 2500 m. A ce niveau, le relief du banc peut être estimé à 50 m. La crête est ondulée, modelée par des collines oblongues disposées en échelons orientés N130° environ, espacées régulièrement tous les 2 km et particulièrement bien développées dans le Sud du banc où elles sont hautes d'une dizaine de mètres (Fig. 30). Dans l'extrême Sud du banc, cette morphologie en collines s'accentue, de sorte que la colline la plus méridionale est pratiquement détachée du banc. Elle est précédée au Nord par une colline qui forme une virgation de la crête du banc (Fig. 30). L'espace formé entre ces deux collines est une dépression de 17 m appelée "passe sud".

Le sommet du banc présente des formes très douces. En revanche, ses flancs sont accidentés de petites collines dirigées N130°, et de hauteur 2 à 6 m. Elles composent une morphologie « en épis » particulièrement marquée sur le flanc est vers N47°55' (Fig. 30). Ces collines présentent une section transversale asymétrique, leur flanc raide tourné vers le banc. Détachées du relief du banc au niveau de la terminaison nord de celui-ci, ces collines présentent une crête courbe (Fig. 30).

## B. IMAGERIE

Sur les mosaïques d'images du sondeur multifaisceaux réalisées à partir des données Sédimanche (Fig. 42 à Fig. 45), deux domaines sédimentaires ont été distingués : (1) un domaine de "haut de banc", à forte rétrodiffusivité acoustique et avec peu de corps sédimentaires, correspondant au sommet régulier du banc, et (2) un domaine de "flanc de banc", à faible rétrodiffusivité, montrant des rubans sableux et de nombreuses dunes hydrauliques qui expliquent pour l'essentiel la forme en épis des isobathes sur les flancs du banc. Les corps sédimentaires apparaissent sous la forme de surfaces faiblement rétrodiffusantes, reposant sur un substrat de rétrodiffusion supérieure. La limite entre les deux domaines est vers l'isobathe 140 m. Le domaine de haut de banc présente sur ces images une rétrodiffusion très élevée, et semble dépourvu de corps sédimentaires.

Plus précises, les données sonar Belgica 94 ont permis de mettre en évidence [1] des corps sédimentaires actifs et inactifs de petite taille dans les deux domaines sédimentaires du banc (Fig. 46 et Fig. 47) ; [2] différents faciès acoustiques en domaine de haut de banc (Fig. 46 et Fig. 48) ; et [3] des variations de rétrodiffusion acoustique (Fig. 46 et Fig. 49).
<figure><img src="image_35.png" /><figcaption>Fig. 30 : Carte bathymétrique du banc du Kaiser.</figcaption></figure>
# 1. LES CORPS SEDIMENTAIRES ACTIFS

## a. Corps transverses au courant

On regroupe sous le terme de "dunes" toutes les formes de corps sédimentaires transverses au courant, à l'exception des « petites » et « moyennes » dunes asymétriques selon Ashley (1990), qui sont appelées ici mégarides, dans la mesure où c'est un terme davantage employé en sédimentologie de faciès<fnref n="1" />. Les flancs du banc du Kaiser supportent de grandes dunes 2D sinueuses à 3D, d'amplitude variant entre 1 et 8 m. On distingue les dunes isolées et les chaînes dunaires.

### 1. Grandes dunes

**Dunes isolées.** - Ce sont des dunes à crête arquée de type « barkhanoïde<fnref n="2" /> », d'amplitude 1 à 3 m et d'extension 200 à 400 m entre les extrémités de la crête (Fig. 31C). Définies dans le domaine éolien, principalement au Sahara occidental ([Beadnell, 1910 ; Bagnold, 1931] in Allen, 1984 ; Fig. 31B), les vraies *barkhanes* peuvent exister également sous forme de dunes neigeuses ([Cornish, 1902] in Allen, 1984), ou sous-marines, soit en pied de talus continental ([Lonsdale et Malfait, 1974] in Allen, 1984), soit en domaine de plateforme tidale ([Kenyon et Stride, 1958] in Allen, 1984 ; Berné, 1991 : Fig. 31A).

<figure><img src="image_36.png" /><figcaption>Fig. 31 : A - barkhanes tidales. B - mode d'agencement de barkhanes éoliennes. C - dune barkhanoïde (A sur Fig. 41).</figcaption></figure>

Ces dunes caractérisent le flanc est du banc (Fig. 50). La direction moyenne de leur crête varie de N100° dans la zone BN (Fig. 46), à N130° dans la zone la zone S3 (Fig. 44). Elles présentent une vergence sud. Elle semblent s'échelonner le long d'amas sableux N60°, larges de 200-700 m, montrant des trains de mégarides asymétriques entre les dunes et présentant une rétrodiffusion plus faible que le fond marin de part et d'autre (Fig. 46). Ils sont bien développés dans les zones BN, S3 et S4. De contours flous, de largeur hectométrique, d'extension au moins

<footnote n="1">¹ Nombreux sont les travaux où les termes de "vague sableuse" (Vanney, 1977), "ridin" (Bouysse et al., 1976), ou "dune" recouvrent les mêmes objets, de même que pour "petite dune" ou "mégaride" (Berné, 1991). Par le passé, les structures à deux dimensions (2D) étaient nommées "vagues sableuses", les structures à trois dimensions (3D), étant appelées dunes, par analogie avec les dunes éoliennes ([Harms, 1969 ; Kenyon, 1970 ; Boothroyd et Hubbard, 1975 ; Middleton et Southard, 1977] in Berné, 1991). Dans la classification la plus récente (Ashley, 1990), on distingue (1) des dunes 2D et 3D, et (2) des petites dunes (l<5 m), moyennes dunes (l ∈ 5-10 m), grandes dunes (l ∈ 10-100 m), et très grandes dunes (l>100 m). La distinction entre les tailles dunaires peut être également faite sur la base de l'amplitude, reliée à la longueur d'onde par l'équation $H=0,0677L^{0,8098}$ ([Flemming, 1988] in Berné, 1991).</footnote>

<footnote n="2">² Dans le domaine des dunes 3D, les barkhanes s'opposent aux dunes paraboliques, dont le flanc convexe est tourné vers l'aval du courant dominant. Des dunes paraboliques de faible amplitude et de grande extension semblent avoir été observées en Mer Celtique par Kenyon (1970), qui les nomme "placages sableux transverses", et les compare (à une autre échelle) avec les rides lingoïdes présentes sur les plages dans les systèmes de vidange.</footnote>
kilométrique et distants de 200 à 700 m, ces amas présentent un relief métrique à bimétrique exprimé dans la bathymétrie (Fig. 45 à : N47°43,2-W6°39,5 ; N47°43,5-W6°39 ; N47°44,1-W6°38,7).

**Chaînes dunaires.** - Les chaînes dunaires constituent des systèmes formés par la succession, parallèlement à leur ligne de crête, de dunes 2D à crête simple ou bifurquée (Fig. 32). Ces systèmes présentent une direction moyenne N120° à N150°, une longueur comprise entre 1 et 4 km, et sont distants les uns des autres d'au moins 500 m. A l'intérieur d'une chaîne, les dunes sont espacées de 50 à 200 m. Elles ont une amplitude comprise entre 2 et 8 m (Fig. 47), et une longueur de crête hectométrique à kilométrique. Les plus grandes portent sur leur flanc doux des dunes de plus petite taille et des mégarides obliques par rapport à leur crête (Fig. 35). Les grandes dunes se terminent fréquemment en se ramifiant jusqu'à constituer des champs de mégarides (Fig. 33). L'examen couplé de l'imagerie, de la bathymétrie et des profils sismiques permet de mettre en évidence une migration vers le Sud des dunes du flanc est, et majoritairement vers le Nord des dunes du flanc ouest (Fig. 50). Les chaînes dunaires peuvent traverser le banc d'un flanc à l'autre, soit à la faveur des passes (auquel cas elles demeurent en domaine de flanc de banc), soit en recoupant le domaine de haut de banc (Fig. 47). Les plus longues dunes sont situées dans les passes centrale et sud (Fig. 47).

<figure><img src="image_37.png" /><figcaption>Fig. 32 : Chaînes dunaires, avec faciès taché au centre (B sur Fig. 41).</figcaption></figure>

En domaine de haut de banc, on note la présence sur certains sonogrammes de discrètes variations de rétrodiffusivité suggérant des ondulations topographiques, parallèles entre elles, d'une cinquantaine de mètres de largeur et orientées N10° à N20° (Fig. 34). Il est possible que ces structures représentent des dunes symétriques inactives, au relief très faible.
<figure><img src="image_38.png" /><figcaption>Fig. 33 : Terminaison dunaire par ramification de la crête (C sur Fig. 41).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_39.png" /><figcaption>Fig. 34 : Ondulations topographiques en domaine de haut de banc (D sur Fig. 41).</figcaption></figure>

## 2. Petites et moyennes dunes

Elles n'ont été observées que dans les zones BN et BS couvertes au sonar à balayage latéral. Contrairement aux grandes dunes, les petites et moyennes dunes observées au droit du banc du Kaiser forment des champs. On distingue : (1) une famille de petites et moyennes dunes asymétriques, appelées ici *mégarides*, orientées ENE-WSW, qui sont caractéristiques du domaine de flanc de banc (Fig. 51, Fig. 46, Fig. 47) ; (2) une famille de petites dunes symétriques et parallèles à l'axe du banc, restreinte au domaine de haut de banc (Fig. 51, Fig. 46, Fig. 47).

Les **mégarides de flanc de banc**. - Ce sont des mégarides 2D couvrant des aires de plusieurs kilomètres carrés (Fig. 46). De longueur d'onde variant entre 3 et 7 mètres, d'amplitude inframétrique, et de très grande continuité latérale (une centaine de mètres en moyenne entre deux bifurcations), elles sont orientées N100° environ, cette direction générale pouvant être modifiée au voisinage de reliefs dunaires (Fig. 35A) ou en bordure de ruban sableux (Fig. 36). Faiblement asymétrique, leur profil présente une vergence systématique vers le Sud sur le flanc est, et vers le Nord sur le flanc ouest du banc.

Sur le flanc est de la zone BN, les mégarides sont mieux exprimées sur des amas sableux larges de 100 à 200 mètres (Fig. 35B), qui supportent également les dunes barkhanoïdes isolées (Fig. 46). Sur le flanc ouest de la zone BN et dans la zone BS, les champs de mégarides couvrent également des rubans sableux orientés dans une direction NW-SE (Fig. 46, Fig. 47, détail Fig. 36). Les mégarides se ramifient vers la périphérie de ces amas ("trains de mégarides") en donnant de plus petites mégarides (Fig. 35B). On observe en revanche une augmentation de la taille des mégarides sur le flanc doux des grandes dunes où elles peuvent passer à de petites ou moyennes dunes.

Dans certaines zones du domaine de haut de banc, on distingue également des mégarides de ce type, mais dont la crête, moins distincte, semble moins anguleuse. C'est particulièrement le cas pour le Nord de la zone BS (Fig. 47).
<figure><img src="image_40.png" /><figcaption>Fig. 35 : Mégarides (A : E et B : F sur Fig. 41).</figcaption></figure>

Les petites dunes symétriques de haut de banc. - Quasiment ubiquistes en domaine de haut de banc, on observe des petites dunes symétriques, qui couvrent l'essentiel du domaine et empiètent sur le domaine de flanc de banc (Fig. 37). De longueur d'onde 1,5 m environ et de continuité pluriectométrique, elles sont orientées N10° (dans la zone BN) à N30° (dans la zone BS), c'est-à-dire suivant l'axe du banc (Fig. 46 et Fig. 47). Elles se surimposent sans variation de direction aux grandes dunes qui traversent le domaine de haut de banc (Fig. 47).

b. Corps longitudinaux par rapport au courant

Ils sont identifiés comme tels à cause (1) de leur morphologie en amas allongés et (2) de l'obliquité de leur grand axe voisine de 90° par rapport à la crête de la plupart des dunes asymétriques.

Les plus caractéristiques de ces amas<fnref n="1" /> sont des rubans sableux (Fig. 50). Restreints au domaine de flanc de banc, et localisés à 95% sur le flanc ouest, ils sont orientés N170-180° à N20°. Espacés de 200 à 500 m, les rubans sableux ont une largeur hectométrique, une extension longitudinale plurikilométrique et une épaisseur métrique à inframétrique. Ils sont bordés par des aires à plus forte rétrodiffusion acoustique dépourvues de figures sédimentaires (Fig. 36), et présentent un profil transversal asymétrique : leur bord occidental est franc et ourlé de petites dunes courbes, au relief métrique, dont les extrémités sont parallèles à la direction des bandes, alors que leur bord oriental est flou, moins rétrodiffusant et supportant des petites mégarides à crête rectiligne (Fig. 36).

A côté de ces rubans sableux relativement caractéristiques, on observe des amas sableux plus larges, aux bords flous, moins parallèles et plus sinueux, qui correspondent aux « *longitudinal sand patches* » de Belderson *et al.* (1972). Ces amas, également caractéristiques du flanc ouest du banc, présentent localement des digitations, des évasements ou des amalgames relativement typiques des *longitudinal sand patches* (Fig. 50 et Fig. 44).

<footnote n="1">¹ Les amas de mégarides présents sur le flanc est du banc, allongés dans une direction N60°, pourraient également être considérés comme des « corps » longitudinaux par rapport au courant. Mais les processus de leur mise en place, qui président aussi au développement des mégarides, sont vraisemblablement très différents de ceux des rubans sableux *sensu stricto*.</footnote>
<figure><img src="image_41.png" /><figcaption>Fig. 36 : Deux images de ruban sableux (G sur Fig. 41).</figcaption></figure>

## 2. LES FACIES ACOUSTIQUES

Outre les corps sédimentaires, les sonogrammes de la mission Belgica 94 présentent des « faciès acoustiques » qui nous semblent témoigner d'une interaction particulière entre la couverture sableuse et la topographie (Fig. 46 et Fig. 48). Ces faciès sont restreints au domaine de haut de banc. On distingue : (1) le faciès "moucheté"; (2) le faciès "linéé"; et (3) le faciès "taché", nommés d'après leur aspect lors des premiers dépouillements à bord.

Le faciès moucheté est caractérisé par des surfaces isolées peu rétrodiffusantes de 10 à 50 m de diamètre, reposant sur un substrat plus rétrodiffusant qui supporte généralement des mégarides symétriques (Fig. 37). Ce faciès est interprété comme des placages sableux (sand patches des auteurs anglosaxons). Leur distribution est parfois très régulière (en "damier"). L'abondance, la forme et la distribution de ces placages sont néanmoins très variables : dans les transitions avec le faciès linéé, ils s'allongent et s'alignent selon une direction voisine de celle des mégarides de flanc de banc (N120° ; Fig. 37).

Le faciès linéé est caractérisé par d'étroites bandes de faible rétrodiffusivité, larges de quelques mètres, espacées de 10 à 20 m, et de continuité décamétrique à hectométrique, reposant sur un substrat de plus forte rétrodiffusivité (Fig. 38). Ces "linéations" traduisent vraisemblablement des placages sableux de même nature que dans le faciès moucheté. Elles sont alignées dans une direction voisine de celle des mégarides de flanc de banc (N120°) avec une très grande rectitude. Ce faciès peut évoluer vers le faciès moucheté à la faveur d'un raccourcissement des bandes sableuses<fnref n="1" /> (Fig. 38). Il peut également passer au faciès taché à la faveur de leur extension dans les deux directions du plan.

Le faciès taché est caractérisé par de typiques placages sableux décamétriques reposant sur un substrat plus rétrodiffusant (Fig. 32 vers N48°5,6-W6°32,6). Il peut se superposer au faciès moucheté, et plus généralement au faciès linéé (Fig. 39). Le faciès taché représente donc en fait une combinaison de faciès, produisant une réponse acoustique caractéristique.

<footnote n="1">¹ Sur les profils Belgica 94 parallèles au banc, la plupart des "linéations" orientées N120° apparaissent comme des "mouchetures", d'où une confusion possible entre deux faciès en l'absence de l'examen des profils perpendiculaires. Cependant, le faciès moucheté n'est pas un artéfact du faciès linéé dans la mesure où il s'exprime ailleurs sur les deux directions de profils.</footnote>
<figure><img src="image_42.png" /><figcaption>Fig. 37 : Haut de banc - faciès moucheté et mégarides (H sur Fig. 41).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_43.png" /><figcaption>Fig. 38 : Haut de banc - deux images du faciès linéé (H sur Fig. 41).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_44.png" /><figcaption>Fig. 39 : Haut de banc - relations entre faciès linéé, faciès taché et corps dunaires (J sur Fig. 41).</figcaption></figure>
# 1. FORME ET DISTRIBUTION DES GRANDES DUNES DANS L'ESPACE

Le grand nombre de dunes cartographiées (395) et la variabilité de leur géométrie justifient une étude statistique de leur paramètres de forme et de position. Dans cette approche "quantitative", toutes les grandes dunes asymétriques ont été regroupées (dunes isolées et dunes des chaînes dunaires).

## a. Paramètres géométriques

### 1. Paramètres intrinsèques

L'amplitude des grandes dunes varie de 1 à 8 m. Indépendamment des autres paramètres morphologiques, l'amplitude est un paramètre qui permet de préciser la réponse des dunes à la dynamique du milieu, dans la mesure où elle est proportionnelle à la profondeur d'eau ([Yalin, 1964] in Berné, 1991 ; Allen, 1984).

La longueur de crête est la distance parcourue le long de la crête d'une extrémité à l'autre de la dune. La distribution des longueurs de crête est unimodale (Fig. 40a). L'éventail est large (75-5700 m), mais 90% des dunes ont une crête de longueur inférieure à 1000 m, le mode correspondant à des longueurs de 300 m. Ce mode représente la longueur moyenne de crête des dunes barkhanoïdes du flanc est.

L'indice de sinuosité (IS) correspond au rapport de la distance mesurée en droite ligne d'une extrémité à l'autre de la crête à la longueur de crête (Dalrymple, 1984 ; Berné et al., 1989). L'indice de sinuosité permet notamment de comparer des dunes 2D, 2D sinueuses, et 3D d'une étude à l'autre<fnref n="1" />. Sauf deux dunes très courbes (IS=1,27 et 1,31), l'intervalle des sinuosités est compris entre 1 (dunes parfaitement recilignes) et 1,16 (barkhanes), avec une décroissance d'aspect logarithmique du nombre de dunes vers les plus grandes sinuosités (Fig. 40b). 60% des dunes se situent dans le domaine 2D défini par Rhodes ([1992] in Dalrymple et Rhodes, 1995), qui inclut néanmoins des dunes 2D sinueuses ayant un IS supérieur à celui de certaines barkhanes, typologiquement classées dans les dunes 3D. Le mode de la sinuosité des barkhanes observées est 1,035, ce qui traduit une courbure plus faible pour ces dunes que pour les barkhanes tidales caractéristiques, dont la sinuosité est comprise entre 1,05 et 1,12 (Berné et al., 1989). C'est pourquoi nous préférons maintenir le terme de "dune barkhanoïde" plutôt que celui de "barkhane" pour les dunes isolées du banc du Kaiser. Les valeurs de l'indice de sinuosité inférieures à 1,02 correspondent à des dunes dont la courbure n'est pas marquée dans leur crête, mais dans la tache claire semi-lobée qui la borde, et qui correspond au flanc doux.

La forme des dunes peut être également appréhendée à partir du nombre de points d'inflexion de leur crête (Fig. 40e), et du rayon de courbure associé aux arcs que limitent ces points d'inflexion (Fig. 40f). Le nombre de connexions correspond à celui des bifurcations sur une même crête dunaire.

### 2. Paramètres extrinsèques

La direction d'une dune correspond à la direction de la ligne passant par ses extrémités. Lorsque la vergence de la dune est claire (en sismique ou d'après la bathymétrie), l'azimut de migration de la dune, ou vergence, est défini comme orthogonal à cette direction. La distribution des directions de l'ensemble des dunes cartographiées est unimodale, répartie dans l'éventail 90-180° (Fig. 40c). Il n'y a pas de dunes orientées NE-SW. Le mode est vers 130°. Les dunes barkhanoïdes ont une direction moins dispersée, avec un pic vers 110°.

A cause de la pente du plateau continental, qui conduit à un approfondissement du profil transversal du banc de l'ordre de 30 m du nord au sud (80 km), la distribution de la profondeur moyenne des dunes<fnref n="2" /> est peu significative à l'échelle du banc. Pour cette raison, on définit l'indice bathymétrique moyen (Fig. 40d), qui corrige la bathymétrie par addition d'une valeur correspondant à un biais linéaire compris entre +15 m au Nord du banc et -15 m au Sud (ce qui permet de comparer du Nord au Sud du banc la position des dunes par rapport à sa crête).

La distribution de l'ensemble des indices bathymétriques dunaires montre un pic centré sur 152 m, soit le flanc du banc (Fig. 40d). Les dunes présentant un indice bathymétrique compris entre 115 et 130 m correspondent aux dunes qui recoupent la crête du banc. Ce sont pour la plupart des dunes du flanc est (Fig. 40d). Le flanc est présente également une plus importante population de dunes dans la plaine sédimentaire que le flanc ouest. Les dunes dans la plaine sont essentiellement isolées. Sur le flanc ouest, les dunes sont se situent essentiellement dans l'intervalle bathymétrique

<footnote n="1">¹ L'indice de sinuosité est un paramètre important, dans la mesure où l'évolution de dunes 2D vers des dunes 3D correspond à une augmentation de la force du courant (et plus spécifiquement du nombre de Froude, qui caractérise l'aptitude à la mobilisation du sédiment par le fluide [Allen, 1977 ; Costello et Southard, 1981 ; Boothroyd et Hubbard, 1975] in Berné, 1991). D'après Rhodes ([1992] in Dalrymple et Rhodes, 1995), la variabilité de l'amplitude dunaire le long de la crête croît avec la sinuosité des dunes.</footnote>

<footnote n="2">² C'est-à-dire : la moitié de la somme des profondeurs maximum et minimum au pied de la dune.</footnote>
correspondant au pied de banc (Fig. 40d).

<figure><img src="image_45.png" /><figcaption>Fig. 40 : Etudes de paramètres mesurés sur les dunes du Kaiser.</figcaption></figure>

b. Relation entre paramètres

- Localisation des types dunaires : Les dunes sont moins nombreuses sur le flanc ouest (39%), où elles constituent essentiellement des chaînes dunaires. Les dunes isolées barkhanoides représentent 33% de l'ensemble des dunes, et 81% des dunes du flanc est. Elles sont [1] plus basses bathymétriquement (Fig. 40d) et [2] de direction EW plus marquée (Fig. 40c).

- Longueur et sinuosité : La longueur des crêtes dunaires est proportionnelle à leur nombre de points d'inflexion (Fig. 40e). Cela met en évidence que les dunes 2D sinueuses sont nécessairement de grande taille. Ces très longues dunes 2D sinueuses des chaînes dunaires pourraient
représenter la somme de plus petites dunes soudées les unes aux autres. Cela expliquerait pourquoi les chaînes dunaires n'ont pas une amplitude nécessairement supérieure à celle des dunes isolées, et peu dépendante de leur longueur (Fig. 40). Cependant, l'indice de sinuosité est inversement proportionnel au rayon de courbure moyen, ce qui traduit l'absence de très grandes dunes barkhanoïdes (Fig. 40f).

**- Amplitude et profondeur** : Malgré une dispersion considérable des mesures, il semble que l'amplitude des dunes soit proportionnelle à leur indice bathymétrique. Les dunes de plus grande amplitude sont plutôt en haut de banc. La dune de plus grande amplitude (8 m) est située sur la crête du banc (Fig. 47). En revanche, les dunes barkhanoïdes présentes en pied de banc sont les grandes dunes de plus faible amplitude.

**- Direction et profondeur** : Les dunes ont globalement une direction liée à leur position sur le banc. Les dunes de haut de banc sont plutôt perpendiculaires au banc (N100°), alors que les dunes de flanc de banc sont obliques, voire sub-parallèles à sa crête (N180°).

Ces observations suggèrent (1) que le relief du banc a une influence sur la forme, la taille et l'orientation des dunes, et (2) que les paramètres régissant la dynamique sédimentaire sont différents de part et d'autre de la crête du banc.

## 2. RELATIONS ENTRE MORPHOBATHYMETRIE ET COUVERTURE SEDIMENTAIRE

### a. Importance de la profondeur

#### 1. Mise en évidence

L'amplitude et la direction des dunes dépend de leur profondeur. L'amplitude des grandes dunes et l'angle qu'elles forment avec la crête du banc augmentent du pied vers la crête du banc (Fig. 50), ce qui suggère une augmentation de la dynamique vers le sommet du banc. La répartition des faciès de haut de banc semblent également influencée par la profondeur : le faciès moucheté occupe la crête du banc dans la zone BS, alors que la partie basse de la crête est occupée par le faciès linéé, et que le faciès taché est surtout présent à la transition avec le domaine de flanc de banc (Fig. 48).

Le domaine de flanc de banc est dominé par une dynamique favorisant la formation ubiquiste de mégarides orientées N120° tandis que sur le domaine de haut de banc prévaut une dynamique qui engendre de petites dunes 2D *symétriques* orientées N20° (Fig. 46 et Fig. 47). La limite entre les deux zones dynamiques est à la même profondeur du Nord au Sud du banc. On observe un recouvrement de la zone à mégarides N120° par la zone à mégarides N20° (Fig. 47).

La limite entre la zone à mégarides de flanc de banc et les faciès de haut de banc est généralement marquée par la présence du faciès taché (Fig. 48). Elle est comprise entre les isobathes 135 m au nord du banc, et 155 m au Sud. Cet approfondissement correspond à celui du plateau continental, et ne signifie donc pas l'extension du domaine de haut de banc vers les flancs du banc du Kaiser au Sud de ce dernier.

#### 2. Continuité sédimentaire

La barrière dynamique entre les domaines de haut de banc et de flanc de banc ne déconnecte pas totalement la sédimentation dans les deux zones. Les variations de rétrodiffusion permettent de mettre en évidence le prolongement en haut de banc des aires de flanc de banc représentant des couloirs de transit sédimentaire important. C'est le cas par exemple, dans le Nord de la zone BS, vers N47°51'-W06°40', de la terminaison méridionale du grand ruban sableux axé N200° (comparer Fig. 47 et Fig. 49). Ce prolongement est caractérisé en haut de banc par une très faible rétrodiffusivité et des contours flous. Il correspondrait à une diminution de la granularité du fond.

La carte des domaines de faciès de la zone BS permet de faire plusieurs observations du même type, en particulier dans le Sud de la zone BS (N47°46,50'-W06°40,30'), au niveau du prolongement d'une chaîne dunaire dans le domaine de haut de banc par une aire de faciès moucheté (comparer Fig. 47 et Fig. 48). On remarque de même un "pontage" vers N47°52' entre les deux flancs du banc par une bande hectométrique de faciès moucheté et taché, disposée dans la continuité d'un ruban sableux du flanc ouest.

### b. Importance de la morphologie

Les rubans sableux sont fréquemment allongés parallèlement aux isobathes. Par exemple, leur direction passe de N175° au Nord de la zone S3 (partie nord du banc, d'axe N10°) à N190° au Sud de cette zone (partie sud du banc, d'axe N20° ; Fig. 44). Cela suggère un contrôle morphologique de la dynamique sédimentaire par le relief du banc. Ce contrôle morphologique est également mis en évidence à petite échelle par la disparition du faciès moucheté à l'aval d'une très grande dune 2D présente sur la crête du banc à N47°49' (comparer Fig. 47 et Fig. 48). A la place on observe une surface ovale uniforme, de forte rétrodiffusivité, interprétée comme une zone d'affouillement. Ceci peut s'expliquer par l'action des courants de retour à la base du flanc raide de la dune (voir Introduction), qui déblaieraient les petits placages sableux formant le faciès moucheté.

### c. Importance de l'orientation

L'Ouest du banc est caractérisé [1] par des rubans sableux sub-parallèles au banc dans le
domaine de flanc de banc et [2] par une prédominance du faciès moucheté dans le domaine de haut de banc (Fig. 46). A l'opposé, l'Est du banc, présente [1] dans le domaine de flanc de banc de grands amas sableux supportant des mégarides et des grandes dunes isolées, et [2] dans le domaine de haut de banc une prédominance du faciès linéé (Fig. 46).

Par ailleurs, la limite entre la zone haute à mégarides 2D symétriques N200° et la zone basse à mégarides 2D asymétriques N120° est localisée vers 130-140 m sur le flanc ouest du banc, et vers 140-150 m sur son flanc est (Fig. 51). Ces observations traduisent l'asymétrie de la dynamique sédimentaire entre les deux flancs du banc.

<figure><img src="image_46.png" /><figcaption>Fig. 41 : Carte d'assemblage des exemples d'images sonar Belgica 94.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_47.png" /><figcaption>Fig. 42 : Image multifaisceaux et carte morphobathymétrique de la zone 1 (Sédimanche 2).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_48.png" /><figcaption>Fig. 43 : Image multifaisceaux et carte morphobathymétrique de la zone 2 (Sédimanche 2).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_49.png" /><figcaption>Sédimanche 2 - Zone 3. A : mosaïque d'images EM1000. B : carte morphosédimentaire. Fond topographique : EM1000.
Projection : mercator. Géode : WGS 84. Latitude de projection : N 48°00'. Corps sédimentaires actifs : grisé = rubans ou amas sableux ; trait/flèches = crêtes dunaires (vergence et amplitude en m d'après les profils sismiques) ; croix = point de carottage.</figcaption></figure>

Fig. 44 : Image multifaisceaux et carte morphobathymétrique de la zone 3 (Sédimanche 2).
<figure><img src="image_50.png" /></figure>

Sédimanche 2 - Zone 4. A : mosaïque d'images EM1000. B : carte morphosédimentaire. Fond topographique : EM1000.
Projection : mercator. Géoïde : WGS 84. Latitude de projection : N 48°00'. Corps sédimentaires actifs : grisé = rubans ou amas sableux; trait/flèches=crêtes d'unaires (vergence et amplitude (en m) d'après les profils sismiques); croix=point de carottage.

<caption>Fig. 45 : Image multifaisceaux et carte morphobathymétrique de la zone 4 (Sédimanche 2).</caption>
<figure><img src="image_51.png" /></figure>

<figure><img src="image_52.png" /></figure>

<figure><img src="image_53.png" /><figcaption>Fig. 46 : Cartographie de la zone nord - Belgica 94.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_54.png" /><figcaption>Fig. 47 : Carte morphosédimentaire de la zone sud - Belgica 94.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_55.png" /><figcaption>Fig. 48 : Carte des facies acoustiques de la zone sud - Belgica 94.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_56.png" /><figcaption>Fig. 49 : Carte des variations de rétrodiffusivité dans la zone sud - Belgica 94.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_57.png" /><figcaption>Fig. 50 : Carte d'assemblage - éléments morphosédimentaires du banc du Kaiser (bathymétrie, corps sableux).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_58.png" /><figcaption>Fig. 51 : Carte d'assemblage - domaines sédimentaires du banc du Kaiser.</figcaption></figure>
## 2. ETUDE DES PRELEVEMENTS SEDIMENTAIRES

Avec seulement douze sites de prélèvement pour étudier un secteur de 400 km², deux approches différentes ont été nécessaires. La première consiste en une étude des premiers centimètres de la couverture sédimentaire échantillonnée à la benne. La seconde est fondée sur la reconnaissance des dépôts en profondeur par carottage, dans le but (1) de reconnaître l'évolution de la dynamique superficielle, et (2) éventuellement d'identifier les dépôts sous-jacents.

### A. LITHOLOGIE

Lors de la mission Belgica 94, six prélèvements à la benne ont été effectués dans la zone BN (Fig. 51), dans le but : [1] de valider la lithologie proposée à l'issue de l'étude des sonogrammes, et [2] de confronter les données (principalement granulométriques) avec des chroniques du courant au voisinage du fond, afin d'identifier la cause et la fréquence des transports sableux. Les échantillons sont prélevés sur un profil transversal du banc, ce qui les rend a priori comparables du point de vue de la dynamique liée au relief du banc, sans que n'intervienne la variabilité longitudinale. Le tableau ci-dessous résume les caractéristiques des sites d'impact :

<table><thead><tr><td>n° benne</td><td>position GPS</td><td>loc./prof.</td><td>site acoustique</td><td>rétrodiffusivité</td></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>N48°05,40' W06°35,55'</td><td>flanc ouest -151 m</td><td>zone interdunaire, à 400m des dunes les plus proches</td><td>forte</td></tr><tr><td>2</td><td>N48°05,51' W06°35,32'</td><td>flanc ouest -150 m</td><td>zone dunaire, à 75m de la dune la plus proche</td><td>moyenne à faible</td></tr><tr><td>3</td><td>N48°05,82' W06°33,51'</td><td>haut de banc -123 m</td><td>faciès linéé + mégarides symétriques à 300m d'importants placages sableux</td><td>forte</td></tr><tr><td>4</td><td>N48°05,29' W06°33,53'</td><td>haut de banc -130 m</td><td>transition faciès moucheté/linéé + mégarides symétriques</td><td>faible</td></tr><tr><td>5</td><td>N48°05,04' W06°32,49'</td><td>flanc est -140 m</td><td>zone dunaire, transition mégarides (flanc de banc) /faciès linéé (haut de banc)</td><td>forte</td></tr><tr><td>6</td><td>N48°04,62' W06°32,08'</td><td>flanc est -148 m</td><td>zone à rubans sableux + mégarides (100m du ruban le plus proche)</td><td>moyenne</td></tr></tbody></table>

### 1. CONTENU DU SEDIMENT

- Benne n°1 (flanc ouest, zone interdunaire) : Le sédiment de la benne n°1 est un sable bioclastique hétérogène, de couleur gris foncé. Des graviers de socle et des coquilles sont enchâssés dans l'interface eau-sédiment, qui semble être une surface affouillée. Cela suggère (1) un vannage sédimentaire, et (2) un non-dépôt temporaire. De nombreuses traces de bioturbations (annélides polychètes) sont également présentes. La fraction inférieure à 0,5 mm comprend essentiellement des Foraminifères.

- Benne n°2 (flanc ouest, zone dunaire) : Il s'agit d'un sable de grain moyen à grossier, de couleur ocre, fortement bioclastique, avec de nombreuses coquilles fraîchement brisées. La malacofaune bien préservée est également abondante, ainsi que des tubes d'annélides polychètes. Les débris coquilliers semblent plus frais, avec des brisures plus nettes que dans la benne n°1.

- Benne n°3 (haut de banc, faciès linéé) : A l'ouverture de la benne, une coupe dans le sédiment révèle la présence d'un litage décimétrique, souligné par plusieurs niveaux centimétriques grossiers, contenant des graviers de socle. Entre ces niveaux, on retrouve une malacofaune abondante. Le dépôt sommital est constitué d'une couche de 5 cm de sable plus fin et plus homogène, contenant des tubifites. L'interface eau-sédiment est compacte, et semble avoir subi un vannage important.

- Benne n°4 (haut de banc, faciès moucheté) : Le contenu de la benne est un sable bioclastique graveleux homogène, présentant une abondante malacofaune.

- Benne n°5 (zone transitionnelle haut de banc/flanc est) : La benne contient un sable bioclastique grossier très homogène. C'est un sédiment qui semble essentiellement monogénique. Il est très bien lavé, non bioturbé. Les débris coquilliers sont millimétriques à pluricentimétriques, mais on trouve également de nombreuses coquilles entières, principalement des Bivalves.

- Benne n°6 (flanc est, zone à mégarides) : Il s'agit d'un sable bioclastique homogène moyen à fin, contenant des organismes entiers, surtout des Pecten et des Coraux. Par endroits, le sédiment est lié par une boue carbonatée. On observe peu de bioturbations.
<figure><img src="image_59.png" /><figcaption>Fig. 52 : Contenu litho-biologique des bennes B1 à B3.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_60.png" /><figcaption>Fig. 53 : Contenu litho-biologique des bennes B4 à B6.</figcaption></figure>
## 2. TYPES LITHOLOGIQUES

Pour chaque ensemble granulométrique<fnref n="1" />, on a étudié la répartition des éléments à la loupe binoculaire sur un échantillon de 1 kg (Fig. 52 et Fig. 53). Le domaine de haut de banc (échantillons B3 et B4) est caractérisé par des sédiments à population lithoclastique plus abondante dans les fractions grossières que les sédiments de flanc de banc. L'abondance relative en minéraux lourds (non déterminés) confirme cette observation (Fig. 54). La malacofaune est bien préservée (formes entières), et correspondrait à des thanatocénoses faiblement transportées. Il semble que la bioturbation soit corrélée avec la présence plus abondante de lithoclastes dans les graviers et sables très grossiers. Pour ce caractère, l'échantillon B1, prélevé au pied du flanc ouest du banc, peut être rapproché des échantillons de haut de banc. La lithologie du domaine de flanc de banc reflète l'opposition est/ouest observée sur les sonogrammes : les échantillons B5 et B6, prélevés sur le flanc est, sont plus carbonatés et moins bioturbés, tandis que les échantillons B1 et B2, prélevés sur le flanc ouest, sont moins carbonatés et plus bioturbés (Fig. 54). Vis-à-vis de la bioturbation, la partition est/ouest pourrait être étendue au domaine de haut de banc : l'échantillon B3 est plus bioturbé que l'échantillon B4. L'échantillonnage est cependant trop peu représentatif pour permettre d'établir cette partition avec certitude.

<figure><img src="image_61.png" /><figcaption>Fig. 54 : Calcimétrie et répartition qualitative des minéraux lourds dans les sédiments des bennes Belgica 94.</figcaption></figure>

Deux types lithologiques sont distingués : (1) un type "bioclastique", représenté par les échantillons B5, B6 et B2 ; (2) un type "détritique", représenté par les échantillons B3, B4 et B1. Le type "bioclastique" caractérise un sédiment plus mobile (car moins bioturbé, et contenant des bioclastes aux brisures fraîches), et plus riche en CaCO3. Le type "détritique" caractérise un sédiment moins mobile (plus bioturbé, et contenant de grandes coquilles entières) et moins riche en CaCO3.

## 3. ANALYSE GRANULOMETRIQUE

L'analyse granulométrique permet de préciser la typologie lithologique, en distinguant 3 types granulométriques parmi les sédiments échantillonnés (Fig. 55) :

- **Flanc de banc, type dunaire**<fnref n="2" /> (B2 et B5). La distribution granulométrique du type dunaire est attribuée à un vannage des fractions fines, qui produit un décalage du mode vers les plus grandes tailles. Ce processus de tri granulométrique est commun sur le flanc doux des dunes hydrauliques, et le sédiment de la benne n°5, très "lavé", exempt de bioturbations et de malacofaune, traduit bien cette dynamique dunaire.

- **Pied de banc, type non-dunaire**<fnref n="3" /> (B1 et B6). Par rapport au type dunaire, le mode décalé vers les petites tailles reflèterait soit un enrichissement en sable fin, soit à l'absence de vannage. La deuxième hypothèse doit être rejetée pour l'échantillon B1, qui présente (1) à l'interface eau-sédiment des graviers enchâssés dans un sable bioturbé et légèrement induré, et (2) une granularité homogène sur la totalité de l'épaisseur prélevée (20 cm). La fraction fine serait allochtone, comme le suggère la présence de deux pics modaux dans l'échantillon B1 : celui des sables fins résulterait d'un apport extérieur, celui des sables très grossiers et graviers caractériserait la matrice autochtone. Cet apport pourrait être expliqué par la résédimentation de sables fins et très fins transportés en suspension. Néanmoins, les deux fractions du sédiment auraient la même source, comme le suggère l'évolution texturale normale des grains de quartz (Fig. 56).

<footnote n="1">¹ A l'exception des silts et des argiles, quasi-inexistants dans ces sédiments.</footnote>

<footnote n="2">² Fig. 55 : Le classement est moyen, c'est-à-dire entre 0,71 et 1 $\phi$ selon Folk et Ward (1957), et l'indice d'asymétrie voisine de zéro. Le mode, très représenté (>20%) est centré sur les sables moyens-grossiers (B2), ou décalé vers les sables grossiers-très grossiers (B5). Dans ces sédiments, le pic modal est très élevé (>20%).</footnote>

<footnote n="3">³ Fig. 55 : Le classement, compris entre 1 et 1,5 $\phi$, est moins bon que pour les sédiments de type dunaire. Le mode est dans les sables fins. L'indice d'asymétrie est négatif, voisine de -0,4 $\phi$, ce qui confirme que les fractions fines sont plus représentées que les fractions grossières.</footnote>
<figure><img src="image_62.png" /><figcaption>Fig. 55 : Analyse granulométrique des sédiments contenus dans les bennes Belgica 94.</figcaption></figure>
- Haut de banc<fnref n="1" /> (B3 et B4). Ce type serait caractérisé par (1) une absence de tri, suggérant une mobilité faible du sédiment, et (2) un non-dépôt, voire une érosion des sables fins et très fins, comme le suggèrent les traces de vannage à l'interface eau-sédiment, ce qui permettrait d'expliquer la faible abondance relative en sables fins des sédiments de haut de banc. Le fort pourcentage d'éléments de diamètre supérieur à 15 mm est expliqué par la présence d'une faune de grands bivalves intacts.

Outre la distinction flanc de banc/haut de banc déjà perçue dans les types lithologiques, il semble qu'il y ait une relation étroite entre la profondeur et la signature granulométrique des sédiments du Kaiser. Des telles corrélations ont souvent été remarquées au droit de bancs tidaux actifs (Van Veen, 1936 ; Smith, 1970 ; Chakhotin et al., 1972 ; Antia, 1993 ; Davis et al., 1993 ; Trentesaux, 1993). Sur le banc du Kaiser, on peut distinguer en flanc de banc les sédiments les plus éloignés de la crête, enrichis en sables fins (B1 et B6 ; Fig. 55), et les sédiments les plus proches de celle-ci, où les sables fins seraient vannés (B2 et B5 ; Fig. 55). En outre, cette zonation granulométrique du flanc de banc accrédite l'idée, formulée d'après la répartition des amplitudes dunaires, que la dynamique dunaire est plus intense sur le flanc du banc, qui serait une zone de non-dépôt des sables fins, que sur le pied du banc où dans la zone inter-bancs où ils sont présents.

<figure><img src="image_63.png" /><figcaption>Fig. 56 : Morphoscopie des grains de quartz contenus dans le bennes Belgica 94.</figcaption></figure>

## B. SUBSURFACE

### 1. PRESENTATION DES CAROTTES

#### a. Composition lithologique générale

Les carottes ont été ouvertes et décrites à bord (Fig. 57). L'aspect du sédiment à l'ouverture des carottes est globalement comparable à celui des bennes de la mission Belgica 94. Il s'agit d'un sable majoritairement bioclastique, moyen (KS03) à grossier (KS04 à KS08), de couleur beige clair à roux, localement lié au niveau de passées décimétriques par une boue carbonatée (Fig. 57). Qualitativement, la granularité du sédiment augmente du Sud (KS03) au Nord du banc, ce qui est cohérent avec les résultats de Bouysse et al. (1979), et reflète la corrélation entre l'augmentation de l'énergie hydrodynamique et la diminution de la tranche d'eau.

Le sédiment présente une lithologie assez homogène, sans discontinuité interne majeure de la base au sommet des carottes. Cela suggère que les carottages dont la cible étaient les dépôts de la vallée du Kaiser n'ont pas traversé les sédiments superficiels. Pour les carottes visant à échantillonner des unités internes du banc, il est difficile de savoir si l'homogénéité observée exprime la similitude et la continuité entre les dépôts du banc et les sédiments superficiels, ou si ces derniers n'ont pas été traversés. En effet, la résolution du signal sismique est de l'ordre de grandeur des épaisseurs carottées. Cependant, l'étude des structures internes du banc, présentée dans la deuxième partie de ce travail, permet de retenir plutôt la deuxième hypothèse.

La malacofaune est très abondante dans la carotte KS07, prélevée sur le flanc ouest en pied de banc, de même que dans la carotte KS04, prélevée en haut de banc (Fig. 51). Elle est en revanche absente dans la carotte KS06, prélevée au sein d'un système dunaire de flanc de banc (Fig. 44). Il y a donc de ce point de vue une bonne correspondance avec le schéma sédimentaire proposé pour les échantillons Belgica 94 : la carotte KS04 correspondrait au type "haut de banc", tandis que la carotte KS06 correspond au "type dunaire". Cependant, cette extrapolation des types lithologiques en profondeur est peu fiable, à cause des hétérogénéités de structure des carottes.

<footnote n="1">¹ Fig. 55 : Le classement est mauvais ($1<\text{S}_0<2$). De même que pour le type dunaire, le mode de ces sédiments est dans les sables grossiers, et l'indice d'asymétrie faiblement négatif.</footnote>
<figure><img src="image_64.png" /><figcaption>Fig. 57 : Logs des carottes Sédimanche 2.</figcaption></figure>

## b. Hétérogénéités de structure

### 1. Dépôt de couverture

Les carottes ne montrent pas vraiment de structures sédimentaires, mais plutôt un découpage en deux niveaux principaux : elles sont constituées dans leur partie inférieure par un sédiment grossier de couleur fauve contenant beaucoup d'éléments bioclastiques reconnaissables, et présentent en leur sommet un dépôt plus fin, de couleur plus claire, et exempt de malacofaune (Fig. 57). Ce dépôt n'est absent que dans la carotte KS04. A profondeur égale, son épaisseur semble contrôlée par la topographie : elle atteint 50 cm dans un espace interdunaire du flanc ouest (KS06),
et à peine 5 cm sur le flanc doux d'une grande dune du flanc est (KS05). L'hypothèse selon laquelle
le dépôt fin de couverture est un artefact du carottage, et représente le transfert de la fraction fine
vers le haut de la carotte lors de la pénétration du tube, a été rejetée. On conçoit mal, en effet,
comment des quantités si variables de sables fins pourraient être extraites d'un volume carotté
relativement constant dans un sédiment peu hétérogène.

2. Lítage

A l'intérieur du corps principal de certaines carottes, des passées centimétriques de graviers ou de sables de couleurs légèrement différentes soulignent un discret "litage" (KS04 et KS05 ; Fig. 57). Parfois, ce litage est marqué par une plus grande abondance de la matrice carbonatée. Bien qu'il ne semble pas présenter de déformation artificielle en bordure de carotte, il est difficile d'assimiler la faible pente de 2-3° de ces structures à celle de lits d'avalanche présents au front des dunes. En effet, (1) c'est une pente trop faible, et (2) on retrouve ce litage en haut de banc dans des zones dépourvues de dunes (KS04 ; Fig. 44).

2. DONNEES PALEONTOLOGIQUES (QUATERNAIRE)

a. Composition

L'analyse palynologique n'a permis d'identifier que quelques dinoflagellés non caractéristiques, et n'a isolé aucun pollen. Cela suggère : [1] soit un non-dépôt (comme pour la fraction silto-argileuse), [2] soit un fort lavage des sables (conduisant à l'abrasion et à l'oxydation de la matière organique molle). Les autres groupes donnent les résultats suivants :

1. Les Foraminifères

Très peu de formes planctoniques, mais beaucoup de formes benthiques néritiques, sont observées à la base des carottes. Cela correspondrait à une sédimentation dans une tranche d'eau beaucoup plus faible qu'actuellement. Par ailleurs, des espèces d'âge pliocène ont été mises en évidence. Ceci implique : [1] soit que l'association de foraminifères s'est déposée in situ lors d'un bas niveau marin relatif ; [2] soit que le sédiment qui les contient provient des zones côtières et a été remanié. Dans ce cas, il peut également être ancien, mais l'inversion planctoniques/benthiques observée n'est alors pas caractéristique d'une chute du niveau marin.

2. Les Crustacés

Ostracodes. - Le diamètre moyen des carapaces d'ostracodes adultes pour les espèces du Quaternaire étant compris entre 150 mm et 2 mm, les échantillons analysés (>125 mm) sont représentatifs du contenu initial en ostracodes du sédiment. Les carottes contiennent très peu de carapaces d'ostracodes. Les espèces représentées correspondent à une microfaune très commune sur le littoral atlantique et sont connues dès la base du Quaternaire. Il y a donc un décalage bathymétrique important entre le site du Kaiser et la zone de production des ostracodes. Comme les carapaces sont abimées, roulées, voire cassées, on peut supposer qu'une fraction du sédiment est importé de secteurs plus proximaux de la plateforme.

Cirripèdes. - Cette faune est représentée par les restes de très nombreux spécimens de plusieurs espèces, dont *Balanus crenatus*, *Verruca (Verruca) stroemia*, et *Chiroma (Chiroma) hameri*. L'association de ces trois espèces est absente de nos jours en Manche. Elle s'y est développée néanmoins au Plio-Pléistocène. Actuellement, les colonies de *Chiroma (Chiroma) hameri*, connues le plus près du banc du Kaiser sont en mer d'Irlande, ce qui n'exclut pas la possibilité (1) soit d'avoir découvert une colonie plus méridionale, (2) soit que l'association mise en évidence soit allochtone. Néanmoins, la couleur orangée de nombreuses pièces de *Balanus crenatus* observées contraste avec celle des *Balanus crenatus* vivants, ces derniers étant d'un blanc éclatant. Ceci est à rapprocher des colorations associés à l'abondante fraction bioclastique orangée, interprétée comme les "sables roux" weichséliens de la plateforme distale (voir Chapitre 1). Il est donc probable que l'association soit constituée de carapaces pré-holocènes remaniées.

3. Echinodermes

Les espèces déterminées sont les suivantes : [1] *Echinocyamus pusillus*. C'est un petit oursin, de 8 mm de diamètre environ chez les formes adultes, qui est caractéristique du maërl circalittoral des côtes bretonnes (Koehler, 1921). Il vit habituellement dans les milieux à débris coquilliers, entre 20 et 40 m de fond. On peut le trouver néanmoins jusqu'à 150 m. [2] *Spatangus purpureus*. Un seul fragment est clairement attribuable à cet oursin, qui vit entre 40 et 50 m au large des Glénans et de l'île de Herm (Koehler, 1921). [3] *Echinocardium cordatum*. C'est un oursin de vasière, qu'on trouve en Aquitaine et en Manche à des profondeurs de 15-20 m (Koehler, 1921). [4] *Sphaerechinus granularis*. Cet oursin régulier est plus abondant à la base des carottes, sans qu'on puisse expliquer ce fait. C'est une espèce qui vit dans les sables vaseux de la côte aquitaine. On le trouve à partir de quelques mètres de profondeur jusqu'à 20-30 m (Koehler, 1921).
<table><thead><tr><th></th><th>0-20</th><th>20-40</th><th>40-60</th><th>60-80</th><th>80-100</th><th>100-120</th><th>120-140</th><th>140-160</th><th>160-180</th><th>180-200</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="11"><strong>GASTEROPODES</strong></td></tr><tr><td>Architectoni</td><td></td><td></td><td></td><td>4?</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Balcis alba</td><td>4?</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Balcis crosseana</td><td></td><td>5</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Bittium reticulatum</td><td></td><td></td><td>6</td><td></td><td>6</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Buccinum undatum</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>8?</td><td></td><td>6</td></tr><tr><td>Calliostoma zizyphinium</td><td>3</td><td>5</td><td>5?8</td><td></td><td>78</td><td></td><td>5</td><td>68</td><td></td><td>6?</td></tr><tr><td>Cantharus do</td><td></td><td>5</td><td>3?5?</td><td></td><td></td><td></td><td>5?</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Gibbula cineraria</td><td>4 (juv)</td><td>5</td><td></td><td></td><td>8</td><td></td><td></td><td>68</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Gibbula tumida</td><td>8</td><td>5</td><td>5</td><td>5</td><td>8</td><td></td><td>5</td><td>8</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Nassarius reticulatus</td><td>58</td><td>5</td><td>4</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>68</td><td></td><td>6</td></tr><tr><td>Natica sp.</td><td></td><td>5 (juv)</td><td></td><td></td><td>7 (juv)</td><td></td><td>5</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Ocenebra sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>8</td><td></td><td>5?</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Scala mesogon.</td><td></td><td>7</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Turritella sp.</td><td></td><td></td><td></td><td>5</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td colspan="11"><strong>ECHINODERMES</strong></td></tr><tr><td>Cidaridae</td><td>3</td><td></td><td></td><td></td><td>7</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Echinocyamus pusillus</td><td>47</td><td>56</td><td>56</td><td>5</td><td>78</td><td></td><td>5</td><td>8</td><td></td><td>6</td></tr><tr><td>Echinodardium cordatum</td><td>3467</td><td>5</td><td>3</td><td>5</td><td></td><td></td><td>5</td><td></td><td></td><td>6</td></tr><tr><td>Spatangus purpureus</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>5</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Sphaerechinus granularis</td><td></td><td></td><td></td><td>4</td><td>8</td><td></td><td>5</td><td>8</td><td></td><td>6</td></tr><tr><td>oursin régulier indét.</td><td>345</td><td>45</td><td>456</td><td>5</td><td>6</td><td></td><td>6</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>oursin irrégulier indét.</td><td>46</td><td></td><td>6</td><td>4</td><td></td><td></td><td>56</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td colspan="11"><strong>OSTRACODES</strong></td></tr><tr><td>Aurilla convexa</td><td>4</td><td>6</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Eucythera cf. declinis</td><td></td><td>6</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Heterocuthereis cf. albomaculata</td><td>4</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Hirshmania tamarindus</td><td></td><td>6</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Loxoconcha sp.</td><td>48</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>8</td><td></td><td></td></tr><tr><td colspan="11"><strong>BIVALVES</strong></td></tr><tr><td>Anomia (A.) ephippium (L.)</td><td>3</td><td>35</td><td>20-jun</td><td>38</td><td>6?8</td><td>5</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Anomia (Monia) patelliformis (L.)</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>6</td></tr><tr><td>Anomia sp.</td><td>7</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Anomiidae indét.</td><td>34</td><td>3</td><td></td><td>3</td><td></td><td></td><td></td><td>6</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Barbatia (B.) barbata (L.)</td><td></td><td>3</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Bathyarca petunculoides (Scacchi)</td><td></td><td></td><td></td><td>4</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Cardiidae indét.</td><td>5</td><td></td><td>56</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Chlamys (Aequipecten) opercularis (Ch.)</td><td></td><td></td><td>6</td><td>6</td><td>6</td><td></td><td>6</td><td>6</td><td></td><td>6</td></tr><tr><td>Chlamys (Aequipecten) opercularis (L.)</td><td>34578</td><td>34578</td><td>3478</td><td>4578</td><td>578</td><td>58</td><td>58</td><td>8</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Chlamys (C.) islandica (Müller)</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Chlamys (C.) varia (L.)</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>8</td><td></td><td>5</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Chlamys sp.</td><td>78</td><td>3</td><td>4</td><td></td><td>7</td><td>8</td><td>8</td><td>8</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Clausinella fasciata (Da Costa)</td><td>7</td><td></td><td>8</td><td>48</td><td>8</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Glycymeris (G.) glycymeris (L.)</td><td></td><td></td><td>48</td><td>48</td><td>8</td><td>8</td><td>8</td><td>8</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Glycymeris (G.) sp.</td><td>4</td><td>5</td><td>5</td><td>45</td><td></td><td></td><td>56</td><td>8</td><td></td><td>6</td></tr><tr><td>Goodalia triangularis (Mtg.)</td><td>5</td><td></td><td>6</td><td>5</td><td>7</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>6</td></tr><tr><td>Gouldia (G.) minima (Mtg.)</td><td>4</td><td>348?</td><td>4568</td><td>458</td><td>56?78</td><td>5</td><td>6</td><td>6</td><td>6</td><td>6</td></tr><tr><td>Gregariella sp.</td><td></td><td>3?</td><td></td><td>7</td><td>7</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Heterodonta indét.</td><td></td><td></td><td>6</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Hiatella (H.) arctica (L.)</td><td>3458</td><td>5</td><td>356</td><td>34</td><td></td><td></td><td>5</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Hiatella (H.) rugosa (L.)</td><td></td><td></td><td>3?</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Hiatella (H.) sp.</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>6</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Limaria inflata (Chemn.)</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>6?</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Limatula subauriculata (Mtg.)</td><td>7</td><td></td><td></td><td>4</td><td></td><td></td><td>5</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Macoma sp.</td><td>7</td><td>7</td><td>7</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Mactra (M.) sp.</td><td></td><td></td><td>8</td><td>78</td><td>78</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Mytilidae indét.</td><td></td><td>7</td><td>8</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Nucula sp.</td><td></td><td>3</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Ostrea (O.) edulis (L.)</td><td>45</td><td>7</td><td>4</td><td>4</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Ostrea sp.</td><td>8</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Palliolum (Delectopecten) similis (Laskey)</td><td>4</td><td></td><td></td><td>4</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Plagiocardium (Papillicardium) papillosum (Poli)</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>8</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Pododesmus (Heteranomia) squamulus (L.)</td><td>3</td><td>3</td><td>34</td><td>5</td><td>78</td><td></td><td>5</td><td>8</td><td></td><td>6</td></tr><tr><td>Spisula (S.) solida (L.)</td><td>35</td><td>357</td><td>358</td><td>58</td><td>58</td><td>58</td><td>568</td><td>8</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Spisula (S.) sp.</td><td>5</td><td>5</td><td>368</td><td></td><td>6</td><td></td><td>6</td><td></td><td>6</td><td></td></tr><tr><td>Spisula (S.) subtruncata (Da Costa)</td><td></td><td></td><td>6</td><td></td><td>6</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Striarca lactea (L.)</td><td></td><td></td><td></td><td>5</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Tapetinae indét.</td><td>57</td><td>5</td><td>58</td><td>8</td><td>8</td><td>8</td><td>58</td><td>8</td><td></td><td>6</td></tr><tr><td>Tellinidae indét.</td><td>7</td><td></td><td>3</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td>6</td></tr><tr><td>Timoclea (T.) ovata (Penn.)</td><td>347</td><td>34578</td><td>34568</td><td>3568</td><td>5678</td><td>568</td><td>568</td><td>68</td><td>6</td><td>6</td></tr><tr><td>Veneridae indét.</td><td>8</td><td></td><td></td><td></td><td>6</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Venus (V.) casina (L.)</td><td></td><td>5?</td><td>38?</td><td>8?</td><td>8?</td><td></td><td></td><td>6</td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

Fig. 58 : Liste des espèces relatives aux groupes les plus représentés dans les carottes Sédimanche 2.

Chaque chiffre indique la présence d'une espèce à une profondeur (abscisse, cm) dans la carotte correspondante.

Ex : *Nassarius reticulatus* est un gastéropode qu'on trouve dans les carottes KS05 et KS08 à la profondeur 0-20 cm.
C'est une faune actuelle d'oursins fouisseurs de sable (Fig. 58). Les associations en présence sont peu diversifiées. La totalité des espèces est commune dans la zone haute infralittorale. Seul *Echinocyamus pusillus* peut vivre sur le banc du Kaiser. C'est probablement pourquoi il est ubiquiste dans les carottes Sédimanche 2. De plus les *Echinocyamus pusillus* observés sont blancs, et pas jaunâtres comme souvent dans les zones vaseuses, où des sédiments silteux colmatent la microporosité structurale de leur test. Ces oursins peuvent donc être autochtones. Outre leur petite taille qui les rend moins sensibles à l'usure, cela expliquerait pourquoi les *Echinocyamus pusillus* sont plus souvent entiers. Une autre explication serait d'envisager le transport en bloc de toute l'association infralittorale vers les zones plus profondes, avec "lavage" en chemin des *Echinocyamus pusillus* (D. Néraveau, comm. pers.).

### 4. Gastéropodes

Les Gastéropodes observés correspondent également à un assemblage allochtone, dans la mesure où il s'agit d'une association sub-actuelle infralittorale de rochers (Fig. 58). Le milieu de vie des espèces est résumé dans le tableau ci-après (Bouchet et al., 1978) :

<table><thead><tr><td>Espèces</td><td>Milieu de vie</td><td>Profondeur</td></tr></thead><tbody><tr><td>Gibbula tumida</td><td>graviers</td><td>10-100m</td></tr><tr><td>Gibbula cineraria</td><td>algues et blocs</td><td>infralittoral</td></tr><tr><td>Buccinum undatum</td><td>graviers et blocs</td><td>infralittoral</td></tr><tr><td>Ocenebra sp.</td><td>blocs</td><td>infralittoral</td></tr><tr><td>Natica sp.</td><td>sables</td><td>infralittoral</td></tr><tr><td>Turritella sp.</td><td>sables</td><td>infralittoral</td></tr><tr><td>Balcis alba</td><td>sables</td><td>20m</td></tr><tr><td>Balcis crosseana</td><td>blocs</td><td>infralittoral</td></tr><tr><td>Bittium reticulatum</td><td>prairie de zoostères et algues</td><td>médio-infralittoral</td></tr><tr><td>Nassarius reticulatus</td><td>sables et graviers</td><td>médio-infralittoral</td></tr><tr><td>Calliostoma zizyphinum</td><td>algues et blocs</td><td>infralittoral (80m)</td></tr></tbody></table>

On trouve les mêmes espèces dans toutes les carottes et à tous les niveaux. Comme en outre les couleurs et les ornementations initiales sont conservées dans les espèces observées, et que certains spécimens sont d'aspect très frais (pas d'épifaune), cela tend à prouver que le dépôt et l'enfouissement des sables carottés est récent et rapide, de l'ordre de quelques mois à quelques années.

### 5. Bivalves<fnref n="1" />

**Présence de faune juvénile.** - En raison de la petitesse moyenne des spécimens observés, ainsi que de leur état souvent très fragmenté, la détermination spécifique des bivalves n'a pas toujours été possible. Parmi les espèces observées (Fig. 58), rares sont celles qui conservent à l'âge adulte une taille millimétrique (*Limatula subauriculata*, *Goodallia triangularis*, *Bathyarca pectunculoides*). La grande majorité des valves est donc composée de stades juvéniles (prodissoconque parfois conservée), et *Pododesmus squamulus* constitue l'espèce prédominante. Bien que quelques spécimens soient très usés, l'ensemble de la faune est d'aspect frais, comme en témoigne le foraminifère encroûtant *Homotrema cf. Rubrum* (détermination Ch. Perrin ; A. Rage, comm. pers.), fixé sur les quelques rares grandes valves de taille pluricentimétrique (*Chlamys*, *Glycymeris*).

**Hypothèse allochtone.** - Une nette oligospécificité (15 à 22 taxons par carotte) au regard de la grande richesse en individus, témoigne d'un tri sélectif qui serait alors dû au transport des coquilles par des courants marins. De plus, la présence très fréquente d'épizoaires (bryozoaires et serpules) sur les *Pecten* laisse penser qu'on est en présence de coquilles ayant longuement séjourné sur le fond marin. En outre, certaines espèces actuelles ne sont pas connues aujourd'hui dans la région du banc du Kaiser, comme par exemple *Chlamys cf. islandica* et *Macoma* sp. [KS07], qui présente un caractère boréal (Glémarec, 1978). Ces espèces, au vu de leur couleur fauve, de leur degré d'usure, de leur densité, et de leur taille pluricentimétrique, semblent appartenir à la même population que des espèces cosmopolites telles que *Chlamys opercularis*, *Anomia ephippium*, *Gregariella* sp. (KS07). Cela suggère que cette association, si elle est actuelle, vient du Nord.

**Hypothèse autochtone.** - Cependant, toutes ces espèces sont connues au Flandrien, et on ne peut exclure qu'une partie soit héritée *in situ* de la dernière période glaciaire, comme le suggère la présence de coquilles de couleur fauve à brune, anomalie déjà mentionnée pour les cirripèdes, qui

<footnote n="1">¹ Pour des raisons d'antériorité, on utilise la dénomination de Linné ([1758], A. Rage, comm. pers.), qui fait état du terme *Bivalve*, les termes *Lamellibranche* et *Pélécypode* étant plus tardifs.</footnote>
caractériserait l'altération en domaine vaseux attribuée par Hinschberger au Weichsélien (in Auffret, 1983). Par ailleurs, *Barbatia barbata* (il s'agit, du point de vue de la classification, de *Arca tetragona*), mélangée dans KS03 à des cirripèdes et des foraminifères présentant la même couleur fauve, est un indicateur de climat méditerranéen, et ne vécut en Manche que jusqu'à la fin du Pliocène (Lauriat-Rage, 1986). La population de couleur fauve pourrait donc résulter de la concentration d'éléments organogènes d'âges variés (Pliocène et Quaternaire) non détruits par l'abrasion marine.

En conclusion, la variabilité des couleurs et du degré d'usure des spécimens de Bivalves rencontrés, ainsi que le mélange d'espèces épibiontes et endobiontes<fnref n="1" />, à caractère infralittoral (*Spisula solida*, *Venus casina*, *Glycymeris glycymeris*) et circalittoral (*Pododesmus squalamus*, *Timoclea ovata*) constituent des arguments en faveur d'un mélange important d'espèces d'âges et de biotopes différents.

## b. Interprétation

Les Bivalves représentent la plus grande partie de la macrofaune, les autres composants étant, par ordre d'abondance décroissante, les Bryozoaires, les Crustacés Cirripèdes, les Serpules, les Gastéropodes et les Echinides. La microfaune est représentée essentiellement par les Foraminifères, les Ostracodes étant rares.

### 1. Mélange d'espèces d'âges et de biotopes différents

Plusieurs sources faunistiques sont présentes dans les sédiments carottés. On distingue : [1] la prédominance de formes côtières très fraîches (Echinides, Gastéropodes, Bivalves, Ostracodes...), nécessairement récentes et allochtones ; [2] la présence de formes boréales de couleur fauve (Bivalves, Cirripèdes, Foraminifères) ; [3] la présence, plus rare, d'espèces pliocènes marines, particulièrement des Foraminifères et des Bivalves actuellement restreints au domaine méditerranéen. Aucune faune moderne exclusivement typique de la plateforme profonde n'est présente dans le sédiment. Cela confirmerait que la bioturbation observée dans les sédiments superficiels est exclusivement le fait d'organismes mous, principalement des annélides dont les tubes ont été observés à l'ouverture des bennes.

Aucune évolution stratigraphique n'est reconnue à l'intérieur des carottes étudiées, et toutes les faunes sont mélangées. Cette homogénéisation du sédiment superficiel sur plusieurs mètres serait récente, dans la mesure où des formes actuelles fragiles (Echinides ou Bivalves juvéniles) sont présentes à la base comme au sommet des carottes. La présence de faunes côtières modernes est en accord avec les transports sédimentaires actuels, qui sont dirigés des côtes vers le rebord du plateau continental.

### 2. Espèces d'origine glaciaire

Les formes boréales rencontrées ne vivent actuellement pas en dessous de la latitude d'Edimbourg<fnref n="2" />, mais existaient en Mer Celtique et en Manche lors de la dernière glaciation weichsélienne (Hall, 1964). Or, les transports sédimentaires résiduels en mer d'Ecosse et en Mer du Nord ne portent pas aujourd'hui vers le Sud (Kenyon et Stride, 1970). Par ailleurs, la distance qui sépare ce biotope boréal du banc du Kaiser est trop importante, pour que les faunes froides identifiées sur le banc en soient issues, apportées récemment par traction sur le fond marin. Il est plus vraisemblable que ces faunes soient autochtones, et datent de la glaciation weichsélienne. L'ancienneté de ces faunes est accréditée par leur couleur fauve et leur patine qui sont celles caractéristiques des sables bioclastiques marins glaciaires de Mer Celtique méridionale ([Hinschberger, 1970] in Auffret, 1983).

En revanche, on ne retrouve pas parmi la faune "héritée" (de couleur fauve) les espèces chaudes typiques de l'Eémien, comme le Bivlave *Estonia rugosa*<fnref n="3" /> et le gastéropode *Astraea rugosa*, présents en Manche vers 125 000 BP (Lauriat-Rage et al., 1993). Ces espèces n'ont pas survécu au Würm froid, et se sont éteintes *in situ*, peut-être aussi à cause d'une très forte réduction de l'espace disponible sur le plateau continental, associée à la chute glacioeustatique. L'absence de faune éémienne dans une zone qui est probablement restée marine depuis cette époque (voir Chapitre 4) suggère que le temps de résidence des thanatocénoses benthiques sur le fond marin n'excède pas 100 000 ans : ce serait la durée de l'usure rendant les bioclastes non identifiables.

Cependant, les sédiments carottés contiennent des espèces beaucoup plus anciennes, peut-être pliocènes, de Bivalves et de Foraminifères. Elles auraient été introduites dans le système plus récemment que l'Eémien, probablement à la faveur d'une érosion de dépôts pliocènes lors de la transgression flandrienne.

<footnote n="1">¹ Epibionte : vivant sur le fond marin. Endobionte : vivant enfoui dans le sédiment.</footnote>

<footnote n="2">² C'est-à-dire la limite nord de la province climatique de la Mer celtique.</footnote>

<footnote n="3">³ *Estonia rugosa* vit jusqu'à -40 m de profondeur. C'est une forme banale du Miocène atlanto-méditerranéen au Sud de la Loire. Elle remonte en Manche à l'Eemien, et s'éteint *in situ* au Würm. Les extinctions würmiennes sont dues au froid subit, et pas à la réduction d'espace disponible, contrairement aux extinctions pliocènes (A. Rage, comm. pers.).</footnote>
### 3. Discussion

Ces observations confirment le caractère très évolué des sédiments de la plateforme distale (voir Chapitre 1). Dans le modèle de Wilson (1988), développé pour la Manche occidentale et la Mer Celtique, le haut niveau marin actuel est caractérisé par des assemblages faunistiques diversifiés, avec notamment des populations développées de serpules, Gastéropodes et Bryozoaires, comme dans les sédiments carottés sur le banc du Kaiser, tandis qu'au début de l'Holocène la composition faunistique des aires à sédimentation sableuse était restreinte aux Bivalves et aux oursins irréguliers (Fig. 59).

<figure><img src="image_65.png" /><figcaption>Fig. 59 : Modèle d'évolution faunistique de Wilson (1988).</figcaption></figure>

Cela confirme que la couche de sédiments en équilibre avec les conditions écologiques
actuelles est plus épaisse que les carottes aux endroits où celles-ci ont été prélevées. La couche sommitale de sédiments fins ne représenterait dans cette hypothèse qu'un phénomène secondaire.

Dans ce modèle, le potentiel de préservation est proportionnel au taux de sédimentation. Selon Wilson (1988), la raréfaction voire la disparition des spécimens d'espèces colonisatrices par abrasion des bioclastes serait possible à l'échelle d'une seule transgression (10 000 ans). D'après leur patine, les Cirripèdes (barnacles) prélevés dans les sédiments de la surface du banc du Kaiser seraient anciens. Le modèle de Wilson (1988), suggère qu'ils seraient produits in situ au début de la transgression flandrienne sur des aires de dépôt à faible taux de sédimentation sableuse.

Le substrat transgressif de graviers et de cailloutis correspondrait en Mer Celtique à la couche B présente à la base des sédiments superficiels actuels (Pantin et Evans, 1984). Cependant, ce niveau n'a pas été mis en évidence par les carottages sur le banc du Kaiser. Cela confirmerait qu'il existe des zones du banc en érosion.
# CHAPITRE 3 : INTERPRETATION DE LA DYNAMIQUE SUPERFICIELLE ACTUELLE DU BANC DU KAISER

**Abstract.** - Tidal currents are responsible for the motion of the sediment: the critical shear speed of the modal fraction of the sediment is lower than or equal to the maximum, tidal- current speed measured 1 m above the sea floor (calculations from Miller (1977) and Bonnefille [1963] in Migniot, 1977). Swell with a 15 s period and 8.7 m amplitude could generate oscillatory currents on the sea floor of sufficient speed to move fine sands (calculations after Migniot, 1977). However, the bioclastic nature of the sediment and their flake-like shape might reduce the critical shear speed below the values estimated for spherical silicate particles. The dunes, megaripples, and sand ribbons on the lower flanks of the bank are generated mainly by tides: the direction of residual sand migration is the same as the long axis of the tidal ellipse (N30°). The streaks in the streaked facies on the bank crest could also represent tidal dunes reworked from sand patches. Storm swells, striking N0-30° in the Celtic Sea, could be responsible for the symmetric megaripples trending N30° on the bank crest.

The lower flanks of the bank are tide dominated, whereas the bank crest is sporadically under the influence of storm waves. The associated depositional phases on the bank crest are (Fig. 70): [1] symmetric dunes or megaripples; [2] patches of fine to very fine sand that are removed and kept in suspension during the storms and either deposited at the same place after the storm event, or carried away and redeposited in lower-energy areas at the base of the bank slopes, as suggested by the bimodal grain-size distributions in samples from those areas. These fine sands would bypass the dunes on the flanks of the bank, because of coeval, high-energy reworking by tidal currents (Fig. 69). The fine grained, decimetre-thick layer of fine sand observed at the top of the studied cores may represent such material before it is mixed with the underlying coarser sands (Fig. 57); and [3] superimposed, symmetric, tidal dunes or megaripples that cannibalize the sand patches during fair-weather conditions.

Tidal megaripples are in equilibrium with the hydrodynamics at the semi-diurnal scale of the tide, but show a residual sediment transport pattern at longer time scales. A sediment transport vector is defined for each dune, the magnitude of which is proportional to the crest length of the dune (Fig. 72). The sum of the vectors is toward the NE on the western flank and toward the SW on the eastern flank of the bank, just as inferred from megaripples. The sum of both is toward the SW (Fig. 73), in conformity with the observations of Kenyon and Stride (1970). The obliquity of the main axis of the tidal ellipse to the bank axis is responsible for: [1] Convergence of sediment transport at the bank crest. Despite this, the bank does not produce a convective cell of transport around it, as some tidal banks were shown to do, because there is evidence for residual outflow of sand at both ends of the Kaiser Bank. [2] Inversion of the regional, ebb-dominant transport on the western flank of the bank, because of the acceleration of the flood and the retardation of the ebb under the control of the bank topography (Fig. 74a). Changes of the velocity of the tidal currents could be also caused by the deepening of the continental shelf from the northern to the southern end of the bank. For instance this could explain the E-W asymmetry of bedform distribution, showing a net deposition on the eastern flank (many dunes and megaripples), and net sediment loss on the western one (many sand ribbons). The dominant flood tide could be accelerated from South to North on the western flank, leading to erosion, whereas the dominant ebb would be decelerated on the eastern flank, thereby promoting sand accumulation (Fig. 74b). Sand transfers from the eastern to the western flank would happen at the bank crest. Sediment would be removed from the general sediment flux toward the continental slope, so that the sediment flux trough the bank system would be less than sediment flux through the whole shelf system. During break downs of the steady-state rate of flow, this should lead to a relative growth of the sand bank (Fig. 75). Despite this, the bank does not show migration or changes in general volume on bathymetric maps spanning the last century (Fig. 76).
# 1. MOUVEMENTS SEDIMENTAIRES

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

Les aspects théoriques abordés ici ne concernent que les sédiments contenant moins de 5% de silts et d'argiles, et dont le mouvement se ferait essentiellement par charriage sur le fond. C'est le cas des sédiments superficiels du banc du Kaiser. On distingue l'action des courants **unidirectionnels continus** que sont les courants de marée, et celle des **courants oscillants** qui correspondent aux courants générés par la houle près du fond. Les paragraphes suivants ne prétendent pas exploiter les méthodes les plus récentes de la dynamique hydrosédimentaire, dont la mise en oeuvre serait en revanche justifiée si l'on disposait d'un plus grand nombre de mesures de courant et d'analyses granulométriques.

### 1. MODE DE CALCUL DE LA MOBILISATION

#### a. Vitesse critique de cisaillement $u^*c$

##### 1. Définitions

La mobilisation des particules est décrite à partir de la vitesse de cisaillement $u^*$, qui est la vitesse du fluide à leur surface. $u^*$ dépend (1) des caractéristiques de l'écoulement (déterminant en particulier l'épaisseur de la couche limite), et (2) de la densité du fluide $r_0$. La vitesse de cisaillement est liée à la force de cisaillement $t_0$ par la relation :

$$t_0=r_0 u^* 2 \qquad [1]$$

Le mouvement des particules est initié lorsque $t_0$ contrebalance les forces de friction et gravitationnelle liant les particules entre elles. La valeur correspondante est appelée force critique de cisaillement $t_c$ :

$$t_c=A(r_0-r_s)dg \qquad [2]$$

où $r_s$ est la densité du solide, $d$ le diamètre des particules et $A$ un paramètre expérimental.

A cette force $t_c$ correspond selon l'équation 1 la vitesse critique de cisaillement $u^*c$.

##### 2. Détermination de $u^*c$

Le paramètre $A$ n'étant accessible qu'expérimentalement, on peut calculer la vitesse critique de cisaillement par la méthode de Bonnefille ([1963] in Migniot, 1977). Au début de l'entraînement des particules, le diamètre maximum des particules mobilisables $d_{max}$ est relié au diamètre étoilé critique $d^*c$ (nombre sans dimension) par l'équation [3].

$$d_{*c} = 3 \sqrt{\frac{\rho' g}{V^2}} \cdot d_{max} \qquad [3]$$

où $\rho'$ est la masse volumique relative du milieu et $n$ la viscosité cinématique de l'eau de mer ($10^{-6} m^2/s$ à 20°C et $1,6 \cdot 10^{-6} m^2/s$ à 4°C).

<figure><img src="image_66.png" /><figcaption>Fig. 60 : Relations entre vitesse du courant et mobilité sédimentaire. A : Abaque de Bonnefille. B : Abaque de Miller.</figcaption></figure>

L'abaque de Bonnefille ([1963] in Migniot, 1977) permet de déduire du diamètre étoilé
critique le nombre de Reynolds étoilé critique (également sans dimension ; Fig. 60A). La vitesse critique de cisaillement est ensuite calculée à l'aide de l'équation [4] :

$$R_{*c} = u_{*c} \frac{d_{\max}}{v} \qquad [4]$$

L'abaque de Miller (1977) permet de déterminer directement la vitesse critique de cisaillement à partir du diamètre des particules (Fig. 60B). Des travaux plus récents montrent que la vitesse critique de cisaillement dépend aussi de la rugosité du fond (Heathershaw, 1981 ; Yang, 1986).

## b. Vitesse critique d'entraînement des particules

### 1. Courant de marée (unidirectionnel continu)

A l'échelle de temps relative à la mobilisation du sédiment, les courants de marée correspondent à des courants unidirectionnels continus. La relation expérimentale de Sternberg ([1968] in Migniot, 1977) permet de calculer la vitesse critique d'entraînement des particules à 1 m du fond $u_{100}$ à partir de la vitesse critique de cisaillement :

$$u_{*c}^2 = 3,1 \cdot 10^{-3} u_{100}^2 \qquad [5]$$

Ce calcul ne donne que des ordres de grandeur de $u_{100}$. En effet, la vitesse critique d'entraînement des particules dépend également de : (1) la pression hydrostatique : $u_{100}$ croît avec le logarithme de la profondeur d'eau ; (2) la forme exacte des particules : la théorie de l'hydrodynamique est surtout développée pour des particules sphériques, mais les sédiments bioclastiques sont souvent composés de plaquettes.

### 2. Courant de houle (unidirectionnel alternatif)

Le mouvement de la houle, orbital en surface, subit une atténuation de sa composante verticale telle qu'on la considère nulle au niveau de la couche limite sur le fond (Fig. 61).

<figure><img src="image_67.png" /><figcaption>Fig. 61 : Atténuation de la houle en profondeur.</figcaption></figure>

La houle entraîne donc sur le fond un courant unidirectionnel alternatif (i.e. oscillant). La vitesse $U_{max}$ sur le fond est fonction des paramètres géométriques de la houle en surface :

$$U_{\max} = \frac{\pi h}{T sh \left( 2\pi \frac{H}{L} \right)} \qquad [6]$$

où H est la profondeur d'eau, h l'amplitude, L la longueur d'onde et T la période de la houle ([Lamb, 1945] in Mignot, 1977).

La vitesse de cisaillement $u*$ sur le fond est liée à la vitesse de la houle $U_{max}$ par la relation :

$$u_{*} = \left( \frac{8 \nu U_{\max}^2}{\pi T} \right)^{1/4} \qquad [7]$$
Remplaçant dans l'équation [1] la vitesse de cisaillement par son expression dans l'équation [7] et la force de traction par son expression définie dans l'équation [2], il vient [8] :

$$ \frac{U}{\sqrt{T}} = 500d \quad [8] $$

Pour qu'il y ait oscillation du sédiment, il faut donc que l'inégalité suivante soit respectée :

$$ U_{\max} \geq 500d\sqrt{T} \quad [9] $$

## 2. CALCULS DE MOBILISATION DES SEDIMENTS DU KAISER

### a. Par les courants de marée

On a calculé, pour les principaux modes des sédiments échantillonnés durant la mission Belgica 94, les vitesses critiques d'entraînement par la méthode de Bonnefille ([1963] in Migniot, 1977) et par la méthode de Miller (1977) :

<table><thead><tr><th rowspan="2">échantillon</th><th rowspan="2">mode (mm)</th><th rowspan="2">D*</th><th rowspan="2">R*</th><th colspan="2">u*c</th><th colspan="2">vit. critique d'entraînement (m/s)</th></tr><tr><th>Bonnefille (1963)</th><th>Miller (1977)</th><th>Bonnefille (1963)</th><th>Miller (1977)</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="3">B1 et B6</td><td>0,35</td><td>6</td><td>3,2</td><td>0,015</td><td>0,018</td><td>0,26</td><td>0,32</td></tr><tr><td>0,5</td><td>9</td><td>5</td><td>0,016</td><td>0,020</td><td>0,29</td><td>0,36</td></tr><tr><td>2,5</td><td>46</td><td>50</td><td>0,032</td><td>0,050</td><td>0,57</td><td>0,90</td></tr><tr><td rowspan="2">B2 et B5</td><td>0,8</td><td>15</td><td>10</td><td>0,019</td><td>0,028</td><td>0,34</td><td>0,49</td></tr><tr><td>2,5</td><td>46</td><td>50</td><td>0,032</td><td>0,050</td><td>0,57</td><td>0,90</td></tr><tr><td>B3 et B4</td><td>1</td><td>18</td><td>12</td><td>0,020</td><td>0,033</td><td>0,36</td><td>0,59</td></tr></tbody></table>

Suivant la méthode de Bonnefille, toutes les fractions modales sont susceptibles d'être érodées par la simple action de courants tidaux, dans la mesure où les courants de marée dépassent 0,5 m/s en vive-eau au voisinage du fond (voir Chapitre 1). En revanche, la méthode de Miller prédit que les fractions modales grossières des échantillons B2, B5 et B6 sont immobiles dans ces conditions de courant. Néanmoins, une vitesse de 0,8 m/s a été mesuré non loin du banc du Kaiser en vive-eau à 1 m du fond (site Krogen, voir Chapitre 1). On peut donc suggérer que dans des conditions de grande vive-eau, tous les sédiments seraient mobilisables quelle que soit la méthode de calcul utilisée.

### b. Par la houle

La houle en Mer Celtique est importante (voir Chapitre 1), et plus particulièrement près du rebord du plateau continental. Les enregistrements sismiques effectués lors des missions sur le banc du Kaiser montrent une houle de période 12 à 15 s (Fig. 62).

<figure><img src="image_68.png" /><figcaption>Fig. 62 : Détermination des paramètres de la houle sur un enregistrement sismique (Belgica 94, P60).</figcaption></figure>

L'amplitude d'une houle progressant de l'océan vers le continent décroît, au passage sur le plateau continental, avec l'élévation du fond marin (in Migniot, 1977). Cette décroissance ne dépasse généralement pas 10%, et pour une houle de période 15 s, par 120-150 m de fond, est réduite à 4% (Fig. 63). On peut donc considérer que la houle est généralement pleinement développée au droit du banc du Kaiser.

Une relation expérimentale rapportée par Migniot (1989) établit, pour le golfe de Gascogne, la relation suivante entre la période statistique de la houle ($T_s$) et le dixième maximum de son amplitude ($H_{1/10}$) :

$$ T_s = H_{1/10} + 8,5 \quad [10] $$
<figure><img src="image_69.png" /><figcaption>Fig. 63 : Relation entre profondeur d'eau et amplitude de la houle (in Migniot, 1977).</figcaption></figure>

Par ailleurs, le dixième maximum de l'amplitude d'une houle est relié à l'amplitude maximale $H_{max}$ de cette houle par la relation (in Migniot, 1989) :

$$H_{max} = 1,34 H_{1/10} \quad [11]$$

A une houle de période observée 15 s correspondrait donc dans le secteur du banc du Kaiser une amplitude maximale d'environ $6,5 \times 1,34 = 8,71$ m.

En outre, la longueur d'onde de la houle diminue avec la profondeur d'eau sur le plateau continental (Fig. 64). Pour une houle de période 15 s et des fonds de 120-150 m, la longueur d'onde est proche de 400 m.

<figure><img src="image_70.png" /><figcaption>Fig. 64 : Relation entre profondeur d'eau et longueur d'onde de la houle (in Migniot, 1977).</figcaption></figure>

Ces paramètres caractérisant la houle maximale au moment de la mission Belgica 94 ont servi de base pour le calcul de mobilisation sédimentaire suivant la méthode présentée plus haut. Les résultats sont les suivants :

<table><thead><tr><th rowspan="2">profondeur (m)</th><th rowspan="2">diamètre des grains (mm)</th><th colspan="3">paramètres de la houle</th><th rowspan="2">U max (m/s) [équation 6]</th><th rowspan="2">vitesse crit. d'entraînement (m/s) [équation 9]</th></tr><tr><th>h max (m)</th><th>L (m)</th><th>T (s)</th></tr></thead><tbody><tr><td>120</td><td>0,25 (SF/SM)</td><td>8,71</td><td>400</td><td>15</td><td>0,57</td><td>0,48</td></tr><tr><td>120</td><td>1 (SG)</td><td>8,71</td><td>400</td><td>15</td><td>0,57</td><td>1,94</td></tr><tr><td>140</td><td>0,25 (SF/SM)</td><td>8,71</td><td>400</td><td>15</td><td>0,41</td><td>0,48</td></tr><tr><td>140</td><td>1 (SG)</td><td>8,71</td><td>400</td><td>15</td><td>0,41</td><td>1,94</td></tr></tbody></table>

Au sommet du banc, la vitesse orbitale de la houle dépasse la vitesse critique d'entraînement des sables fins/moyens (SF/SM), mais reste très inférieure à la vitesse critique d'entraînement des sables grossiers (SG) constituant le mode des sédiments de haut de banc. Cette conclusion serait un argument justifiant le vannage de l'interface eau-sédiment observé dans les échantillons B1 et B3.

### c. Discussion

#### 1. Critique des calculs

Les particules, assimilées à des sphères dans la théorie hydrodynamique, ont une forme en plaquette dans les sables du banc du Kaiser (bioclastes, coquilles entières). Le rapport de la surface sur la masse de ces particules, beaucoup plus faible que celui de sphères, serait en faveur d'une mobilisation sous des courants plus faibles.