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# Stratigraphie des dépôts détritiques épicontinentaux : sismique, terrain, modélisation

Jean-Yves Reynaud

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Jean-Yves Reynaud. Stratigraphie des dépôts détritiques épicontinentaux : sismique, terrain, modélisation. Planète et Univers [physics]. Université Pierre et Marie Curie (Paris 6), 2005. tel-04274695

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Université Pierre et Marie Curie

Stratigraphie des dépôts détritiques
épicontinentaux : sismique, terrain, modélisation

Travaux et activités scientifiques présentés pour l'obtention du diplôme

Habilitation à diriger des recherches

par

Jean-Yves Reynaud

Maître de Conférences
du Muséum National d'Histoire Naturelle

le 30 novembre 2005

devant le jury composé de

Jacky Ferrière, professeur à l'Université de Lille I (président)

Jean-Pierre Henriet, professeur à l'Université de Gand (rapporteur)

Christian Ravenne, directeur scientifique de l'ANDRA (rapporteur)

Bernadette Tessier, chargée de recherches au CNRS (examinatrice)

Pol Guennoc, responsable de la carte marine au BRGM (examineur)

François Baudin, professeur à L'Université Pierre et Marie Curie (examineur)
Résumé

Ce mémoire porte sur l'ensemble de l'activité de recherche que j'ai menée depuis 1992 et surtout à partir de 1999 au Muséum National d'Histoire Naturelle (appelé 'Muséum' dans ce mémoire). Après un DEA de paléoclimatologie et une thèse consacrée à la stratigraphie sismique haute résolution des corps sableux de plate-forme, le fil conducteur de mes activités a été le contrôle paléogéographique de l'enregistrement sédimentaire dans les bassins épicontinentaux. Ce dossier comporte un mémoire scientifique et une notice individuelle. Dans le mémoire sont détaillés mes travaux de recherche menés sur la sédimentologie et la stratigraphie à haute résolution des dépôts détritiques sous-marins, essentiellement en domaine de plate-forme épicontinentale. A travers un panorama de cette activité de recherche, deux axes sont plus particulièrement développés: (i) le contrôle hydrodynamique des morphologies côtières sur la nature et l'architecture des dépôts de marée; (ii) l'apport de la modélisation numérique à l'interprétation des stratigraphies contrôlées par le relief amont des bassins marins. Les outils de cette recherche ont été respectivement, dans l'ordre chronologique, la sismique réflexion haute résolution, la sédimentologie de faciès, la modélisation hydrodynamique (TELEMAC) et stratigraphique directe (DIONISOS). Chaque volet du mémoire scientifique comporte une partie (i) sur l'état des connaissances à l'époque où les travaux ont été entrepris de façon à faire ressortir nos apports, (ii) sur les enjeux des recherches, (iii) sur les travaux réalisés et enfin (iv) sur les principaux résultats. Le projet de recherche présente les perspectives des travaux futurs, réalisables dans le cadre d'une unité de recherche universitaire. La notice individuelle rappelle en fin de dossier les autres données de mon parcours professionnel qui déterminent mon profil.
# SOMMAIRE

<table><tr><td>REMERCIEMENTS</td><td>7</td></tr><tr><td>PREAMBULE</td><td>13</td></tr><tr><td>GLOSSAIRE DES SIGLES</td><td>14</td></tr><tr><td>CHAPITRE 1 : STRATIGRAPHIE CLIMATIQUE TRES HAUTE RESOLUTION</td><td>17</td></tr><tr><td>HISTORIQUE</td><td>17</td></tr><tr><td>ENJEUX</td><td>17</td></tr><tr><td>TRAVAUX EFFECTUES</td><td>18</td></tr><tr><td>RESULTATS</td><td>18</td></tr><tr><td>CHAPITRE 2 : DYNAMIQUE HYDRO-SEDIMENTAIRE DES BANCS TIDAUX</td><td>21</td></tr><tr><td>ETAT DES CONNAISSANCES</td><td>21</td></tr><tr><td>HISTORIQUE ET ENJEUX DU PROJET</td><td>24</td></tr><tr><td>TRAVAUX REALISES</td><td>26</td></tr><tr><td>RESULTATS</td><td>27</td></tr><tr><td>ARCHITECTURE SEDIMENTAIRE</td><td>27</td></tr><tr><td>DYNAMIQUE SUPERFICIELLE</td><td>34</td></tr><tr><td>CHAPITRE 3 : DYNAMIQUE SEDIMENTAIRE ET STRATIGRAPHIQUE DES VALLEES INCISEES</td><td>37</td></tr><tr><td>ETAT DES CONNAISSANCES</td><td>37</td></tr><tr><td>HISTORIQUE ET ENJEUX DU PROJET</td><td>40</td></tr><tr><td>TRAVAUX REALISES</td><td>44</td></tr><tr><td>RESULTATS</td><td>46</td></tr><tr><td>LES VALLEES PROFONDES DES APPROCHES OCCIDENTALES DE LA MANCHE</td><td>46</td></tr><tr><td>LES VALLEES COTIERES SUD-ARMORICAINES</td><td>50</td></tr><tr><td>LES VALLEES MIOCENES D'UZES ET DE SOMMIERES</td><td>52</td></tr><tr><td>CHAPITRE 4 : BASSINS OROGENIQUES</td><td>56</td></tr><tr><td>LE BASSIN MESO-HELLENIQUE</td><td>56</td></tr><tr><td>HISTORIQUE ET ENJEUX DU CHANTIER</td><td>56</td></tr><tr><td>TRAVAUX REALISES ET RESULTATS ACQUIS</td><td>59</td></tr><tr><td>DEVELOPPEMENTS FUTURS ET AUTRES CHANTIERS</td><td>61</td></tr><tr><td>MIOCENE DU BASSIN DE LORCA</td><td>62</td></tr><tr><td>HISTORIQUE ET ENJEUX DU PROJET</td><td>62</td></tr><tr><td>TRAVAUX EFFECTUES ET RESULTATS ACQUIS</td><td>64</td></tr><tr><td>CHAPITRE 5 : TRAVAUX EN COURS ET PROJETS DE RECHERCHE</td><td>65</td></tr></table>
<table>
  <tr>
    <td>INTRODUCTION</td>
    <td>65</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>MODELISATION HYDROSEDIMENTAIRE DES GRANDS BASSINS TIDAUX</td>
    <td>67</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>PROBLEMATIQUE ET OBJECTIFS</td>
    <td>67</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>EN COURS : PALEO-MANCHE</td>
    <td>69</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>AMOYEN ET LONG TERME</td>
    <td>72</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>ENREGISTREMENT STRATIGRAPHIQUE DES OROGENES</td>
    <td>74</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>PROBLEMATIQUE ET OBJECTIFS</td>
    <td>74</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>EN COURS : LA GRECE</td>
    <td>75</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>AMOYEN TERME : AUTRES MODELISATIONS</td>
    <td>79</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>AUTRES PROJETS</td>
    <td>81</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>SI L'OCCASION M'ETAIT DONNEE</td>
    <td>81</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>CONCLUSIONS</td>
    <td>82</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>BIBLIOGRAPHIE</td>
    <td>85</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>TITRES ET TRAVAUX</td>
    <td>95</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>CURRICULUM VITAE</td>
    <td>95</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>RESUME DES ACTIVITES</td>
    <td>95</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>DETAIL DES ACTIVITES</td>
    <td>97</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>TRAVAUX DE RECHERCHE</td>
    <td>97</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>Résumé</td>
    <td>97</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>Chantiers</td>
    <td>97</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>Stratigraphie colorimétrique des sédiments abyssaux</td>
    <td>97</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>Stratigraphie sismique des dépôts marins épicontinentaux</td>
    <td>97</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>Sédimentologie des carbonates clastiques épicontinentaux</td>
    <td>98</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>Stratigraphie et modélisation des bassins orogéniques</td>
    <td>98</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>Ressources</td>
    <td>98</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>Financements sur lesquels JYR a émargé depuis 1992</td>
    <td>98</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>Financements obtenus sur appels d'offre depuis 1998</td>
    <td>98</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>Conventions et brevets</td>
    <td>98</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>Dossiers de subventions et d'allocations de thèse (non retenues)</td>
    <td>99</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>ENSEIGNEMENT</td>
    <td>99</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>Conférences et/ou cours en Université</td>
    <td>99</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>Conférences scolaires et grand public</td>
    <td>100</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>Livres d'enseignement</td>
    <td>100</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>Tutorat</td>
    <td>100</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>ANIMATION SCIENTIFIQUE</td>
    <td>101</td>
  </tr>
  <tr>
    <td>Groupes de recherche</td>
    <td>101</td>
  </tr>
</table>
<table><tr><td>Organisation de congrès et excursions</td><td>101</td></tr><tr><td>Fédération Géologique de France</td><td>101</td></tr><tr><td>Activités éditoriales et rapports d'expertise</td><td>101</td></tr><tr><td>AUTRES ACTIVITES</td><td>102</td></tr><tr><td>Activités muséales</td><td>102</td></tr><tr><td>Gestion des collections</td><td>102</td></tr><tr><td>Expositions</td><td>103</td></tr><tr><td>Vulgarisation scientifique</td><td>103</td></tr><tr><td>Accueil du public</td><td>103</td></tr><tr><td>Plaquettes, livres, films</td><td>103</td></tr><tr><td>Autres</td><td>103</td></tr><tr><td>MISSIONS</td><td>103</td></tr><tr><td>PUBLICATIONS</td><td>104</td></tr></table>
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## REMERCIEMENTS

Dans les lignes qui suivent, je ne dirai pas systématiquement 'je remercie': ceux qui sont cités ici le sont parce qu'ils ont eu un rôle déterminant dans ma vie professionnelle, et souvent une place parallèle dans ma vie personnelle. Cela ne veut pas dire que ceux que je ne cite pas sont oubliés : ils sauront se reconnaître.

## Les débuts marins

Littéraire de culture et d'inclination, si je n'avais pas rencontré Jean Trichet à l'âge de 17 ans, dans sa maison solognote remplie d'objets qui racontaient ses voyages, j'aurais probablement fait de l'ethnographie, mais il a su me donner une image humaniste de la géologie. Depuis, je n'ai eu de cesse de mettre de la géographie et des paysages dans ma géologie. J'ai immédiatement été séduit par son enseignement, dominé par la phénoménologie des processus de la surface. Le corpus des cours dispensés à Orléans allait d'ailleurs dans ce sens, grâce à une collaboration déjà active avec l'ESEM et le BRGM. Je me suis intéressé au Quaternaire parce que, pensais-je, c'est ce qui est *le moins incertain*. En binôme avec ma camarade Elsa Cortijo (amitié indéfectible de 15 ans), je fis donc un DEA de paléocéanographie climatique sous la direction de Laurent Labeyrie (voir le chapitre 1), première apnée dans le monde de la recherche. Laurent m'a apporté le sens de la dialectique scientifique (pourquoi on fait cela, pourquoi c'est important). J'ai découvert à Gif-sur-Yvette le monde des opérations à la mer, et des « manips » pétries de mécanique, d'électronique et de ficelle.

## Sédimento-stratigraphie des plates-formes

J'avais obtenu une bourse du Ministère de la Recherche pour faire ma thèse et je choisis de la faire dans le cadre d'un programme européen MAST sur la dynamique sédimentaire des sables de plate-forme auquel prenaient part l'IFREMER et l'université de Lille (chapitre 2). A

Lille, Hervé Chamley mit un peu de clarté dans mon esprit touffu et, surtout, je lui dois d'avoir appris à rédiger. Embarqué en 1992 pour une thèse en co-direction avec l'IFREMER, j'ai eu le choc technologique de l'océanographie géophysique ; à l'époque, l'IFREMER développait ses propres outils d'acquisition et de traitement, et le temps dévolu aux prestations de service était réduit par rapport à ce qu'il est aujourd'hui ; la flotte tournait en majorité sur les campagnes programmées de la commission Géosciences. La DRO/GM était dominée par les ingénieurs et, au contact de Serge Berné et de Jean-François Bourillet, j'ai compris que la valorisation des données géophysiques passait par un travail de quantification, parfois laborieux (géomorphologie, modélisation). C'est à Serge Berné que je dois d'avoir réalisé l'importance des processus hydrodynamiques dans l'évolution des grands stocks sableux à l'échelle géologique (ce en quoi il assumait un héritage fort, celui de Francis Sheppard et Jean Bourcart). Le projet européen dans lequel nous étions engagés m'a fait collaborer avec Marc De Batist et son équipe du RCMG de Gand, qui commençait à s'illustrer dans la stratigraphie sismique des grands lacs. Dans le même temps je découvrais la morphodynamique sédimentaire et la sédimentologie de faciès dans l'actuel auprès de Bernadette Tessier, dont les conseils avisés et l'amitié ne m'ont jamais fait défaut depuis. Il y avait alors très peu de collègues à l'interface entre les deux mondes : celui de la géologie marine, d'une part, et celui de la sédimentologie et de la pétrographie sédimentaire d'autre part. A ma connaissance, Bernadette est une des premières personnes à avoir complètement intégré les deux cultures en France.

Les relations entre géologie sédimentaire, stratigraphie générale, et évolution des marges me sont apparues lors de discussions que nous avons eues, majoritairement en mer, avec Pol Guennoc, qui venait de prendre la
responsabilité de la géologie marine au BRGM, et
François Guillocheau, qui développait son équipe de
sédimentologie à Géosciences Rennes. Je tiens de
François ce viatique majeur de notre métier, qui est que
la réussite scientifique est à la mesure de la liberté et de
la satisfaction intellectuelles qu'on peut y trouver. Fort
de quoi j'ai rapidement voulu donner à ma thèse,
initialement programmée autour des dépôts marins
holocènes, une perspective véritablement géologique. La
porte qui s'est alors ouverte était celle du monde
pétrolier, et le paradigme fétiche celui de la stratigraphie
séquentielle, que Jean-Noël Proust m'a aidé à intégrer le
plus simplement possible, à partir de l'exemple des
vallées incisées de la Mer Celtique (chapitre 3). En 1996,
j'ai eu la chance de rencontrer Bob Dalrymple, qui était
de mon jury de thèse, et ce fut le début d'une amitié et
d'une collaboration fructueuses. Bob m'a apporté une
méthode intellectuelle alternative à l'orthodoxie
cartésienne, pour aborder et explorer les données
géologiques dans les conditions les plus excitantes,
celles de l'enquête policière. Je m'explique: au lieu
d'observer et de décrire de manière exhaustive avant de
s'autoriser une analyse intégrative (de peur qu'il
manque aux données la clé du problème), on peut (et on
doit ?) construire un modèle *pas à pas*. On va chercher
chaque observation non pas au hasard mais parce que
c'est dans la présence ou l'absence de ce qu'elle montre
qu'on va pouvoir confirmer ou infirmer l'hypothèse de
départ. Au bout du compte on a le nombre nécessaire et
suffisant d'observations pour conclure la démonstration.

Géologie en Grèce

La nécessité de venir au terrain et à « l'ancien » s'était
faite jour pendant ma thèse mais c'est en 1997 que j'ai
été sollicité par Jacky Ferrière pour participer à un projet
Platon en Grèce (chapitre 4). Ce projet m'a permis de
me former auprès de Jean-Noël Proust à la
sédimentologie de faciès dans l'ancien. Il était centré sur
la lecture de la tectonique dans les successions

stratigraphiques, donc parfait pour découvrir les
approches et les méthodes des 'géologues alpins' qui
étaient celles de Jacky Ferrière. Je veux insister ici sur ce
que je dois à Jacky, du point de vue intellectuel
(construire patiemment) et humain (donner sans
compter). Ce que j'en ai retiré, c'est que si la géologie de
bassin est par nature multi-disciplinaire, on a toutefois
besoin pour la pratiquer de géologues s'y entendant
dans toutes les disciplines (au moins autant que de
spécialistes). A partir de 2001, Franck Chanier nous
accompagna en Grèce et je pus affiner ma connaissance
des processus tectoniques liés à la subduction. Depuis,
je n'ai plus cessé de faire de la géologie 'terrestre' dans
des contextes où la déformation est le sujet de la
recherche (et les dépôts sédimentaires son objet). Cette
culture complémentaire des objets géologiques
tangibles (roches) me valut d'entrer au Muséum.

En 1997, je me marie avec une agrégée de Sciences
Naturelles, enseignante à l'Université, avec qui je vais
l'amble depuis 1991. Il m'est plus facile de la citer ici
qu'à la fin de ces remerciements, car j'aurais du mal à
faire court, tant je lui dois ce que je suis devenu.
Christian Ravenne m'aide à monter mon projet d'entrée
au CNRS. Son expérience en termes de présentation de
dossier, directement issue de sa pratique de l'industrie et
des « délivrables », m'aide à garder les pieds sur terre.
Par ailleurs, Christian est un très bon arbitre de mon
projet car lui aussi, depuis de nombreuses années, va de
la sismique au terrain, et du terrain au processus : c'est
lui qui me mit le premier sur la voie de la modélisation, et
me fit remarquer l'importance des rapports d'échelle
dans les observations à terre et en mer. Après une année
d'ATER et une autre de chômage, sortent en 1999 les 4
articles qui résument ma thèse, en l'amputant de son
côté *obscur* (sur lequel je reviens dans le chapitre 2).

Le Muséum

En 1999, je suis nommé à Brest. Au même moment, je
suis contacté par Patrick De Wever (prononcer De
Ouéveure) pour me présenter au concours sur un poste
du Muséum à Paris. Patrick avait participé au jury qui
m'avait auditionné par deux fois au CNRS. Les
conditions d'une mutation de mon épouse n'étant pas
même envisagées par la direction de l'UMR brestoise,
j'entre finalement au Muséum, soutenu également par
Emmanuelle Vennin et Jean-Pierre Caulet. (Je n'ai pas
de regrets car le poste breton laissé vacant et remis au
concours est échu la même année à Pascal Leroy, avec
qui je collaborerai activement plus tard!). Comme
Patrick De Wever, Jean-Pierre Caulet est radiolariste
mais, contrairement à lui, il est océanographe du
Quaternaire, persuadé que la dynamique locale de
l'océan est un filtre considérable dans les reconstitutions
paléoclimatiques. A à une époque où des non-
sédimentologues commençaient seulement à faire des
carottes sur les marges continentales, pour avoir un taux
de sédimentation maximum, il était convaincu qu'il
fallait d'abord essayer de comprendre les flux en 4D, et
trouva dans mon projet de recherche la raison de croire à
une corrélation plate-forme/bassin.

Je devins alors navettiste sur la ligne TGV Lille-Paris et
pianiste assidu de l'ordinateur portable, et je découvris
au Muséum un nouveau métier, tenant du chercheur et
de l'enseignant, bien sûr, mais aussi et surtout du
conservateur de musée, du professionnel du spectacle et
de la communication grand public. J'arrivai au Muséum
à une période charnière de réforme des statuts, et de
création d'un grand chantier des collections, visant à
restaurer, informatiser et valoriser scientifiquement les
dizaines de millions d'objets qui attendent dans les
réserves. Menacée en tant que discipline au Muséum
(j'en fis les frais trois années de suite au moment de
défendre des bourses de thèse), c'est par ses collections
que la géologie y conserva finalement sa place
historique. Je réalisai l'impact scientifique des
collections marines lors de la mission Wepama (Marion
Dufresne, Japon, 2001), où j'eus la charge de négocier

pour le Muséum l'acquisition de carottes et les projets
scientifiques attenants. De la même manière, quand
l'IFP déposa à la carothèque en 2003 des carottes du
Golfe de Corinth, ce fut pour entamer une
collaboration scientifique fructueuse puisque 3 ans plus
tard, elle a fait l'objet d'un article de rang A, d'un
mémoire de maîtrise et de deux thèses en cours
(Sébastien Rohais, IFP et Aurélien Van Welden,
Chambéry). Je tiens ici à remercier Isabelle Moretti et
Christian Beck pour la fiabilité de ces collaborations.

La gestion des collections sera donc l'essentiel de mon
activité spécifique Muséum dans les années suivantes,
iceberg dont une autre partie émergera à diverses
occasions (expositions, pages web etc..., voir Titres et
Travaux). Je ne peux pas, à ce stade, ne pas citer Pierre
Clément et Pierre-Jean Giannesini, piliers de la
carothèque depuis les années 70, et qui ont œuvré au
quotidien pour la valorisation des collections en général,
ainsi que Jérôme Maingui, que j'ai eu le plaisir de
recruter en 2001 sur un contrat emploi-jeune. Il est
également important de noter que depuis plus de dix
ans, des bénévoles de la SAGA ont, eux aussi, permis un
énorme travail de récolement dans ces collections.

Le Muséum me donne l'opportunité et le privilège de
communiquer de la science à un large auditoire, ce qui
se traduit par une intervention annuelle dans les Cours
Public du Muséum. Parallèlement, devant la perspective
annoncée d'une fusion des statuts d'enseignant-
chercheur Muséum avec ceux de l'Université, je
consacre davantage de temps à l'enseignement
supérieur (DEA puis Maîtrise et Prépa Capes-Agreg).

Le Miocène rhodanien

Entre 1999 et 2002, je suis rattaché à une unité CNRS à
forte dominante micropaléontologique et paléo-
géographique (programmes Tethys et Péri-Tethys),
également marquée par une culture cyclo- et chimio-
stratigraphique (ESA7073, dirigée par Maurice
Renard). Mon projet scientifique personnel ne change pas pour autant. A partir de 1999, grâce à Jean-Marie Rouchy, je participe à des opérations dans le Miocène du bassin de Lorca (Bétiques), d'abord dans le cadre du BQR du Muséum, puis dans un programme ECLIPSE. Avec Emmanuelle Vennin, nous étudions des passages latéraux de systèmes carbonatés bioconstruits vers des systèmes silicoclastiques deltaïques. C'est le début d'une collaboration que nous poursuivons depuis un autre chantier, le Miocène rhodanien (chapitre 3). Ce chantier rhodanien m'avait été suggéré en 1996 par Jean-Loup Rubino, qui avait fait partie de mon jury de thèse, et qui avait tout de suite fait le rapprochement entre les bancs celtiques et les barres bioclastiques burdigaliennes de l'avant-pays alpin. A ses heures 'perdues', Jean-Loup travaillait déjà depuis dix ans sur la stratigraphie du Miocène, avec la complicité de Georges Clauzon et d'Olivier Parize. Au contact de Jean-Loup et d'Olivier (et j'inclus David Besson, qui a fait une thèse colossale sur ce chantier), j'ai mesuré l'étendue qui sépare un travail de fond d'une contribution superficielle. Serait-ce le propre des géologues industriels que d'apporter autant d'énergie à 'tout refaire' quand ils touchent à un sujet fondamental ? Serait-ce par réaction à ce que, par ailleurs, les contingences de leurs fonctions ne leur permettent pas d'aller au fond des choses, pour des raisons de rentabilité ? Serait-ce le fait que, publier n'étant pas dans leurs obligations, cela leur laisse le temps d'aller chercher les vrais résultats ? Cela pose le problème de l'effet pervers de l'évaluation quantitative des chercheurs du secteur académique, mais ce n'est pas le sujet.

A partir de 2000, le CNRS voulant donner plus d'importance aux Fédérations de recherche, c'est la FR32 (CEPAGE) qui finance ma première opération dans le Miocène rhodanien, dans le cadre d'un programme transversal tectonique-sédimentation piloté par Cécile Robin. J'avais rencontré Cécile dès 1993, sur

le Suroît, et nous étions restés amis. Cette première opération, portant sur le bassin d'Uzès, a donné lieu au DEA de Gisèle Toussaint, qui s'est par la suite illustrée dans le laboratoire de Laurent Jolivet grâce à une thèse sur la modélisation numérique de la subduction continentale. Le bassin d'Uzès étant le chaînon manquant entre l'avant-pays alpin et la marge du Golfe du Lion, je suis bientôt contacté par le Comité Directeur du GDR Marges pour participer au volet 'onshore' du programme 'Golfe du Lion'. Un comble, pour moi qui vient de l'océanographie, d'être reconnu comme géologue de terrain dans une équipe où les 'marins' dominent. Le GDR fonctionne depuis lors, finançant la plupart des missions que j'ai faites sur les bassins d'Uzès et Sommières, et c'est pour moi l'occasion de dire ici les avantages que nous avons tous trouvé à ce type de programmation. Sans TOTAL, ces projets n'auraient pas été financés, mais c'est dans l'association avec la disponibilité en chercheurs et en étudiants du monde universitaire qu'ils ont pu voir le jour. Je veux remercier ceux qui ont porté les charges administratives de ce volet du GDR, et qui sont aussi des amis de longue date : Marina Rabineau et Christian Gorini. Marina a été une pionnière de l'utilisation de l'utilisation de DIONISOS pour faire des bilans de matière sur les marges passives, et nos discussions ont probablement fait germer en moi l'idée d'appliquer par la suite ce modèle aux bassins grecs. Le GDR m'a donné également l'occasion de profiter de l'expérience de Michel Séranne en matière de marges passives.

Après quelques mois sur ce chantier, je réalise que les relations tectonique-sédimentation ne sont pas le sujet à étudier en priorité dans le bassin d'Uzès, mais bien la dynamique sédimentaire des dépôts, à la fois carbonatés et tidaux, comme Jean-Loup Rubino l'avait subodoré. J'associe alors au projet Emmanuelle Vennin, qui va étudier la taphonomie et la paléoécologie des dépôts (chapitre 3). Je tiens à remercier Emmanuelle, qui a
énormément valorisé ce travail, notamment en démontrant indépendamment par la pétrographie ce que j'avais déduit de l'architecture sédimentaire : le contrôle paléotopographique de la dynamique tidale dans un bassin isolé. En 2002, je fignole mon modèle de dépôt et surtout mon modèle séquentiel avec l'aide de Bob Dalrymple, pour qui j'obtiens 3 mois de séjour sabbatique au Muséum. A cette occasion, outre le terrain que nous faisons ensemble (lui sur la vallée de Venasque et moi sur le bassin d'Uzès), Bob fait plusieurs conférences à Paris et à Rennes. Il fait venir sur le terrain Noël James, le pape mondial des carbonates froids, qui voit dans ce chantier un tel potentiel que nous envisageons d'y mettre un post-doc (projet en voie de réalisation –enfin !- à l'heure où j'écris ces lignes).

## La modélisation

A la faveur de la restructuration de l'ESA7073 en 2002, nous montons avec Cécile Robin un atelier méthodologique de sédimentologie et de modélisation, pour lequel le CEPAGE finance un projet mi-lourd d'équipement informatique. Je n'aurai pas eu le temps de développer cet atelier car l'unité de recherche n'a pas été reconduite et Cécile a bientôt rejoint Géosciences Rennes. Cette restructuration m'a quand même permis d'affûter des idées sur la modélisation qui sont désormais au centre de mon projet scientifique. Dès le départ, j'ai bénéficié du soutien de Maxence Revault d'Allonnes, qui venait de s'installer dans nos murs avec son équipe et ses SUN, et qui nous a gracieusement prêté une station de travail pendant trois ans. Je dois aussi à Maxence, océanographe physicien, d'avoir révolutionné ma compréhension de la force de Coriolis. Avec Maxence, Bernadette et les deux Christophe (Hourdin et Marguerit), nous avons commencé à travailler en 2001 sur la 'paléo-Manche', reprenant une idée que Serge Berné m'avait glissée en 1994, alors que nous n'étions pas d'accord à propos de la genèse des bancs celtiques : « Il faut un modèle numérique des

courants pour montrer que ton hypothèse est valide». Cette collaboration nous a mené sur la piste d'une modélisation hydro-sédimentaire grande échelle utilisant le code TELEMAC (voir chapitre 5). Le pas vers les modèles stratigraphiques fut franchi en 2002, grâce Didier Granjeon, concepteur et promoteur avisé de DIONISOS. Christian Ravenne m'avait vanté les mérites de ce modèle, pour « réfléchir aux géométries et retourner moins con sur le terrain ». Je remercie Didier d'avoir défendu et obtenu auprès de la hiérarchie de l'IFP une collaboration avec le monde académique, qui m'a permis de monter au Muséum une convention pour l'exploitation du logiciel. Ensemble, nous avons commencé à travailler sur les résultats acquis sur le bassin méso-hellénique depuis 1997 durant les projet PLATON, ce qui s'est concrétisé par le DEA de Martin Bêche en 2004 et le stage ENS de Pierre Weill en 2005. C'est également grâce à cette collaboration avec Didier que nous avons pu obtenir un gros projet Reliefs que je co-dirige avec Franck Chanier à Lille (chapitre 5).

En 2004, suite à une réorganisation des unités de recherche en géosciences, le CNRS décide de créer un pole paléontologique au Muséum, et rattache à l'UMR 5143 (« paléobiodiversité et paléo-environnements ») une grosse partie des membre de feu la FRE2400. L'année précédente, le directeur du tout nouveau Département Histoire de la Terre du Muséum (regroupant les anciens laboratoires de Paléontologie, Géologie et Minéralogie) me signifie que c'est l'histoire de la vie sur Terre qui est dorénavant notre axe de recherche au Muséum. Or, ce n'est pas ma thématique. En 2005, à la demande du directeur des SDU, Laurent Jolivet propose la création d'une équipe « bassins sédimentaires » au sein de l'UMR7072 qu'il dirige, et qu'un petit groupe d'anciens de la FRE2400, dont je fais partie, décide de rejoindre. J'y développerai les projets de modélisation qui sont présentés dans mon projet de recherche (chapitre 5).
## Toujours de la sismique...

Je dois préciser que pendant ces années 1999-2005, je n'ai pas cessé pour autant d'avoir une activité dans le domaine de la géologie marine. J'ai en particulier participé à trois missions sur le Marion Dufresne, et je ne peux pas ici ne pas évoquer la figure emblématique d'Yvon Balut, artisan du programme scientifique du bateau depuis 1974, et courroie de transmission de la communauté d'échanges formée autour d'IMAGES. Il est également l'homme aux plus longues carottes du monde, grâce à son carottier Calypso. Il a toujours été favorable à l'idée de tester de nouvelles cibles, réputées risquées, notamment en domaine de plate-forme, pour peu que cela répondît à un besoin des scientifiques, et quitte à développer les outils nécessaires.

En 1997 nous montons le 'Groupe Manche', un groupe de travail animé par Jean-Pierre Lautridou à Caen et Phil Gibbard à Cambridge. Ce groupe comprend à la fois des géomorphologues continentalistes et des sédimentologues marins qui mettent ensemble leurs données et produisent un volume spécial de JQS en 2002. La mode est alors aux ateliers 'terre-mer', visant à faire des bilans de l'érosion continentale à partir notamment des systèmes de vallées incisées. Ainsi naît en 2000 le programme COTARMOR à Géosciences Rennes, animé par Jean-Noël Proust et dans le cadre duquel David Menier fait sa thèse. Jean-Noël me demande rapidement de participer à la réflexion sur les vallées. S'ensuit une collaboration avec David, à l'origine d'une amitié solide et d'une sollicitude dont je veux le remercier ici. Dans le même temps, Pascal Leroy et Jean-François Bourillet relancent à Brest les missions sismiques dans le secteur des bancs celtiques, avec une perspective plus structurale. Je participe aux missions en mer, exploitées en 2004 par Claire Gracia-Garay dans son DEA. Je veux dire ici, et cela vaut également pour COTARMOR, l'aide précieuse apportée par Pol Guennoc et Isabelle Thinon au BRGM. C'est grâce à eux qu'un SIG de ces données

sismiques existe: une base qui progressivement va compléter et enrichir les anciennes données acquises entre autres par Philippe Bouysse dans les années 70. A La Rochelle, Eric Chaumillon et son thésard Nicolas Weber font un travail similaire sur les perthuis charentais. A Bordeaux, Pierre Cirac continue d'explorer la plate-forme profonde et la pente. Dans l'idée de fusionner les bases de données et de rassembler les projets de campagne pour obtenir des moyens à la mer plus conséquents, je monte alors avec Jean-Noël Proust et Sébastien Zaragosi le 'Workshop Atlantique' sur la synthèse des transferts sédimentaires de la plate-forme atlantique, qui se tient en 2004 à la SGF.

## La Société Géologique de France

L'animation scientifique est devenue une partie importante de mon activité depuis mon entrée au secrétariat de la SGF en 2002. Après le Workshop Atlantique, il y a eu le Workshop Egée, que j'ai organisé avec Laurent Jolivet en 2005. Je dois dire que ces initiatives ont été soutenues énergiquement, autant par l'actuel président de la SGF (Jean-Pierre Brun, un militant dans l'âme) que par son prédécesseur (Patrick De Wever, tombé dans la marmite associative quand il était petit). Je voudrais remercier en particulier Françoise Rangin, qui porte pour ainsi dire la maison SGF sur ses épaules, et Cécile Zimmerman, qui a développé toute l'interface web de la Société. Il est difficile de mesurer exactement l'enrichissement personnel et professionnel que représente un mandat comme celui-là; je pense en particulier à l'activité éditoriale que représente le secrétariat de rédaction du Bulletin de la SGF. Je tiens à remercier, ici encore, Patrick De Wever, qui m'a entraîné dans cette aventure, après m'avoir attiré au Muséum, et sans qui je n'aurais pas écrit ces lignes.

Enfin, je ne saurais terminer cette autoradiographie professionnelle sans remercier aussi celles et ceux qui m'ont permis de rassembler les données manquantes
pour rédiger ce dossier : François Bache, Martin Bêche, Claire Gracia-Garay, Isabelle Thinon, Edda Zué Pol Guennoc, Pascal Leroy et Pierre Weill, ou qui m'ont aidé

## PREAMBULE

Je me suis longuement interrogé sur la forme à donner à ce dossier. Il faut bien reconnaître que c'est un type de document unique en son genre : scientifique, technique, pédagogique, administratif, biographique et éventuellement politique. J'ai essayé de faire un peu tout cela, en évitant au maximum les catalogues et les listes. Les directives de l'Université Pierre et Marie Curie stipulent un document de moins de 50 pages, mais sans préciser s'il c'est avec ou sans la notice des Titres et Travaux. Même en « tassant » une police de caractères étroits dans des colonnes resserrées, c'était un peu une gageure. Pour ne pas exploser le compteur des pages, j'ai donc abandonné l'idée de faire une revue bibliographique détaillée des sujets que je présente. J'ai seulement rappelé les références incontournables, ou bien récentes et donnant l'idée de l'orientation actuelle de la recherche. Pour toutes les autres références, notamment ayant trait à la géologie régionale et à l'historique des chantiers que j'évoque, je renvoie les lecteurs à ma thèse et aux articles publiés par la suite. De même, sauf exception, je ne reproduis que des figures « historiques » ou extraites de mes publications ou des mémoires que j'ai encadrés ou co-encadrés. Cet élagage m'a permis de libérer un peu de place pour remettre les choses que j'ai faites dans le contexte de leur genèse, tant du point de vue des choix humains que des avatars administratifs. J'ai aussi de ce fait développé un peu les activités spécifiques à l'établissement qui m'emploie, le Muséum National d'Histoire Naturelle. A l'heure où nos tutelles nous demandent d'être à la fois spécialisés et

à améliorer le manuscrit : Elsa Cortijo, Bernadette Tessier, Christian Ravenne et Jean-Marie Rouchy.

‘transversaux’, cela m’a paru important. Car la spécialisation, et son risque, ont pour antidote la pratique des activités muséales et d’enseignement à l’intention de tous les publics, comme c’en était l’usage à l’époque de la Convention fondatrice du Muséum (qui était aussi l’époque de l’Encyclopédie). De la même manière, je rapporte ici, comme on l’aura vu dès les remerciements, l’activité d’animation scientifique que j’ai eue à la Société Géologique de France. Ces aspects marginaux ou extérieurs à mon activité de recherche sont présentés dans la partie Titres et Travaux de ce mémoire, à la suite du dossier scientifique (numéroté en chapitres).

Bernadette Tessier m'a dit récemment, après avoir lu une première version de ce mémoire: « mais pourquoi donc n'as-tu pas parlé des *Petites Géologies* ». C'est précisément que cela me paraissait hors de propos, tout comme de dire que je fais de la photographie. « Mais pas du tout ! C'est de la géologie ! Il n'y a pas de grande et de petite géologie, et toi tu as écrit les *Petites Géologies*, alors tu vas le dire ! ». En substance. Donc, je m'incline. Les *Petites Géologies* sont un recueil de poèmes en prose décrivant, à la manière de Francis Ponge (le *Parti Pris des Choses*), quelques objets de la nature vus par l'autre bout de la lorgnette. Jean Dercourt m'en a fait une préface magnifique. La première édition est hélas épuisée... A bon entendeur !
# GLOSSAIRE DES SIGLES

Une sorte d'inventaire à la Prévert...

**A (rang)**: publication à comité de lecture référencée par l'ISI et de facteur d'impact égal ou supérieur à 1 (en principe), **ACI**: Action Concertée Incitative (financement du Ministère), **ASF**: Association des Sédimentologistes Français, **ATER**: Attaché Temporaire d'Enseignement et de Recherche, **BGS**: British Geological Survey, **BMH**: Bassin méso-hellénique, **BQR**: Bonus Qualité Recherche (une partie du budget de la contractualisation des établissements publics qui revient à la recherche après les prélèvements de fonctionnement), **BRGM**: Bureau de Recherches Géologiques et Minières (notre Geological Survey), **BSGF**: Bulletin de la SGF, **CAPES**: Certificat d'Aptitude à l'Enseignement Secondaire, **CARAIBES ®**: systèmes de navigation et de cartographie de l'IFREMER, **BSS**: Banque de données du Sous-Sol du BRGM, **CCD**: Common Core of Data (type de capteur sur une caméra vidéo couleur), **CEPAGE**: Centre Parisien de Géologie (la FR 32 du CNRS), **CFR**: Centre des Faibles Radioactivités (laboratoire mixte CNRS/CEA), **CNFG**: Comité National Français pour la Géologie (émanation de l'Académie des Sciences, chargée de représenter la France à l'IUGS), **CNRS**: Centre National de la Recherche Scientifique (structure non gouverne-mentale de la recherche publique française indépendante), **COTARMOR**: Programme de la Région Bretagne dévolu à l'histoire quaternaire du trait de côte sud-armoricain, **CRAS**: Comptes Rendus de l'Académie des Sciences (en géologie, remplacé depuis 2002 par les Comptes rendus Géoscience), **CRI**: Centre de Ressources Informatique, **CRPG**: Centre de Recherches Pétrographiques et Géochimiques du CNRS à Nancy; **CSOA**: Comission Spécialisée Océan-Atmosphère de l'INSU(E), **DEA**: Diplôme d'Etudes Approccffondies (remplacé par le M2 Recherche, dans la

réforme des LMD), **DELPH ®**: système d'acquisition et de visualisation des sismiques et d'imagerie utilisés en géologie marine, **DEUG**: Diplôme d'Etudes Universitaires Générales (remplacé par les deux premières années de la nouvelle Licence), **DITI**: Département de la Technologie de l'IFREMER, **DIONISOS ®**: logiciel de modélisation stratigraphique de l'IFP, **ECLIPSE**: programme du CNRS dévolu à l'étude du climat à l'échelle géologique, **ECOD**: European Consortium for Ocean Drilling (le ODP européen de l'ESF), **ED**: Ecole Doctorale, **ENS**: Ecole Normale Supérieure, **ENSAB**: Ecole Nationale Supérieure d'Agriculture de Beauvais, **ENSMP**: Ecole Nationale Supérieure des Mines de Paris, **ERADATA**: Société de prestation de services spécialisée dans la datation biostratigraphique, **ESA**: non pas l'Agence Spatiale Européenne, mais un sigle qui a (pratiquement) la même signification qu'UMR, **EUROMARGINS**: programme européen de forage des marges continentales (sous-structure de EUROCORES, programme de l'ESF), **EUROSTRATAFORM**: programme européen (UE) de dynamique sédimentaire et de stratigraphie des marges continentales, **HDR**: Habilitation à diriger des Recherches, **FR**: Fédération de Recherche du CNRS (super-structure des ESA et UMR), **FRE**: UMR en Restructuration, **GDR**: Groupe de Recherche (structure CNRS ; le GDR Marges, dont il est question ci-après, est financé par l'industrie pétrolière pour produire des synthèses géologiques), **GPS**: Global Positioning System (réseau satellite), **IAS**: International Association of Sedimentologists, **IFP**: Institut Français du Pétrole, **IFREMER**: Institut Français pour la Recherche et l'Exploitation de la Mer, **IGAL**: Institut Géologique Albert de Lapparent, **IODP**: International Ocean Drilling Program, **IMAGES**:
International Marine Global ChannGES (programme de recherche dont la participation française est essentiellement la mise à disposition du Marion-Dufresne), INSU (INSUE): Institut National des Sciences de l'Univers (et de l'Environnement), IRSN: Institut de Radioprotection et de Sureté Nucléaire, IT: Intérieur de la Terre (programme du CNRS), IUGS: International Union of Geological Sciences, LMD: Licence-Master-Doctorat (dit aussi 3-5-8, nouveau cursus universitaire français, harmonisé avec les normes européennes), LNH-EDF: Laboratoire National d'Hydraulique, structure dérivée d'EDF, LSCE: Laboratoire des Sciences de l'Environnement et du Climat (anciennement le CFR), M1: Master 1 (ex-Maitrise), M2: Master 2 (ex-DEA si M2 'recherche'), MAST: Marine And Science Technology (programmes de la CE puis de l'UE dédiés aux géosciences marines), MCF: Maître de Conférences, MED: Ministère de l'Ecologie et du Développement Durable, MNHN: Muséum National d'Histoire Naturelle, MQMBS: Méthodes Quantitatives et Modélisation des Bassins Sédimentaires (DEA associant l'IFP, l'ENSMP, le MNHN et l'UPMC), NADW: North Atlantic Deep Water, NHM: Natural History Museum (le MNHN britannique, séparé du British Museum dans les années 60), NO: Navire Océanographique, JYR: Jean-Yves Reynaud, NSF: National Science Foundation (le CNRS américain), ODYSSEUS: programme européen de forage en Méditerranée (dans le cadre d'IODP), PALEOCINAT: programme du CFR dévolu à la recherche sur les fluctuations climatiques rapides, PEPS: ce qui manque en fin de rédaction d'HDR et aussi Paléo-Environnements et PaléobioSphère (UMR 5121 du CNRS à l'Université de Lyon 1), PLATON: programme gouvernemental franco-grec de coopération scientifique, PNEC: Programme National d'Environnement Côtier (pilotage ministériel), PPF: Plan Pluri-Formations (structure transversale du

Ministère de la Recherche), PRAG: Professeur Agrégé titulaire dans l'Enseignement Supérieur, PROMAX®: géomodeleur, RCMG: Renard centre of Marine Geology (laboratoire de l'Université de Gand), RELIEF: programme du CNRS dévolu à l'étude de l'évolution du relief terrestre et des bilans de matière à l'échelle géologique, RST: Réunion annuelle des Sciences de la Terre (congrès biennal, en fait, de la SGF), RVB: Rouge-Vert-Bleu (type d'encodage des couleurs vidéo), SEDICAR: campagnes de carottage du Marion-Dufresne sur la marge des Approches Occidentales de la Manche, SEPM: Société savante américaine de géologie sédimentaire, SEISTEC®: boomer petits fonds (sismique réflexion), SEISVISION®: géomodeleur utilisé au BRGM, SGF: Société Géologique de France, SIG: Système d'Information Géographique, SIMS: sonde ionique et spectromètre de masse, SINUP®: Système d'Acquisition Numérique des données sismiques (le premier à avoir été développé à l'IFREMER), SISRAP®: système d'acquisition de sismique plateau 6 traces de l'IFREMER, SITHERE®: logiciel de traitement et de visualisation des données sismiques (développé à l'IFREMER), SYSIPHE®: modèle de transport des sédiments non-cohésifs couplé à TELEMAC (développé au LNHN), SNH: Société Nationale d'Horticulture, TELEMAC®: logiciel de modélisation hydrodynamique du LNH, TPE: Travaux Pratiques Encadrés (des lycéens à l'Université), THR: Très Haute Résolution (en termes de sismique réflexion, désigne des sources >500 Hz), UBO: Université de Bretagne Occidentale, UBS: Université de Bretagne Sud, UFG: Union Française des Géologues (association des praticiens de la géologie), UMR: Unité Mixte de Recherche (contractualisation CNRS-Universités), UPMC: Université Pierre et marie Curie (Paris VI), URA: Unité de Recherche Associée (contractualisation CNRS-Université, l'ancêtre des UMR), URM: Unité de Recherches Marines (contractualisation IFREMER-
Universités), USTBH : Université des Sciences et
Technologies Habib Bourguiba (Alger), USTL :
Université des Sciences et Techniques de Lille (Lille 1),
...
# CHAPITRE 1: STRATIGRAPHIE CLIMATIQUE TRES HAUTE RESOLUTION

Ce chapitre, traité succinctement, présente mon expérience dans le domaine de la paléocéanographie climatique, point de départ de mes activités de recherche à la mer et de mon intérêt pour les transferts sédimentaires continent-océan. Il fait état des travaux que j'ai effectués dans le cadre de mon DEA et des collaborations que j'ai conservées depuis lors avec les collègues de cette discipline.

## HISTORIQUE

Ce n'est pas le lieu ici de faire une revue bibliographique d'un sujet (les niveaux de Heinrich) sur lequel plus de 250 articles ont été publiés depuis 1992. Cette revue a d'ailleurs été faite récemment (Hemming 2004). Depuis les années 80, la paléoclimatologie a fait deux progrès définitifs, en établissant que (i) les moteurs de contrôle de l'environnement sont liés à la mécanique de l'océan (climat, niveau marin) ; (ii) la compréhension de cette mécanique non linéaire passe par l'acquisition de données géochimiques issues de la stratigraphie à très haute résolution des glaces et des sédiments sous aquatiques. Les carottes de sédiments océaniques ont été l'outil de base pour la constitution des bases de données paléoclimatiques, notamment l'enregistrement de la chimie des eaux basée sur la géochimie isotopique de l'oxygène des carbonates biogéniques (essentiellement les foraminifères).

L'océan profond enregistre les pulsations de la dynamique sédimentaire des marges. Au début des années 90, on cherchait à déterminer les implications de la présence au milieu de l'Atlantique de débris flottés par les icebergs (les 'niveaux de Heinrich', dans la 'bande de Ruddiman') sur la mécanique des calottes glaciaires boréales. Rapidement, on a supposé que l'augmentation du fluage centrifuge des inlandsis, forcé par le bilan

pluviométrique des hautes latitudes, avait une rétroaction directe sur le climat via l'accélération de la circulation thermohaline. Les événements climatiques brefs matérialisés par les niveaux de Heinrich devenaient en soi un laboratoire pour l'étude des mécanismes climatiques qui intéressent la société en général et les pouvoirs publics en particulier, depuis qu'il est certain que la Terre actuelle se réchauffe et que le niveau de la mer monte. Par la suite, un ensemble plus vaste de rétroactions a été démontré, impliquant notamment le cycle du carbone.

En France, c'était le CFR (devenu le LSCE) qui avait le meilleur dispositif analytique pour étudier ces phénomènes, et Laurent Labeyrie a monté le programme PALEOCINAT comme la première tentative de créer une collection de carottes échelonnées en latitude pour déterminer en 4D les rapports entre la dispersion des débris proglaciaires (ice rafted debris, ou IRD) et l'enregistrement géochimique de l'atlantique Nord (NADW en profondeur et Gulf Stream en surface). Il y avait énormément de carottes à comparer et vu le temps nécessaire à la réalisation d'une courbe isotopique, il fallait absolument trouver un marqueur significatif du $\delta^{18}$O (ou proxy) rapide à acquérir. Ce fut le travail qui nous fut confié, à Elsa Cortijo et à moi-même, lors de notre DEA au CFR en 1991.

## ENJEUX

Les fluctuations rapides du climat ont un impact sociétal évident, à l'heure où tout le monde se demande si les

activités industrielles n'ont pas enrayé (ou emballé) la machine thermique terrestre. Le paradoxe posé par les
niveaux de Heinrich était que le réchauffement du climat corrélé avec une débâcle abrupte de débris pro-glaciaires dans l'océan avait pour cause une augmentation des précipitations globales (croissance des glaces continentales), alors qu'on associe le réchauffement climatique actuel à une désertification générale des zones intertropicales. L'enjeu est donc de savoir si les événements de Heinrich, naturels, ont eu les mêmes causes que le réchauffement climatique moderne, peut-être pas naturel. C'est l'ambiguïté sur le 'peut-être' qui serait levée si on donnait une réponse fiable à cette question. Au-delà de cette question, il y a d'autres enjeux :

- des événements catastrophiques indépendants des mécanismes glaciaires peuvent avoir un impact direct sur le climat à court terme, via l'effet de serre : c'est par exemple le cas des grands glissements sous-marins. Popularisés (dans le mauvais sens du terme) par les tsunamis qu'ils engendrent (dont l'exemple le plus

## TRAVAUX EFFECTUÉS

J'ai participé à la mission Paléocinat 2, durant laquelle nous avons récolté une quarantaine de carottes dans l'Atlantique nord. Nous les avons étudiées avec les carottes de Paléocinat 1, soit environ 80 carottes en tout. Dans ce projet, mon travail était de mettre au point un système d'acquisition d'image permettant d'extraire très rapidement les profils de couleur (RVB) des carottes. Pour ce faire, j'ai construit un banc d'éclairage et un dispositif de capture d'image utilisant une caméra

## RESULTATS

D'une manière générale, on a vérifié que les niveaux de gris pouvaient être utilisés comme un proxy de la concentration en carbonates, ce dernier signal étant lui-même un proxy du $δ^{18}$O (Figure 1). Parallèlement, Elsa Cortijo faisait les stratigraphies de la susceptibilité magnétique, et on montrait la conjonction entre les deux

récent a été donné en Asie du Sud-Est, suite au séisme du 26 décembre 2004 dans la fosse de Sumatra), les glissements sous-marins sont également à l'origine du dégazage d'une énorme quantité de méthane, initialement contenu dans les sédiments sous forme de gels (les hydrates de gaz).

- la fonte rapide des glaces cause une montée du niveau marin eustatique qui met en danger les basses plaines côtières, zones les plus peuplées de la planète. De la quantification des secteurs d'inlandsis concernés et de leur vitesse de fonte dépend le calcul des variations du niveau marin répercutées sur le littoral, car ces dernières intègrent les diverses composantes isostatiques de ces déplacements d'eau.

Management littoral ou modélisation du climat, le sujet des variations paléoclimatiques à haute fréquence a continûment alimenté les programmes de recherche nationaux et internationaux depuis vingt ans.

TriCCD et un des premiers logiciel PC convertissant les images en matrice de niveaux de gris. Au laboratoire, j'ai établi plusieurs fonctions de transfert reliant la courbe calcimétrique des carottes avec le signal colorimétrique RVB. A côté de ce développement méthodologique, la période passée au CFR a été aussi et surtout celle de l'apprentissage du Quaternaire et des systèmes climatiques en général.

signaux (Figure 2). Les fonctions de transfert entre les niveaux de couleur et la calcimétrie des carottes nous ont permis de vérifier que les niveaux de gris (c'est-à-dire le canal Vert de la caméra CCD) qui avaient été utilisés précédemment par Gerard Bond au Lamont ne rendaient toutefois pas bien compte de la concentration
en carbonate pour les sédiments à dominante franche, comme par exemple les couches de bentonites préservées au large de l'Islande ou encore les premiers décimètres oxydés sur la majorité des carottes. J'ai montré, sur l'ensemble des carottes disponibles, qu'il était possible de transférer les niveaux de couleur en

courbe isotopique synthétique. Grâce à cette méthode, couplée à la stratigraphie de la susceptibilité magnétique, nous avons établi avec Elsa le modèle d'âge de chaque carotte, et daté précisément chaque niveau de Heinrich (âge et durée), ce qui nous a permis d'estimer les flux terrigènes associés.

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

Figure 1 : Comparaison sur deux cycles climatiques à 100 Ka de trois signaux stratigraphiques à signification paléoclimatique (Cortijo *et al.* 1995). La carotte SU90-39 a été prélevée dans l'Atlantique Nord au large de l'Irlande lors de la campagne PALEOCINAT. Le signal en niveau de gris (réflectance) représente un bon 'proxy' du $\delta^{18}$O. Contrairement à ce dernier, son acquisition est quasi-instantanée et non destructive; c'est donc un signal de choix pour corréler les carottes entre elles.

<figure><img src="image_5.png" /></figure>

Figure 2 : Comparaison entre la susceptibilité magnétique et les niveaux de gris de la carotte SU90-39 (Cortijo *et al.* 1995). Les niveaux de Heinrich sont enregistrés par des passées sombres et de faible susceptibilité magnétique. La réflectance, 'proxy' du $\delta^{18}$O, permet de pointer les fluctuations rapides des relargages proglacaires que sont les niveaux de Heinrich.

Cela a été le début de la quantification des niveaux de Heinrich, dont nous avons montré que la durée moyenne dans la dernière période glaciaire (stade isotopique 2)

était de 400 ans. J'ai quitté le CFR avant la fin du programme mais les travaux postérieurs ont confirmé une corrélation temporelle étroite entre les niveaux de
Heinrich et les événements de Dansgaard-Oeschger dans les carottes de glace du Groënland (Figure 3). Ceci a définitivement démontré la concomitance de réchauffements atmosphériques, avec accélération du cycle de l'eau, et des épisodes de croissance d'inlandsis responsables des niveaux de Heinrich. On sait aujourd'hui le rôle de la banquise dans le blocage de la formation des eaux profondes en Mer de Norvège et le ralentissement de la circulation thermohaline. Ces travaux sur les carottes Paléocinat ont fait l'objet d'une publication de rang A avec E. Cortijo (Cortijo *et al.*

1995). La recherche de la plus haute fréquence amena la prospection de cibles de carottage à fort taux de sédimentation. Donc les marges continentales. L'équipe du LSCE s'est tournée en particulier vers la marge du Guadalquivir, ce qui pose d'autres problèmes, comme la non-linéarité de l'enregistrement (à cause des fluctuations des apports terrigènes et des courants associés), voire la discontinuité ou la répétition de l'enregistrement (à cause des processus gravitaires de déformation et d'ablation).

<figure><img src="image_6.png" /></figure>

Figure 3 : Corrélation entre l'enregistrement isotopique des fluctuations climatiques (δ¹⁸O et abondance relative de *Neogloboquadrina pachyderma* senestre) dans l'océan (DSDP 609, VEMA 28-31) et dans la calotte de glace groenlandaise (GRIP). Cette corrélation montre que le phénomène des niveaux de Heinrich correspond à une déstabilisation de l'inlandsis à la fin d'un cycle de refroidissement global (Bond *et al.* 1993).
J'ai arrêté de suivre ces recherches en 1993 mais cet épisode de ma formation m'a donné le cadre chronologique et événementiel du dernier cycle climatique. Grâce à quoi j'ai pu faire la jonction avec ma thèse sur les bancs sableux, tout en me démarquant à la fois des géologues sédimentaires de l'ancien et des spécialistes de la dynamique sédimentaire côtière. Depuis lors, j'ai conservé des contacts plus ou moins

étroits avec le LSCE (Elsa Cortijo et Laurent Turpin), qui m'ont notamment permis d'aborder un projet de corrélation stratigraphique des séries carbonatées miocènes par les isotopes du strontium. Mon expérience en mer dans le domaine abyssal a également été valorisée dans le cadre de mes activités au Muséum (collaboration IMAGES, campagne de carottages Wepama, puis projets de carottages longs sur les plates-formes).

# CHAPITRE 2 : DYNAMIQUE HYDRO-SEDIMENTAIRE DES BANCS TIDAUX

Ce chapitre passe en revue les travaux à la mer auxquels j'ai participé depuis 1991, dans le cadre de ma thèse d'abord, puis en collaboration avec divers groupes de recherche, ainsi que les résultats qu'ils ont produits. La méthodologie exploitée dans ces travaux est celle des techniques de géophysique marine de surface (sismique, imagerie) couplées à des carottages. L'approche est celle de la comparaison des grands corps sédimentaires observés in situ (sub-actifs) avec leurs analogues potentiels dans l'ancien. Les premiers donnent des clés de validation pour l'interprétation des paléomilieux (modèles de faciès), les seconds permettent d'étudier les contrôles stratigraphiques et la préservation des réservoirs correspondants dans les bassins sédimentaires.

## ETAT DES CONNAISSANCES

Les alimentations de l'océan par les marges étaient au cœur du problème de mon DEA. Des laboratoires majeurs de géologie marine consacrent d'ailleurs toujours une part importante de leurs recherches sur les marges englacées, recherches dont les résultats peuvent être exploités par la communauté des paléoclimatologues (notamment les interactions avec les courants circumpolaires). La morphodynamique sédimentaire des plates-formes, qui sont les zones les plus sensibles du système des marges, est étudiée par des océanographes depuis l'invention du sonar dans les années 1930 et a connu son heure de gloire entre 1960 et 1990. Les quantifications du transport par les courants ont été rapidement le domaine des physiciens et des ingénieurs, en relation avec des applications dans le domaine portuaire et du management littoral.

Cependant, depuis les années 1980 et la reconnaissance du rôle fondamental des variations du niveau marin dans la construction des marges (que l'on doit à l'industrie pétrolière), les relations entre la dynamique sédimentaire 'instantanée', et les bilans de matière amont-aval ont fait l'objet d'une attention grandissante. L'intérêt des systèmes actuels et récents est de faire le lien entre (i) les conditions physiographiques et environnementales (qu'on mesure, par exemple le relief et la granulométrie du fond, la structure et la vitesse des courants), (ii) la morpho-dynamique des corps sédimentaires (qu'on observe, par exemple la migration des dunes), et (iii) les accumulations/érosions produites à plus long terme, qu'on peut calculer à partir des connaissances acquises en (i) et (ii) et comparer avec des formations anciennes, pour construire des modèles de dépôt.
Les structures internes des corps sableux de plate-forme sont rendues accessibles par la sismique très haute résolution (sources de fréquence supérieure à 100 Hz). Depuis les années 1960, les outils d'acquisition ont peu évolué dans leur principe (mis à part les sources à fréquence variable de type Chirp). En revanche, on a affiné la résolution (de quelques mètres à quelques décimètres), mais surtout la pénétration, par le traitement analogique et numérique du signal (de quelques dizaines à quelques centaines de mètres). L'acquisition et le traitement numérique des données a également ouvert la porte à la sismique 3D. Mais ce sont surtout la modélisation des données qui a progressé, grâce à l'amélioration des outils de navigation et de positionnement (GPS différentiel), couplée au développement des modeleurs géostatistiques (outils graphiques aux puissantes fonctions d'interpolation, de type kriegeage). Cette évolution a permis d'étudier des architectures de dépôts sous-marins à la même échelle qu'à l'affleurement. Par rapport au terrain, toutefois, la sismique n'apportait pas d'information sur la lithologie et les contenus fauniques nécessaires à la reconstitution directe des paléoenvironnements de dépôt. Les limitations techniques du carottage des sables et des sédiments non cohésifs ont ralenti les progrès faits dans la géologie marine du Quaternaire (alors que dans le même temps, la paléoclimatologie explosait dans le domaine abyssal, du fait de la facilité de carotter des boues cohésives).

La Manche est un des plus beaux exemples de plate-forme tidale au monde, et un des premiers à avoir été étudié. A mon arrivée à Lille, le modèle de dépôt des bancs tidaux était bien établi, et un des programmes MAST-II s'intéressait exclusivement à la quantification et modélisation des déplacements de sable à leur surface (programme MAST-CSTAB, pour lequel nous avons eu un congrès commun avec MAST-STARFISH). J'ai donc appris que les bancs tidaux sont des accumulations

sableuses déca-kilométriques parfois épaisses de plus de 40 m et allongées (presque) parallèlement au courant dans des golfes ou la marée est forte et de préférence au droit de systèmes estuariens ou deltaïques (Off 1963).

Depuis les premières observations au sonar latéral dans les années 1960, les bancs tidaux étaient considérés comme des accumulations de sable formées en domaine d'offshore par les courants de marée (Stride 1963). Les premières reconnaissances en sismique haute résolution, mise en œuvre sur les bancs du sud de la Mer du Nord, mirent en évidence qu'ils s'agissaient de corps en accrétion latérale dominante (Houbolt 1968). Les premiers modèles de croissance, statiques, invoquaient le rôle de courants hélicoïdaux (qui n'ont jamais été observés). Au début des années 70, l'étude morphologique détaillée des terminaisons de ces bancs montra qu'ils correspondaient à des corps qui se dédoublent et migrent au fur et à mesure de leur croissance (Caston et Stride 1970). Ce modèle, combiné à un modèle d'architecture 'unifié' au début des années 80 (Kenyon et al. 1981), fut confirmé par les hydrodynamiciens, se basant sur la croissance d'instabilités initiales dans un champ de courants giratoires (Zimmerman 1981; Huthnance 1982b).

La nature autocyclique des bancs (c'est-à-dire leur aptitude à croître sans variation des apports sédimentaires et du niveau marin) était confortée par le fait que les modèles numériques prédisaient un rapport constant entre espacement des bancs et profondeur d'eau, soit 1:250 (Huthnance 1982a), qui était effectivement observé dans la plupart des systèmes actifs (où les bancs étaient couvert de rides et dunes hydrauliques). Cela rejoignait, à une plus vaste échelle, les régressions statistiques entre la profondeur d'eau et la hauteur des dunes sous-marines à l'équilibre (Yalin 1963). De la même manière que pour les dunes, les bases de données montraient que l'espacement des
bancs actifs était proportionnel au carré de leur hauteur
(Allen 1984).

Les bancs les plus profonds (comme en particulier les
bancs celtiques) ne répondant pas à ces critères
géométriques définis pour les bancs actifs, cela amena
l'idée que ces bancs-là étaient des structures
'moribondes' héritées des stades de plus bas niveau
marin (Stride et al. 1982). Cette idée n'était pas
totalement nouvelle et, comme se plaisait à le rappeler
Serge Berné, avait déjà été évoquée par Sir Francis
(Shepard 1932) et par Jean Bourcart (Bourcart 1947).
Le lien avec les stratigraphies transgressives fut établi
dans le domaine côtier, notamment à partir de l'étude
des prismes littoraux de la côte est des USA (Demarest
et Kraft 1987). L'importance de l'érosion littorale par
les vagues dans l'approvisionnement sédimentaire des
dépôts transgressifs de plate-forme a été théorisée
ensuite par Donald Swift (Swift et Thorne 1991). Dans
ce modèle, la discontinuité érosive est localisée sous les
dépôts qu'elle génère : c'est la surface de ravinement
transgressif, marqueur qui était déjà latent mais pas
réellement exprimé dans la stratigraphie vailienne
(stratigraphie sismique à plus basse résolution, où
c'étaient les érosions aériennes qui étaient tracées).
Comme dans le modèle de Stride (Stride et al. 1982) ou
de Nio (Nio 1976), dans le modèle de Swift les bancs
sont essentiellement autocycliques et le toit du dépôt est
une surface d'abandon.

C'est encore à la sismique très haute résolution qu'on
doit d'avoir partiellement remis en cause ce modèle
qu'elle avait contribué à développer, lorsqu'on s'est
aperçu que le toit de certains bancs tidaux profonds avait
été fossilisé comme une surface d'érosion tronquant les
structures internes de croissance (Pantin et Evans
1984). L'érosion au toit de l'accumulation pouvait être
dans ce cas une autre expression de la dynamique qui
construit le banc (les courants de marée, dopés par une
tempête, par exemple, comme nous allions le voir en

1994 sur les bancs du Boulonnais), ou bien la cicatrice
d'un événement post-dépôt, comme une chute du niveau
marin.

A peu près dans le même temps, les mêmes conclusions
générales était tirées de l'exploration des bancs à
prédominance de la houle (ou mixtes houle-marée) de la
plate-forme de la côte est des Etats-Unis, montrant (i)
des surcreusements de part et d'autre des bancs dans
leur assise argileuse pléistocène (Stubblefield et Swift
1976); (ii) la formation des bancs en offshore sous
l'effet du remaniement d'anciennes barrières littorales
ou shorefaces détachés (Swift et Field 1981).

Grâce à un forage, Alain Trentesaux, qui me précédait de
deux ans dans l'exploration sismique des bancs, montra
que la moitié inférieure du Middelkerke Bank, dans le
Sud de la Mer du Nord, était constituée de dépôts
estuariens lagunaires (Trentesaux et al. 1999b). Ceci
rejoignait une hypothèse formulée par Don Swift dans
son premier modèle transgressif (Swift 1975). Les bancs
se formeraient dans les complexes de chenaux-levées
intertidaux, dont la topographie encore sensible après la
transgression formerait 'l'irrégularité' nécessaire à la
croissance des bancs dans les modélisations
numériques. Peter Harris arrivait à une conclusion
similaire à partir d'un exemple australien, montrant la
similitude de la morphodynamique de barres
estuariennes et des migrations de bancs tidaux
d'offshore décrits par Caston (Harris et al. 1992). Il faut
dire que pendant les années 80, la reconnaissance
sismique très haute résolution des grands estuaires avait
produit une base de données permettant de mieux
comprendre la morphodynamique des corps sableux
tidaux d'embouchure (Dalrymple et al. 1990). Une
synthèse des bancs combinant le modèle autocyclique de
Neil Kenyon et le modèle de remaniement estuarien
transgressif sera finalement publiée par John Snedden
pendant ma thèse, sur la base de différents exemples
dans l'actuel et dans l'ancien (Snedden et Dalrymple
1999).

Evidemment, le caractère transgressif des bancs (lavage
des sables) et la probabilité de couvertures
imperméables à leur sommet en avaient fait dès les
années 70 une cible privilégiée des recherches
pétrolières. De nombreux analogues ont été alors
recherchés dans l'ancien, des grès de Roda, dans l'avant-
pays pyréénen (Nio 1976), à ceux du Crétacé des
Rocheuses (Tillman et Martinsen 1984). Il est
impossible d'en faire ici même une revue sommaire. A
propos du Crétacé des Rocheuses, je voudrais seulement
souligner que dans les années 90, la plupart de ces
formations ont été réinterprétées en shorefaces de bas-
niveau (Walker et Wiseman 1995), suite à la mise en
évidence, encore une fois par sismique très haute
résolution, des régressions forcées sur la plates-formes
actuelles (Posamentier et al. 1992).

Il est également impossible de citer tous les chantiers qui
ont concouru à préciser le modèle des bancs tidaux
depuis 1980, mais je ne peux pas ne pas mentionner ici
la Mer de Chine, qui fut reconnu comme le complexe
transgressif du paléo-Fleuve Jaune, un ‘tidal shoal
retreat massif’ au sens de Don Swift (Yang et Song
1988), et sur lequel nos collègues d’IFREMER ont
acquis des données sismiques de premier ordre
(missions Donghaï et les suivantes). Car ils ont illustré

HISTORIQUE ET ENJEUX DU PROJET

Lorsque je suis arrivé à Lille, 3 thèses sur les bancs
sableux avaient eu lieu en partenariat avec la région
Nord-Pas-de-Calais (Dewez, Clabaut, Vicaire) et une
thèse était en route dans le cadre du programme
européen MAST-Resecused (Alain Trentesaux). Il y
avait une volonté politique forte pour développer les
recherches en rapport avec le management littoral.

pour la première fois les architectures spécifiques aux
sédiments très fins, notamment la regradation des bancs
suite à des périodes d'érosion par les courants tidaux
(Trentesaux et al. 1999a). Par ailleurs, sous l'impulsion
de Serge Berné, des données furent acquises sur des
bancs tidaux particuliers, dits bancs de sillage, où le rôle
des tempêtes dans la déstabilisation des bancs et leur
érosion sommitale fut démontrée (M'hammdi 1994).

Ce que ces travaux ont laissé, c'est la conception que la
stratigraphie à très haute résolution montre la
complexité des géométries sédimentaires, dans
lesquelles les surfaces importantes peuvent être
identifiées (ravinement tidal, ravinement de la houle,
ravinement de la tempête, chute du niveau marin etc...).
Ces géométries ont été modélisées en 2D à l'aune des
concepts de la stratigraphie séquentielle, avec les
paramètres essentiels que sont le profil de base, la
subsidence, les variations du niveau marin et les apports
sédimentaires (Nummedal et al. 1993). Ce qui reste
incertain, ce sont les modulations de ces systèmes en
fonction des valeurs du flux sédimentaire et de la vitesse
de variation du niveau marin. Par ailleurs, les forçages
hydrodynamiques sont extrêmement sensibles à des
paramètres non inclus dans ces analyses
stratigraphiques bidimensionnelles, tels que la
topographie du bassin. Ce sera un point majeur de ma
réflexion sur la modélisation stratigraphique que je
présente dans le chapitre 5.

Depuis se sont associées les communautés des
sédimentologues et des modélisateurs, dans ce qui est
devenu le PNEC. Le Ministère de la Recherche a suivi le
mouvement en créant en 1993 l'URM17, associant
l'IFREMER à des labo universitaires (initialement
Bordeaux 1 et Lille 1) pour développer ces thèmes. Du
côté marin, la géophysique de la plate-forme
continentale et l'imagerie haute résolution avaient
'décollé' dans les années 80 à l'IFREMER (acquisition
numérique SINUP, traitement sismique SITHERE,
logiciel CARAIBES pour la fabrication des cartes et des
mosaïques sonar et multifaisceaux, etc...).

Hervé Chamley venait de signer pour le laboratoire lillois
un deuxième contrat MAST (le projet MASTII-
STARFISH), et l'équipe était en phase de prospection de
cibles. Un des objectifs de ce projet était la prééminence
donnée à la sismique et à l'évolution à long terme des
bancs. Suite à un programme de cartographie des
sédiments superficiels (piloté par Claude Augris à
l'IFREMER), on s'orientait sur les bancs de la plate-
forme proximale du Boulonnais, dont des premières
reconnaissances sismiques avaient été faites dans les
années 70 (Lapierre 1975). La carte morpho-
sédimentaire montrait en particulier la Bassure de Baas,
le banc tidal d'offshore le plus côtier de Manche
orientale, comme une étroite bande sableuse modelé par
de grandes dunes migrant dans l'axe du banc (Augris et
al. 1990). Ceci était suffisamment étonnant, au regard
du modèle classique des bancs tidaux (Kenyon et al.
1981), pour que la Bassure de Baas apparaisse comme
une cible préférentielle du programme STARFISH.

La deuxième cible devait être un banc ‘moribond’, non
encore choisi, parmi l’immense système des bancs
profonds de la Mer celtique (du côté français). L’enjeu
était double : tout d’abord, il n’était pas certain que ces
stocks profonds soient réellement des sables mobiles, et
il était important de vérifier ce point car l’époque était à
la prospection active de granulats. Ensuite, il y avait en
point de mire la possibilité de développer un modèle de
dépôt des sables de la plate-forme profonde beaucoup
plus détaillé que ce qui existait alors, et qui évidemment
intéressait les pétroliers. C’est cette deuxième cible qui a
occupé l’essentiel de mon temps de thèse (au point que
je n’ai pas fait figurer dans mon mémoire de 1996 les
résultats que nous avions obtenus sur la Bassure de

Baas; je profiterai donc de ce mémoire-ci pour en faire
état).

Le secteur de la plate-forme profonde des Approches de
la Manche (que j'appelle, par abus de langage, la 'Mer
celtique', alors que c'est au sud de la Mer celtique), avait
fait l'objet de plusieurs demandes de campagne
'Sédimanche' depuis 1989 et la première venait d'être
accordée par la Commission Géosciences marines. Le
but était de reconnaître la zone des bancs celtiques, à
l'échelle de la 'sismique rapide' pour l'architecture des
prismes tertiaires (canons à air, flûte 6 traces haute
résolution) et de la sismique très haute résolution pour
le Plio-quaternaire (sparker et flûte monotrace). Nous
ne partions pas dans l'inconnu : la zone avait fait l'objet
d'une prospection sismique sparker par le BRGM dans
les années 70 (Campagnes BRGM Astrolabe, Bir-
Hakeim et Géomanche 1 et 2), dont il était sorti, pour ce
qui concerne le Plio-quaternaire, deux publications : une
sur les sédiments superficiels (Bouysse et al. 1979) et
une sur la géométrie des corps sableux (Bouysse et al.
1976). Des travaux similaires avaient été réalisés du côté
anglais (Evans et Hughes 1984; Pantin et Evans 1984),
renforcés par des datations et des reconstitutions
paléoenvironnementales. Cela dit, les bancs celtiques
n'avaient pas attendu de produire des données pour que
leur origine fût discutée : ils avaient fourni les bases au
modèle des bancs moribonds de Stride (Stride et al.
1982), et avaient aussi été interprétés comme des
reliques de barrières littorales (Vanney 1977),
hypothèse reprise par Gérard Auffret dans sa thèse d'état
(Auffret 1983). L'idée dominante était donc que ces
dépôts correspondaient au remaniement ou aux reliques
d'un énorme stock sableux de bas niveau marin,
restreint à la partie la plus profonde de la plate-forme
(par opposition à la Manche occidentale, quasiment vide
de sédiments quaternaires, à l'exception des
remplissages de fosses). Cette idée intéressa
évidemment les géographes continentalistes, qui
travaillaient sur les terrasses des grands fleuves dont la Manche est le débouché naturel (Jean-Pierre Lautridou, Pierre Antoine, entre autres). Les bancs celtiques

## TRAVAUX REALISES

L'étude des bancs a donné lieu à une dizaine de missions océanographiques, en Manche orientale et en Mer celtique, correspondant à plus de 12000 kilomètres de sismique haute et très haute résolution (canon à air, canon à eau, sparker, boomer et sondeur 2,5 KHz, sur des flûtes multitrace SISRAP et monotrace, et avec des acquisitions numériques sur divers systèmes). Ce sont les mêmes données qui ont été exploitées pour l'étude des vallées incisées, dont il sera question au chapitre suivant. J'ai pratiqué le traitement des données sur les stations IFREMER-Sithere (en développement à l'époque) et ELICS-Delph (qui venait d'apparaître, et qui s'est popularisée depuis, équipant maintenant la

étaient-ils la mémoire des cycles climatiques enregistrés dans ces terrasses ?

plupart des universités faisant de la sismique). Je suis en revanche passé juste avant l'utilisation systématique du modeleur (PROMAX à l'époque, sur SiliconGraphics) et du pointé sur écran : j'ai manipulé des draps de lit, des crayons de couleur et des maquettes en carton. Cela n'empêche pas de tracer des cartes isopaques de précision métrique. On bénéficiait en revanche déjà d'une navigation au GPS différentiel parfaite et de cartes bathymétriques multifaisceaux corrigées de la marée. Je voudrais insister ici sur l'importance de l'échelle 'tactique' adoptée dans cette prospection : des profils espacés de 400 m au plus serré, sur une grille orthogonale, contrastant avec l'échelle de la reconnaissance des années 70 (Figure 4).

<figure><img src="image_7.png" /></figure>

Figure 4 : Plan de position des principales missions d'acquisition sismiques sur la marge marmoricaine. Noter, sur la carte de gauche, la toute petite surface couverte en très grande densité de profils : c'est le banc du Kaiser et les fosses de la Manche (missions Sédimanche). Seule la sismique 3D permet de couvrir de très grandes surfaces avec cette résolution tout en gardant des temps de mission raisonnables.
C'est ce dispositif qui permettra une reconstitution en pseudo 3D de structures internes à l'échelle de grandes dunes ; en corollaire, cela démontre la nécessité de développer la sismique 3D plateau (économie de temps de bateau, plus grande performance géométrique, analyse tridimensionnelle du signal). Par ailleurs, un enseignement important de ces missions a été le couplage en temps réel de plusieurs outils, permettant notamment l'étude de structures à différentes résolutions (par exemple au sondeur 2,5 Khz et au sparker). L'architecture de deux bancs, la Bassure de Baas en Manche orientale et le Kaiser-Hind en Mer celtique, a été ainsi reconstituée. Le modèle géométrique de la Bassure de Baas n'a pas été publié, mais a fait l'objet d'un stage de Master (Javier Llopart, au RCMG-Gent sous la direction de Marc de Batist), et d'un rapport de fin d'étude du programme Starfish (De Batist et al., 1996). Le banc du Kaiser-Hind (ou Kaiser) a quant à lui fait l'objet de ma thèse, et de 7 publications de rang A entre 1995 et 2003. Le travail s'est partagé en

deux volets : (i) une reconstitution de son architecture interne (Reynaud et al. 1995; Reynaud et al. 1999d) ; (ii) une étude de la morphodynamique de surface, basée sur une bathymétrique haute résolution et une série de mosaïques multifaisceaux (Simrad EM1000) et de sonar à balayage latéral (Dowty), calibrées par des prélèvements à la benne et une demi-douzaine de carottages Küllenberg (Reynaud et al. 1999b). J'ai complété l'étude morphodynamique de surface par une étude quantitative des transports sédimentaires basées (i) sur des calculs de vitesse critique d'entraînement des différents modes granulométriques du sédiment, sous l'effet des houles et des courants unidirectionnels (dans laquelle j'ai bénéficié de l'aide de Chris Vincent, de l'East Anglia University) et (ii) sur la distribution des assemblages faunistiques, réalisée en collaboration avec Agnès Lauriat-Rage au Muséum (Reynaud et al. 1999a). Suite à un travail collectif du groupe Manche, l'ensemble de ces travaux ont également fait l'objet d'une publication de synthèse (Reynaud et al. 2003).

# RESULTATS

## *ARCHITECTURE SEDIMENTAIRE*

### Sur le banc du Kaiser

Après la rédaction de ma thèse, une mission du Belgica en 1996 a montré que l'architecture du banc du Castor, sur la base d'un profil longitudinal, pouvait être très différente de celle du Kaiser, que j'avais reconstituée en détail. Pourtant, ces bancs sont voisins, et de taille similaire. Ceci pour dire que les résultats obtenus sur le Kaiser ne sont peut-être pas généralisables à l'ensemble des bancs celtiques, bien que le modèle développé implique des processus qui ont nécessairement dû être les mêmes dans toute la zone (transgression marine).

Je reviens sur l'historique pour introduire nos résultats. Les bancs celtiques avaient été décrits par Bouysse

comme des accumulations marines mises en place lors des bas niveaux marins du Quaternaire (Bouysse et al. 1976). Les données de Bouysse étaient du sparker basse résolution, produisant un signal de fond de mer 'épais' (20 ms temps-double), que l'on put confondre avec un drapage sédimentaire (les fameuses boues d'offshore, cortège holocène de haut niveau marin, inactif puisque sous la zone d'action des houles). Ceci confortait évidemment l'hypothèse de bancs 'moribonds' (Stride 1963), également argumentée (i) par leur grande profondeur (leur crête est à -100/120 m, par comparaison avec les bancs actifs du sud de la mer du
nord, qui sont à -30/50 m); (ii) par les carottages réalisés par le BGS sur les bancs situés dans les eaux anglaises, et qui montraient sur les flancs des bancs des dépôts argileux glaciomarins, datant donc d'au moins le début de l'Holocène (Evans 1990). Cependant, toutes les données n'allaitent pas dans le sens d'une couverture argileuse : les boomer haute résolution avaient montré que la surface externe de certains bancs était une troncature d'érosion sur des sables aux 'stratifications entrecroisées' (Pantin et Evans 1984). Il était d'autant moins probable que la plate-forme profonde soit un lieu de décantation des argiles que, dès les années 50, de grandes dunes sableuses actives avaient été repérées à plus de 200 m de fond sur le banc de la Chapelle (Cartwright et Stride 1958), maintenues par des courants supérieurs à 1 nœud (Carruthers 1963). Dans les années 80, une étude détaillée de ces courants montrait qu'ils étaient formés par des ondes internes se

propageant de la rupture de pente de la plate-forme vers la Manche (Heathershaw et al. 1987). Quand nous avons acquis les premières données sur le banc du Kaiser, nous savions donc que les courants de fond actuels étaient localement suffisants pour transporter du sable, sans pouvoir dire quel était leur rôle dans la morphodynamique des bancs.

Nous avons trouvé dans le banc du Kaiser une architecture très différente du modèle classique des bancs tidaux (Figure 5). Si les bancs tidaux 'classiques' accumulent du sable dans la direction du courant dominant, le banc du Kaiser accrète des corps sableux élémentaires dans la direction du courant subordonné. En revanche, le courant dominant (ici le jusant, qui porte de la Manche vers l'Atlantique), comme dans les bancs classiques, est enregistré dans la direction de progradation interne des corps sableux (à l'échelle de la sismique très haute résolution).

<figure><img src="image_8.png" /></figure>

Figure 5 : Synthèse de l'architecture interne du banc du Kaiser, d'après (Reynaud et al. 1999d). Les couleurs sont rapportées au principales géométries internes du banc : (i) des unités mauves en accrétion latérale, typiques de bancs tidaux ; (ii) des unités jaunes, constituant la majeure partie de l'édifice, et interprétées comme des dunes géantes tidales ; (iii) une unité orange de chenaux 'perchés' ; (iv) une unité verte formée par la destruction partielle des dépôts sous-jacents.

Ces corps sableux, montrant des clinoformes pentés à 12°, ont une base érosive marquée par des surcreusements sinueux, cartographiés par Tania

Marsset (Figure 6). Le trait le plus particulier du banc du Kaiser est la présence d'une unité incisée en "chenal perché" et comblée sur place avec une composante en
accrétion latérale et une autre en progradation vers l'océan (Figure 5).

<figure><img src="image_9.png" /></figure>

Figure 6: Carte isochrone d'une des unités 'jaunes' de la Figure 5 (Marsset et al. 1999). Tania Marsset a montré avec cette cartographie la forme sinueuse des dépressions à la base de ces unités. Nous avons interprété ces dépôts comme des grandes dunes tidales, en les comparant avec des simulations numériques (Rubin 1987).

Cette unité est invisible dans la topographie du banc, tronquée par la surface externe. Ceci suggère que la dynamique qui a façonné la forme externe actuelle du banc est érosive (i), sans rapport avec la dynamique qui prévalait lors des dernières phases de sa construction. Toutefois, cette conclusion est affaiblie par (ii) la coïncidence entre un taux d'amalgamation des unités internes inversement proportionnel à la hauteur du banc (maximal dans la partie centrale du banc, qui présente une dépression topographique marquée). Je n'ai pas développé cet aspect dans les publications, parce que je ne voyais pas comment interpréter les observations (il y a tellement peu de place dans un article 'moderne' qu'on y met uniquement ce qui peut servir le résultat). Mais il n'y a pas de contradiction réelle entre (i) et (ii) : l'érosion terminale peut être partielle, et certains traits de la morphologie du banc originels. C'est d'ailleurs une des

conclusions tirées dix ans après sur la marge profonde du New Jersey (Goff et al. 2005).

A cause de la multiplicité des surfaces d'érosion (internes et externe) dans cette architecture, j'ai d'abord évoqué l'hypothèse de multiples chutes du niveau marin, en congrès (Reynaud et al., 1993) puis dans un article publié aux CRAS (Reynaud et al. 1995). Cette hypothèse 'allocyclique' est aussi pour partie celle que publia Serge Berné (Figure 7) dans sa synthèse sur les bancs français (Berné et al. 1998).

Malheureusement pour moi, je m'étais retiré des auteurs de cet article très cité, car à l'époque je m'étais rallié à l'interprétation 'autocyclique' défendue par Bob Dalrymple. Cette interprétation, publiée l'année d'après (Reynaud et al. 1999d), était que les corps sableux progradants préservés dans le banc représentaient des dunes chevauchantes géantes migrant sous l'effet du jusant dominant. Je montrais que les paramètres géométriques des structures sismiques préservées dans ces unités étaient cohérentes avec les modélisations de Dave Rubin sur les dunes (Rubin 1987), et notamment que les surcrovements sinueux pouvaient représenter la migration des scours pits de dunes 3D (Figure 6). La paléo-bathymétrie indiquée par ces dunes, basée sur leur hauteur (Yalin 1963), était également cohérentes avec les prédictions de Huthnance basées sur l'espacement des bancs (Huthnance 1982a): toutes deux donnaient des tranches d'eau de 65 m. Par ailleurs, les directions moyennes de progradation de ces dunes géantes montraient un angle de 15° avec l'axe du banc, cohérent avec la rotation antihoraire typique de l'allongement des bancs tidaux dans l'hémisphère nord par rapport au courant dominant (Kenyon et al. 1981). Il s'agissait donc bien d'un banc tidal, mais formé essentiellement par une cohorte de dunes géantes, pas par l'accrétion latérale progressive de lames de mégarides (comme dans le modèle de Kenyon).
<figure><img src="image_10.png" /></figure>

Figure 7: Comparaison entre : A - les bancs de la Mer du Nord (archétypes des bancs tidaux); B - les bancs celtiques; C - les bancs de shoreface de bas niveau du Golfe du Lion (Berné et al. 1998). J'ai ajouté en jaune les dépôts transgressifs et en rouge les dépôts de fin de chute ou de début de remontée, selon l'interprétation de cet article. Par analogie avec le Golfe du Lion, le corps principal des bancs celtiques était assimilé à un dépôt deltaïque ou estuarien de bas niveau marin, ainsi que dans l'hypothèse de Bouysse (Bouysse et al., 1976). Les chenaux perchés (ici en jaune dans B) étaient interprétés alors comme des chenaux estuariens comblés (la signature de la remontée), et la forme érosive externe des bancs comme la surface de ravinement transgressif.

Comme je l'ai dit, cette interprétation de banc tidal a été un revirement total avec le modèle développé dans ma thèse, qui faisait des bancs les reliques de deltas à prédominance tidale (Reynaud 1996). Tous les éléments d'un delta, dans leur géométrie et leur position relative pouvaient être 'trouvés' dans le banc du Kaiser. Les deux éléments déterminants étaient (i) la présence des chenaux au sommet de la construction ; (ii) l'exclusivité des structures progradantes vers le large. Le problème majeur est qu'un delta, même subtidal, ne se met pas en place à 65 m de profondeur. Bob Dalrymple, à partir d'analogues actuels dans la baie de Fundy, m'a montré que les chenaux perchés pouvaient être des *swatchways*, chenaux sous-aquatiques qui canalisent le flot et le jusant quand la constriction du courant au droit du banc devient trop forte pour que les transferts soient également répartis à sa crête (Figure 8).

Ce revirement de 'lecture' m'a fait comprendre la nécessité absolue d'une quantification fine des morphologies pour faire un diagnostic en termes de grands corps sédimentaires (il est facile de déterminer

une dune dans l'ancien, mais du point de vue géométrique une barrière littorale peut être confondue avec un banc d'offshore...). Interprétés comme des *swatchways*, ces chenaux traduisaient alors la diminution de la tranche d'eau suite à la construction rapide du banc (également démontrée par le fort angle de chevauchement des dunes) : c'était un phénomène autocyclique. Ce 'rattrapage' du niveau marin par l'accumulation sédimentaire permettait également d'expliquer pourquoi le banc était plus épais dans sa partie la plus profonde ET avec des unités moins amalgamées : la plus faible amalgamation correspondait avec un angle de chevauchement plus grand des dunes, signifiant un plus fort taux de transfert sédimentaire sur le fond (Allen 1984). Cette interprétation purement hydrodynamique des chenaux s'opposait aussi à la vision deltaïque (ou estuarienne) d'un point de vue stratigraphique : dans les deltas, les horizons émersifs ponctués de chenaux sont des surfaces-temps 'allocycliques' associées aux limites de séquences (fin de haut niveau et début de chute du niveau marin). Ici, les chenaux n'impliquaient qu'une modulation de la
dynamique dans le continuum de la construction sédimentaire, toutes choses égales par ailleurs (comme aimait à le dire mon maître Jean Trichet). Un des résultats les plus importants de ce travail est donc

l'association d'érosion profondes et multiples dans un dépôt néanmoins très fortement aggradant. L'érosion n'est que la trace du déplacement de sédiment, pas d'une ablation.

<figure><img src="image_11.png" /></figure>

Figure 8: Bancs tidaux estuariens. A : Moreton Bay, Australie, d'après Peter Harris (Dalrymple et Rhodes 1995). Les 'ombilics' qui affectent la crête des bancs (flèches) correspondent à des débuts de chenalisation des courants de marée, suivant un mécanisme proche du modèle de Caston pour les bancs de plate-forme (Caston et Stride 1970). B : Illustration schématique d'un comblement estuarien tidal produit par le chevauchement de barres sableuses (Stride et al. 1982). On remarque les mêmes chenaux, ou 'swatchways', au sommet de la séquence. Cela traduit l'accélération des courant sous l'effet de leur constriction vers la fin du comblement. C : Ces chenaux sont observés en sismique dans la Baie de Fundy (Dalrymple et Zaitlin 1994).

Déjà, dans ma thèse, les bancs étaient bien des édifices construits par le delta, et non pas creusés par l'érosion. C'est une différence fondamentale qui demeure, malgré mon changement d'interprétation, avec l'idée de Serge Berné, selon laquelle les bancs sont des lambeaux érodés d'un delta initial qui devait couvrir une grande partie des Approches de la Manche (Berné et al. 1998). Nous restons cependant d'accord avec Serge sur deux points fondamentaux : (i) les courants de marée sont le moteur principal de la formation des bancs (ii) la morphologie en bancs semblait avoir été acquise à un

stade précis de la dernière transgression. La rapidité de cet événement est attestée par le fait que les chenaux sommitaux sont comblés sur place. Les causes d'un 'maximum tidal' sont à relier avec l'évolution de la morphologie de la plate-forme au cours de la montée du niveau de la mer, ce qui a été un des aspects du travail de Bernadette Tessier dans son HDR (Tessier 1997). Bernadette a montré, sur la base d'un calcul simple, que le golfe des entrées de la Manche était en résonance avec l'onde semi-diurne de la marée atlantique pour un niveau marin à -100 m (Figure 9).
<figure><img src="image_12.png" /></figure>

Figure 9 : Résonance tidale du golfe des Entrées de la Manche. Un des mécanismes que nous voulons tester pour la formation des bancs celtiques (ici visibles dans les créneaux des lignes bathymétriques de la plate-forme profonde au large de la Bretagne), c'était que les courants de marée pouvaient avoir eu un paroxysme lors de la dernière transgression, correspondant à la phase d'incision des chenaux perchés (voir Figure 5). Bernadette Tessier a calculé que le bassin devait avoir eu une phase de résonance quand le niveau de la mer était 100 m en-dessous de l'actuel : pour les géométries propres au golfe des entrées de la Manche à ce moment de la transgression, la 'période propre' de résonance du bassin, calculée à partir de sa longueur L et de sa profondeur D, est de 12h50, ce qui est très proche des 12h25 du cycle semi-diurne des marées. En deçà et au-delà, l'accord entre l'onde (la marée) et le résonateur (le bassin) n'existe pas et les fonds amortissent davantage les courants (Tessier 1997).

Cela rejoignait les conclusions de Belderson, qui avait
produit le premier modèle hydrodynamique du bassin
(Belderson et al. 1986). La phase de résonance
coïncidait presque avec un ressaut topographique à -
90 m (nez de marche suggérant le stationnement du
rivage). Si on cale cette paléo-profondeur sur les courbes
du niveau marin disponibles, cela correspond également
à l'épisode froid du Younger Dryas, durant lequel la
remontée eustatique a été bloquée. Ces rapprochements
d'idées restent spéculatifs, même si nous avons depuis
poussé la modélisation plus loin (voir chapitre 5).

La principale critique de ce modèle de résonance tidale
est que les lignes bathymétriques peuvent difficilement
servir à tracer les paléorivages à l'échelle de la Mer
celtique, si la déformation liée à l'isostasie glaciaire du

domaine britannique est aussi importante que le prétend
Robin Wingfield (Wingfield 1995). Pour lui, il y a en
effet un problème majeur : c'est que la limite amont des
bancs est beaucoup plus profonde (140 m) au nord
qu'au sud, ce qui évidemment pose un problème si les
bancs ont été construits dans un stade –forcément
synchrone- de résonance tidale du bassin. Pour lui, c'est
que le rebond isostatique a joué davantage au nord
qu'au sud. Sur ce point, les questions demeurent sans
réponse.

Sur la Bassure de Baas

Du fait de sa position dans des fonds de 30 à 40 m en
Manche orientale, la question de l'héritage ancien de ce
banc ne se posait pas réellement: il s'agit
nécessairement d'une structure 'flandrienne' au sens strict, c'est-à-dire façonnée par la dernière transgression glacioeustatique. La carte des dépôts superficiels montrait clairement la prédominance de la dynamique tidale à la surface du banc, et le parallélisme avec les courants de marée (Augris et al. 1987). Ce qui était moins évident, comme pour la Mer celtique, c'était le mécanisme à l'origine du banc. Pour les géographes, les bancs de Manche orientale étaient barrières littorales reliques (Ters et al. 1980), même si leur caractère de

bancs tidaux sautait au yeux sur les données sismiques disponibles à l'époque (Lapierre 1975). Le résultat principal de notre étude sismique sur la Bassure de Baas est d'avoir montré un découplage entre la partie active du banc, essentiellement constitué par une unité sommitale (Figure 10), et son édifice principal, marqué par de nombreuses érosions internes, mais répondant au modèle général d'accrétion latérale défini par Neil Kenyon (Kenyon et al. 1981).

<figure><img src="image_13.png" /></figure>

Figure 10 : Comparaison entre l'architecture de la Bassure de Baas, en Manche orientale, à droite, et le banc du Kaiser, en Mer celtique méridionale, à gauche (Reynaud et al. 2003). La Bassure de Baas se forme en fin de montée du niveau marin, tandis que le Kaiser se forme au début de la transgression. Noter la variation de position respective des surfaces de ravinement par la houle (WRS) et de ravinement tidal (OTRS). La présence à la base de la Bassure de Baas d'une surface de ravinement par la houle (qui est aussi la surface de transgression) tient au fait que la zone était exondée préalablement (ce qui n'est pas le cas des bancs celtiques).

L'unité sommitale, à base érosive plane et sub-horizontale, correspond à la regradation du banc suite à

un épisode majeur de destruction par les tempêtes. C'est une unité 'labile' par essence, exclusivement formée de grandes dunes en transit vers le Nord. Les flancs du
banc sont essentiellement des surfaces d'érosion, sécantes sur les dépôts antérieurs. Ce dispositif suggère que la période actuelle correspond à une phase de 'resserrement' du banc, qui devait être précédemment plus étalé, les dépôts érodés sur ces côtés se trouvant probablement piégés dans l'unité sommitale en transit. La limite entre érosion et dépôt est contrôlée par la profondeur, avec un niveau de base entre -5 et -10 m, et pourrait être le fait d'une combinaison houle-courant faisant monter la vitesse critique d'entraînement au dessus de cette surface. Ce point reste à tester: nous avions prévu de faire des expériences en bassin avec Georges Chapalain, mais le projet n'a pas vu le jour. Après mon départ de Lille, Georges a continué de développer un modèle de transport des dépôts en transit (notamment des sables fins) couplant la modélisation numérique et des données expérimentales (pièges à particules).

Un autre résultat important de cette étude a été de montrer, à la base de l'édifice du banc, une unité litée aggradante localement préservée à l'intersection entre le banc et la paléovallée comblée de l'Authie. Ceci suggérait que, à l'instar des bancs de Flandre étudiés par

## DYNAMIQUE SUPERFICIELLE

Dans cette partie je ne reviendrai pas sur le chantier de la Bassure de Baas, car la carte morphosédimentaire était déjà acquise quand nous avons commencé à y travailler. Je me concentrerai sur les bancs celtiques, dont on ne savait que peu de choses sur leur dynamique superficielle : (i) de grande dunes migrant vers la crête des bancs avaient été repérés sur les profils bathymétriques (Bouysse et al. 1976), notamment dans le secteur de l'Espérance ; (ii) la carte des sédiments superficiels avait été levée, montrant notamment la répartition granulométrique, la teneur en carbonates et les composants biogéniques (Bouysse et al. 1979). Sur

le programme MAST-Resecused (Trentesaux 1993), les bancs de la Manche pouvaient avoir une origine estuarienne. Cela rejoignait également l'hypothèse de barrières littorales submergées (Ters et al. 1980).

Je me rends compte aujourd'hui de la similitude de ce banc avec le Kaiser, dont (i) la partie active est également composée de grandes dunes et (ii) dont les flancs sont très érosifs, témoignant d'une récente reprise d'activité.

Une différence fondamentale, toutefois, est la position des surfaces-clés : dans le cas des bancs formés au-dessus de la ligne de bas niveau marin, comme la Bassure de Baas, la base du système est marquée par une surface de ravinement par la houle (surface de transgression), qui est la source du sédiment. Pour des bancs formés en-dessous de cette ligne, le 'diasthème' source de sédiment est la surface de ravinement tidal (Figure 10). Il s'ensuit que les bancs de haut-niveau marin sont potentiellement des structures combinées houle-courant, tandis que les bancs de bordure de plate-forme sont potentiellement des structures tidales plus développées (épaisseur, etc...).

ce dernier point, Bouysse, à partir des proportions relatives en bryozoaires branchus et lamellaires, avait montré la puissance de l'outil faunistique pour reconstruire les vecteurs de courant résiduel. J'allais reprendre cette idée avec les bivalves, sur la base de nos données propres. Le travail sur les faunes nous a notamment permis d'identifier un stock résiduel du Quaternaire ancien, essentiellement des bivalves, et un stock glaciaire à actuel (Reynaud et al. 1999a). J'ai interprété le gap entre ces deux stocks comme (i) le fait que, statistiquement, le frottement des grains sous l'effet des courants conduit à une abrasion presque totale en
un cycle climatique à 100 Ka ; (ii) la présence d'un stock ancien 'protégé' et périodiquement excavé, qui pourrait être le remplissage des vallées incisées de la plate-forme profonde (voir chapitre 3). Par ailleurs, l'évolution

spatiale de la richesse taxonomique, interprétable en termes de transport sédimentaire (Figure 11), est cohérente avec un transport horaire du sable autour du banc.

<figure><img src="image_14.png" /></figure>

Figure 11 : Schéma de transport résiduel du sédiment à la surface du banc du Kaiser d'après l'étude des contenus fauniques des carottes prélevées à sa surface (Reynaud *et al.* 1999a). Le sédiment montre trois populations distinctes d'espèces : une actuelle, une datant du dernier glaciaire, et une du Quaternaire basal. L'évolution spatiale de la richesse taxonomique traduit l'intensité du remaniement et donc du transport. Elle décroît dans la direction de ce transport.

Les données de sonar latéral que nous avions acquises étant très riches, j'ai pu établir une carte morphodynamique des dépôts à la surface du banc du Kaiser (Figure 12), sur la base de leur lithologie et de la fréquence des remaniements (Reynaud *et al.* 1999b). Comme nous savions que des érosions sont actives dans la zone et que des courants peuvent y transporter du sable moyen à grossier, nous n'avons pas été étonnés de trouver des rides, des rubans sableux et des dunes à la surface du banc. Plus intéressant était de constater une inversion du transport d'un flanc à l'autre du banc et une obliquité générale des vecteurs de transport par rapport à la crête du banc (Figure 12). En cela, le banc du Kaiser

est très semblable à un banc tidal actif. J'ai fait toutefois deux constatations étonnantes, au regard de ce qu'on sait des bancs tidaux :

(1) Le résultat le plus étonnant est la séparation bathymétrique précise entre 2 domaines : au-dessus de 140 m, un domaine marqué par des condensations biologiques et des rides de houle, et au-dessous de cette limite un domaine où les sables mobiles dominent (Figure 12). Il a été possible, sur cette base, d'affiner les paramètres de calage des calculs de la vitesse d'entraînement par la houle et les courants de marée. Ces résultats, ébauchés dans ma thèse, on été affinés dans un article paru par la suite (Reynaud *et al.* 1999b).
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Figure 12 : Carte morpho-sédimentaire d'une des zones du banc du Kaiser entièrement couverte au sonar à balayage latéral (Reynaud *et al.* 1999b). La partie sommitale du banc est marquée par des rides de houle et des encroûtements sédimentaires. Les flancs du banc sont des zones actives pour le transport de sable. Le flanc ouest, dirigé vers l'océan, est plus déficitaire en sable mobile que le flanc est, comme le montre la présence de rubans sableux. La cartographie des dunes montre une convergence du transport sableux résiduel vers la crête du banc.

On a constaté, à la suite des études précédentes sur le banc de la Chapelle (Heathershaw et Codd 1986), que la profondeur ne limitait pas le transport du sable par les courants de marée (même si nous n'avons pas pu déterminer dans ce cas s'il s'agit de courants dopés par des ondes internes). En revanche, j'ai déterminé que la profondeur est très limitante vis-à-vis de l'action de la houle; à partir de la taille moyenne des grains mobilisés dans les rides de houle, j'ai calculé que le sommet du banc pouvait toutefois subir un remaniement sous l'effet des plus fortes houles d'hiver.

(2) La flanc exposé au courant dominant (flanc est) n'est pas le flanc en érosion mais présentant la plus grande densité de dunes et de placages sableux, traduisant un engraissement, tandis que le flanc opposé (ouest) est lui sujet au transit (rubans sableux). L'effet topographique du banc (la décélération ou l'accélération spatiale des courants sur ses flancs) est donc occulté par un effet plus fort, que j'ai interprété dans ma thèse comme l'effet de la variation de profondeur du banc entre ses deux extrémités (Reynaud 1996). Ma conclusion était que le taux de sédimentation instantané sur le banc devait augmenter vers sa partie la plus profonde, ce qui rejoignait la conclusion issue, pour le long terme, de
l'architecture interne du banc. Je me rends compte rétrospectivement que cette conclusion générale, superposant les résultats de l'étude de surface et de l'étude sismique, aurait été intéressante à publier. Au lieu de quoi je me suis principalement limité à une interprétation des transferts sédimentaires transversaux, où c'est un courant résiduel vers l'Armorique qui explique la différence entre les deux flancs du banc (Figure 13).

L'étude des dépôts superficiels du banc du Kaiser a débouché sur l'intérêt d'étudier la dynamique sédimentaire des carbonates bioclastiques d'eau froide, sujet que j'ai développé sur le chantier du Miocène Rhodanien (voir le chapitre 3). L'étude architecturale, quant à elle, m'a conduit à développer avec Bernadette Tessier le projet de faire la modélisation numérique de la résonance tidale du bassin (voir le chapitre 5).

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Figure 13 : Schéma synthétique de la dynamique sédimentaire à la surface du banc du Kaiser, d'après l'étude des sédiments prélevés à la benne et des mosaïques de données de sondeur multifaisceaux et de sonar à balayage latéral. Ces données ont été exploitées également par le calcul des vitesses critiques d'entraînement par les courants et la houle.

# CHAPITRE 3 : DYNAMIQUE SEDIMENTAIRE ET STRATIGRAPHIQUE DES VALLEES INCISEES

Les vallées incisées sont une cible majeure de la recherche pétrolière et un traceur stratigraphique de choix des variations du niveau marin. Ces sont ces objets, d'abord étudiés in situ sur la marge celtique, qui m'ont amené à la géologie de terrain dans l'ancien. Je présenterai donc ici deux chantiers distincts : les vallées incisées sensu stricto de la plate-forme profonde des Approches de la Manche et les vallées 'structurales' du Miocène rhodanien ; le point commun entre ces systèmes étant un fort contrôle topographique de la dynamique des dépôts lors des transgressions marines.

## ETAT DES CONNAISSANCES

Au départ, les géologues ce sont intéressés à la dynamique des vallées pour calculer l'âge de la Terre, et ce à partir du taux d'érosion mesurable dans le lit des

rivières (Lyell 1853) ou en comptant les cycles annuels de crue dans les dépôts fluvio-lacustres varvés, à l'instar du comte de Buffon. Les discordances évidentes entre
l'incision et le remplissage font des vallées des objets emblématiques de la stratigraphie (Grabau 1906; Krumbein 1942; Wheeler 1958; Sloss 1963; Weimer 1984). A partir des travaux de Fisk sur le Mississippi (Fisk 1944), le lien avec les roches anciennes est fait dans le Carbonifère des USA, qui révèle des corps sableux allongés 'chenalisés' attribués à des dépôts fluviatiles (Siever 1951) ou deltaïques (Pepper et al. 1954).

Wilson est parmi les premiers à envisager un remplissage alimenté par la mer, en particulier sous l'effet des courants de marée (Wilson 1948). Implicitement, il y a derrière cette hypothèse le contrôle de la stratigraphie par les variations du niveau marin. Ce concept des vallées incisées est théorisé par la stratigraphie séquentielle (Posamentier et Vail 1988). Les vallées incisées sont alors définies comme des vallées creusées par un fleuve lors d'une chute du niveau marin relatif et remplies essentiellement par des dépôts estuariens à marins lors de la transgression suivante. Dans l'actuel, c'est une vallée sous-marine, explorable par sismique et carottages. Dans l'ancien, c'est une formation, à dominante gréseuse, présentant une géométrie serpentiforme ou dendritique. Les géologues pétroliers, qui ont trouvé dans le remplissage de ces vallées un modèle de réservoir, à l'instar des bancs de plate-forme.

Les vallées incisées prennent alors une grande importance car, outre les réservoirs géologiques qu'elles constituent (souvent du sable scellé par des argiles), elles permettent de suivre les limites de séquence et de corréler le domaine émergé avec le bassin. Il faut noter qu'une chute du niveau relatif de la mer n'est pas la seule cause d'incision fluviatile, mais c'est la seule qui conduise à des comblements transgressifs. Les surrections de bassins versants, par exemple, produisent uniquement des séquences emboîtes de progradation fluviatile (Schumm 1993).

Le critère du faciès estuarien est devenu central pour la reconnaissance des vallées incisées, notamment les dépôts fins marqués par la cyclicité tidale avec au premier chef les laminations sablo-argileuses (Visser 1980). Ce sont développés ensuite les modèles de faciès à grande échelle, notamment le modèle 'tripartite' des estuaires à prédominance de la houle (barrière littorale, lagon, delta de baie), puis les estuaires macrotidaux ouverts comme celui de la Gironde (Allen 1990), aboutissant à la synthèse de Bob Dalrymple (Dalrymple et al. 1992).

Les nombreuses études qui ont été publiées depuis 15 ans, et dont on ne peut faire ici la revue, montrent la variabilité du modèle. Ces études ont largement profité des progrès techniques réalisés en sismique très haute résolution. Nos résultats présentés ci-après en sont un exemple. Aux extrêmes, il y a les vallées incisées comblées uniquement par des dépôts fluviatiles (Shanley et McCabe 1991) ou uniquement par des dépôts marins (Pattison et Walker 1994). La majorité des exemples bien documentés montrent des successions estuariennes ravinées au sommet par des sables d'embouchure, comme dans le modèle 'emblématique' de la Gironde (Allen et Posamentier 1993). L'ensemble de ces études a conduit au modèle que Brian Zaitlin, Ron Boyd et Bob Dalrymple ont développé ensemble (Zaitlin et al. 1994), où l'on voit que cette variabilité est la double conséquence (i) du partitionnement 'tripartite' initial propre aux estuaires ; (ii) de la géométrie des dépôts contrôlée par les variations du niveau marin : à l'amont, on peut avoir exclusivement des dépôts fluviatiles aggradants-progradants ; la vallée à l'aval pouvant en revanche être entièrement comblée par des dépôts marins aggradants.

Des modulations de la géométrie interne du système, notamment en fonction de la taille des tributaires, peuvent faire l'objet de 'sous-modèles' (Ashley et Sheridan 1994), mais la distinction avec les systèmes de
chenaux (incisions de petite taille) est fondamentale : alors que l'incision des vallées est forcée par la chute du niveau marin, celle des chenaux est contrôlée par la physique des écoulements, qui peut avoir une rythmicité autocyclique (Wescott 1993). L'étude à grande échelle des réseaux de vallées incisées a montré les différents modes de superposition des séquences de vallées. C'est notamment ce qu'a fait John Anderson et son équipe, à Houston, sur l'énorme base de données de forages de la plate-forme du golfe du Mexique (Thomas et Anderson 1994). Le motif d'empilement des séquences (ou 'nappes') à l'intérieur de la vallée permet de tracer la variation du niveau marin ou la déformation à long terme de l'encaissant. C'est en particulier un de nos résultats sur les vallées celtiques (Reynaud et al. 1999c).

La réinterprétation en termes de vallée incisée des dépôts de la transition terre-mer préservés assez haut sur les plate-formes continentales (au voisinage des rivages de haut-niveau marin) conduit à certaines remises en cause du concept de partitionnement volumétrique des dépôts. Le partitionnement volumétrique des dépôts est un principe de base de la stratigraphie génétique développée à Strasbourg par Jean-Noël Proust lors de sa thèse sur le Protérozoïque du Mali (Proust 1992), ainsi que par Tim Cross et

François Guillocheau (Homewood et al. 1992). Ce principe dit que quand le niveau de la mer baisse, les terres émergées sont érodées et les produits d'érosion progradent en domaine sous-marin ; quand le niveau remonte, les sédiments fluviatiles peuvent aggrader, et le domaine sous-marin est en non-dépôt.

Dans un contexte de vallée incisée, le principe de partitionnement des dépôts ne semble pas s'appliquer. Les géomorphologues et les 'physiciens des vallées' ont montré, depuis un siècle (Davis 1899), que la réponse des profils fluviatiles à une oscillation du niveau marin qui forme une séquence de dépôt interdit pratiquement toute aggradation dans le domaine fluviatile pendant l'intervalle transgressif. Les épaisseurs notables de dépôts fluviatiles préservés dans l'amont des vallées incisées correspondent alors à une progradation de haut niveau, intervalle dans lequel le profil alluvial se 'regrade' (Figure 14). Ce point est encore débattu. Des flux très élevés, permettant la progradation deltaïque des les premiers stades de la transgression, pourraient expliquer une accumulation fluviatile dans la vallée pendant une plus grande période de la remontée du niveau marin. Mais, d'après Jean-Loup Rubino, ces cas sont très rares.

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Figure 14: Agencement stratigraphique des dépôts comblant les vallées incisées, en suivant le principe d'une sédimentation fluviatile nulle sur le profil d'équilibre (transfert total au bassin). Ce modèle est vérifié pour toutes les vallées incisées quaternaires que j'ai étudiées en sismique, ainsi que pour les vallées miocènes de l'avant-pays rhodanien. Il est également soutenu par un grand nombre de données pétrolières (Jean-Loup Rubino, communication personnelle).
Aujourd'hui, les vallées incisées sont intégrées à la
stratonomie séquentielle, et les pulsations à haute
fréquence du niveau marin sont traquées dans le dernier
cycle stratigraphique (Schurr Duncan et al. 2000). La
recherche se concentre sur la variabilité des contrôles de
la géométrie et de la lithologie des réservoirs associés
aux comblements de vallées, avec davantage de
quantification (Nordfjord et al. 2005). C'est

typiquement ce qu'ont fait David Menier et Nicolas
Weber dans leur thèse, le premier sur l'ensemble du
réseau de vallées sud-armoricaines (Menier 2003), le
second sur les perthuis charentais (Weber 2004). Le
risque de ces développements est évidemment de se
retrouver bientôt avec des classifications tentaculaires,
ce qu'on a connu pour les systèmes fluviatiles de dépôt,
alors que c'est vraiment une compréhension des
processus physiques qui est visée (Doyle et al. 1999).

HISTORIQUE ET ENJEUX DU PROJET

J'ai volontairement axé les paragraphes précédents sur
la thématique des vallées incisées. Or, je traiterai dans ce
qui suit non seulement des vallées incisées (la marge
armoricaine), mais également de vallées structurales (le
Miocène rhodanien). J'ai voulu réunir ici ces deux
chantiers, assez différents, parce que le point commun à
tous les systèmes de vallées est que la morphologie
domine les processus sédimentaires. Cette idée est au
cœur de mon projet de recherche (voir au chapitre 5).

La marge armoricaine

Le bassin de la Manche intègre le bassin versant des plus
grands fleuves ouest-européens et les éventails profonds
celtique et armoricain (Figure 15). En ce qui concerne
les vallées incisées, je ne parlerai pas des vallées de la
Manche orientale, dont nous avons pu préciser quelques
contours (notamment la paléo-Authie) avec les données
sismiques acquises dans le cadre du programme
Starfish, car l'essentiel du travail était déjà fait dans la
somme colossale des acquisitions de Jean-Paul Auffret,
et concrétisé par la thèse de Dominique Alduc (Alduc
1979). C'est surtout Gilles Lericolais qui a travaillé dans
l'optique des vallées incisées sur les données des
missions Starfish et Sédimanche acquises en Manche
orientale et centrale, car c'était le sujet de sa thèse
(Lericolais 1997). Une autre thèse avait eu lieu en
Manche occidentale, essentiellement sur la fosse

centrale, celle d'Anne Quesney, également encadrée par
Jean-Paul Auffret (Quesney, 1983). Gilles a montré
comment les profils transversaux de la fosse centrale
étudiés par Anne ne pouvaient pas répondre à la
question de son origine ni de son remplissage. Alors
qu'elle avait fait une interprétation en nappes alluviales,
le modèle 3D de Gilles a montré que la fosse était fermée
à l'aval et que les dépôts qu'elle contenait étaient de
nature glaciaire et deltaïque (Lericolais et al. 1996). On
en revient toujours à cette leçon, peut-être une évidence :
seuls les objets reconnus en détail ne peuvent être
interprétés que de façon univoque. Pour revenir à la
marge armoricaine, j'ai travaillé dans deux systèmes de
vallées incisées : les vallées profondes des Approches de
la Manche (ou vallées celtiques) et les vallées côtières
sud-armoricaines. Le premier chantier était celui de ma
thèse ; j'ai eu la chance de participer au second grâce à
Jean-Noël Proust dans le cadre du programme
COTARMOR et de la thèse de David Menier. La
sismique de Jean-Paul Auffret a montré que la Manche
occidentale est dépourvue de vallées : tout le réseau de
Manche orientale se vidange dans la fosse centrale. Des
vallées réapparaissent beaucoup plus à l'ouest, sur la
plate-forme profonde des Approches occidentales. Ces
vallées ont été cartographiées par le BRGM dans les
années 70 à partir des mêmes profils sparker que les
bancs (Bouysse et al., 1976).
<figure><img src="image_18.png" /></figure>

Figure 15 : Le système de la Manche, synthétisé par Jean-François Bourillet (Bourillet et al. 2003). On remarque l'immense bassin versant, les vallées incisées de la Manche orientale, la 'perte' du réseau en Manche occidentale (pointillés), les vallées incisées de la plate-forme profonde (en pointillés rouge), les bancs celtiques (en jaune), les réseaux de canyons (en rouge), et les éventails profonds. Le rivage de bas niveau marin à -120 m est la limite vert-bleu.

Plusieurs traits du système des vallées profondes des Approches occidentales de la Manche le rendent énigmatique: Bouysse avait noté que (i) certaines vallées 'coulaient' (s'approfondissaient) vers l'amont; (ii) la direction des vallées n'est pas parallèle à la pente de la plate-forme; (iii) les vallées sont tronquées à l'amont par la surface de ravinement de la Manche (le fond de la Manche occidentale, qui est une surface d'aplanissement du substratum mésozoïque et paléozoïque); (iv) le point le plus bas des thalwegs des vallées est à 240 m sous le niveau marin actuel, soit deux fois plus bas que les plus bas niveaux marins eustatiques du Quaternaire. Malgré des troncatures par les phénomènes gravitaires propres à la pente (Evans 1990), l'exutoire des vallées concorde avec l'amont des grands canyons de la marge. Ce dernier point permet

d'établir une relation génétique entre les vallées de la plate-forme et les deltas de pied de marge, qui fonctionnent en bas niveau marin depuis le Miocène (Droz et al. 1999; Zaragosi 2001). Il est donc possible que les vallées soient très anciennes et enregistrent de nombreux cycles stratigraphiques. En conséquence, elles constituent une cible particulièrement intéressante, la clé du système de la Manche. C'est sur cette cible de la transition plate-forme/pente que j'ai proposé un projet de recherche au concours d'entrée du CNRS en 1997 et 1998.

L'implication des vallées dans les relations tectonique-sédimentation était au cœur du chantier des vallées sud-armoricaines, lancé à Géosciences Rennes avec pour objectif la restauration de l'évolution morphologique de l'Armorique au Cénozoïque. C'est dans ce cadre que
Stéphane Bonnet a fait sa thèse sur les vallées émergées (Bonnet 1997). Mais la rareté des témoins stratigraphiques nécessitait d'aller chercher en mer les sédiments et les cycles associés au creusement de ces vallées. C'est sur cette idée que Jean-Noël Proust développa le programme COTARMOR. L'objectif était d'étudier à partir de données sismiques et de carottages Küllenberg l'enregistrement des mouvements plio-quaternaires du bloc armoricain à partir de l'enregistrement sédimentaire et géomorphologique des vallées incisées par les fleuves côtiers. Ces vallées, dont l'incision s'amenuise vers le large et disparaît vers -70 m sur la plate-forme médiane, ne pouvaient pas être reliées aux vallées profondes de la Manche (ou à leurs homologues sud-armoricaines). Mais leur contenu était peut-être porteur de corrélations indirectes. Les moyens à la mer des universités françaises se diversifiaient, avec un fort développement de la sismique très haute résolution par petits fonds, grâce à des outils comme le SEISTEC (en œuvre notamment à Caen, Perpignan etc..) et aux unités intégrées d'acquisition et de traitement de type DELPH (en œuvre à Brest, La Rochelle etc.). En 2004, nous avons réuni ces différentes équipes autour d'un workshop de la Société Géologique de France, pour fédérer les projets futurs, notamment en termes de demandes de moyens à la mer, mais également de synthèses cartographiques et de publications.

Grâce à l'expérience que j'ai acquise sur les vallées incisées, j'ai été sollicité en 2003 par Christian Gorini pour reconsidérer, dans le cadre du GDR Marges, l'interprétation du réseau de vallées messiniennes de la Marge du Golfe du Lion. Ce travail a donné lieu au DEA d'Edda Zué, que j'ai co-encadré. J'ai demandé à Edda d'appliquer le concept des profils d'équilibre pour comparer entre eux des réseaux de vallées adjacents et en déduire la chronologie relative des creusements. J'ai également déposé en 2004 un projet de carottage sur le

vallée incisée de la Fly River, en Papouasie-Nouvelle Guinée, dont le delta, à prédominance tidale, avait fait l'objet d'un projet antérieur par Bob Dalrymple et Peter Harris (Dalrymple et al. 1996); mais le Marion Dufresne a cette année-là eu un changement inopiné de programmation, suite au tsunami survenu en Asie du SE, de sorte que cette opération n'a pas vu le jour.

D'un point de vue général, l'enjeu de l'étude des vallées incisées réside dans la compréhension des variations à haute fréquence du flux terrigène. Ces variations conditionnent les propriétés pétrophysiques (perméabilité, porosité...) de tous les réservoirs potentiels d'une marge jusqu'aux deltas sous-marins profonds. A la fin des années 90, les données géophysiques et les carottes acquises sur l'ensemble du système de la Manche constituaient une base de données exceptionnelle pour étudier les flux terrigènes de la source jusqu'au bassin (From Source to Sink, selon le libellé du programme 'Margins' de la NSF). La communauté des géosciences mobilisait d'énormes moyens techniques pour progresser dans l'acquisition des données sur les grands fonds (voir le programme Zaïango IFREMER-Total). Parallèlement, on réalisait que les processus climatiques étaient la clé pour comprendre les variations de flux à haute fréquence, et cela conduisait le CNRS à monter le programme ECLIPSE. La thématique des vallées incisées est également projetable en termes de management littoral et de développement durable. A l'échelle des environnements littoraux, la stratigraphie haute résolution des vallées côtières donne des contraintes pour comprendre l'évolution à long terme des remplissages estuariens en contexte de montée du niveau marin, avec des conséquences évidentes sur l'érosion côtière. C'est ce qui a valu au programme COTARMOR d'être financé par la Région Bretagne.
## Le Miocène rhodanien

A la suite de ma thèse, Jean-Loup Rubino me proposa d'aller voir les barres tidales du Miocène rhodanien (littéralement le Miocène du bassin d'avant-pays de la vallée du Rhône), sur lesquelles il avait travaillé collectivement dans les années 80 (Lesueur *et al.* 1990). Il savait déjà que les faciès étaient contrôlés par la canalisation des courants dans les synclinaux du substratum méso-cénozoïque. Il était donc intéressant de comparer l'agencement des dépôts dans ces vallées structurales avec le modèle de remplissage des vallées incisées. Les premières recherches ont de fait révélé la présence d'importantes incisions au sein des dépôts

molassiques (Figure 16), et Olivier Parize réinterpréta progressivement en vallées incisées les 'passages latéraux' décrits par Gérard Demarcq entre les marnes et les corps tidaux (Demarcq 1970). Ce travail, associant la géométrie des corps sédimentaires, la révision chrono-stratigraphique, la reconnaissance et la modélisation de terrain des surfaces-temps les plus proéminentes (les surfaces d'incision et de maximum d'inondation) ainsi que le découpage séquentiel à l'ordre 3, fournit un cadre aux études de la susbsidence et de la déformation de l'avant-pays alpin. Il s'est concrétisé récemment par la thèse de David Besson, encadrée par Olivier Parize (Besson 2005).

<figure><img src="image_19.png" /></figure>

Figure 16 : Modèle d'emboîtement des séquences de dépôt de troisième ordre dans le Miocène rhodanien (Besson *et al.* 2005). Ce modèle permet d'expliciter les nombreux passages latéraux entre formations marneuses et barres bioclastiques, ainsi que la présence systématique des dépôts du Miocène inférieur en contre-haut des dépôts du Miocène moyen.

C'est dans ce contexte que j'ai commencé à travailler sur le bassin d'Uzès, un des secteurs qui n'avaient pas été étudiés depuis Demarcq. Le but était de quantifier l'amplitude du bourrelet isostatique péri-alpin à partir de la mesure des incisions dans la molasse préservée sur la bordure centralienne du bassin. Ce sujet a été ensuite intégré dans le cadre du GDR Marges-Golfe du Lion,

dont les chantiers englobaient la partie provençale du bassin rhodanien. L'objectif du GDR était d'intégrer les bassins à terre pour pouvoir déterminer le calendrier tectonique et l'amplitude de la déformation sur les différents blocs de la marge, du socle centralien ou alpin jusqu'au bassin profond méditerranéen (utilisant l'immense base de données sismiques et les forages
pétroliers). Ce travail de synthèse, développé entre autres par Michel Séranne (Séranne 1999), se poursuit toujours. Ce n'est pas sur ce projet, cependant, que j'ai mis le plus d'énergie (aussi parce qu'on s'est rendu compte qu'il y avait peu d'incisions mesurables à cette échelle). En revanche, le bassin d'Uzès s'est révélé important du point de vue de la sédimentologie des carbonates.

Après avoir encadré le DEA de Gisèle Toussaint (Toussaint 2000), j'ai développé la thématique des carbonates sur le chantier d'Uzès pour répondre à un recentrage, au Muséum, des axes de recherche du Département Histoire de la Terre autour de la paléobiodiversité (orientation confirmée en 2004 par la création d'un Master « Systématique, Evolution Paléontologie »). L'intérêt majeur des corps tidaux du Miocène rhodanien central et méridional réside dans le fait qu'ils sont presque entièrement constitués de carbonates bioclastiques. Une des premières choses que Jean-Loup m'avait suggéré de faire était une typologie des corps bioclastiques tidaux, en relation avec les

assemblages fauniques, la dynamique sédimentaire et les cortèges séquentiels de dépôt. Ce sujet, relevant de la paléoécologie et de la taphonomie, a été développé par la suite avec Emmanuelle Vennin. Les carbonates, et notamment les carbonates d'eau froide (essentiellement bioclastiques) faisaient alors l'objet de plusieurs programmes de recherche financés par l'industrie pétrolière, et ce point apparaissait comme prioritaire. Ce projet m'a valu d'obtenir la bourse W. White de l'université de Kingston au Canada. L'idée dominante était que les corps bioclastiques correspondaient à des cortèges transgressifs, et que les marnes intercalées représentaient les cortèges de haut-niveau marin. Les faunes contenues dans les édifices bioclastiques pouvant être issues d'écosystèmes relativement profonds, il était capital de comprendre les mécanismes permettant de passer aux marnes, en l'absence de variation significative de flux terrigène (les bassins versants étant formés en majorité de calcaires). Etait-ce un problème paléo-hydrologique ou paléogéographique ? Tel était l'enjeu du projet.

## TRAVAUX REALISES

### En mer : vallées de la façade atlantique française

Les vallées incisées de Mer Celtique.- Les données exploitées dans le cadre de ma thèse étaient acquises initialement pour reconnaître l'architecture de la marge (Sédimanche 1 : sismique rapide 6 traces ; et Belgica 92 : canon à eau et flûte monotrace) et le détail des structures des bancs tidaux (Sédimanche 2 : sparker monotrace). Il y avait et il y a toujours un gap dans la résolution des outils disponibles entre ces deux échelles. A l'issue de la première campagne Belgica 92, nous avions choisi comme cible le banc du Kaiser car elle permettait d'enregistrer également un tronçon de vallée situé à l'aplomb du banc. La sismique de la mission Belgica, retraitée et exploitée par mon ami Pieter Vanhauwaert à

Gand, fut la première à montrer des surfaces de condensation et une déformation caractérisée sur des failles dans le Miocène (Vanhauwaert 1993). En revanche, cette sismique était inexploitable pour décrypter le remplissage de la vallée du Kaiser. Il fallut attendre la mission Sédimanche 2 pour avoir des informations sur sa structure interne – mais quelles informations ! La résolution du sparker était extraordinaire et sa pénétration suffisante pour décrire l'ensemble du système jusqu'au Miocène. J'avais été 'embauché' pour étudier les bancs mais je ne voulais pas laisser passer l'étude de cet objet magnifique. Après quelques tiraillements, j'ai obtenu également d'intégrer les vallées dans ma thèse. A partir des données sismiques, j'ai tracé la carte isobathe du fond de la vallée
du Kaiser et établi des cartes isopaques des différentes
unités de comblement de l'incision. Ces données m'ont
permis de développer un modèle morphogénétique et
sédimentologique qui a fait l'objet d'une publication
(Reynaud et al. 1999c), mais qui est demeuré spéculatif
en l'absence de carottages suffisamment longs. Pour
reconstituer l'histoire et la chronologie du remplissage,
je me suis appuyé sur l'étude des faunes reliques
observées dans les sédiments superficiels, menée avec
l'aide d'Agnès Lauriat-Rage au Muséum, et qui a donné
lieu à une autre publication (Reynaud et al. 1999a).
Suite à un travail collectif du groupe Manche, ces
résultats ont également fait l'objet d'une publication de
synthèse (Bourillet et al., 2003).

Ma thèse a servi ensuite de base à plusieurs travaux,
dont le mémoire d'étude de Sophie Peyre et le DEA de
Claire Gracia-Garay (Gracia-Garay 2004). Un des
premiers objectifs de Jean-François Bourillet, qui
pilotait le projet à l'IFREMER, fut de vérifier les
correspondances (noms et âges) entre les formations
décrites par les Anglais et le découpage de Philippe
Bouysse. Pour cela, il obtint auprès du BGS un profil
sismique qui passait par des forages pétroliers dont nous
avions les logs et qui était sécant sur les deux zones. Il
put également récupérer des profils de sismique
pétrolière mais malheureusement, la résolution de ces
données ne permettait que quelques points de calages
(base du Miocène et break-up unconformity de l'Albien),
pas décisifs pour régler notre problème. Toutefois, cette
sismique pétrolière permit à Yann Calvez de préciser la
géométrie de la faille médio-Manche et de la faille
Aurigny-Ouessant. Le retour à la haute résolution fut
opéré par Claire Gracia-Garay (Gracia-Garay 2004), qui
exploita dans son DEA les données sismiques de
GEOMOC et GEOBREST03 (3000 km de sparker 1KJ
et flûte 6 traces sur acquisition Delph), (i) en retraitant
la sismique multitrace sous SPW; (ii) en pointant les
vallées, et surtout les prismes cénozoïques sous-jacents;

et (ii) en réalisant au BRGM un modèle numérique de
terrain SEISVISION des surfaces-clés (avec l'aide
d'Isabelle Thinon et de Pol Guennoc). La même année,
une carotte de 4 m fut prélevée dans la vallée du Kaiser
pendant la mission SEDICAR 4 (et dont l'exploitation
n'est toujours pas faite).

Les vallées incisées sud-armoricaines. - Sur ce chantier,
j'ai participé à 4 missions du programme COTARMOR,
chacune consacrée à la reconnaissance d'une vallée
incisée, entre Quimper et la Vendée: l'Odet (mission
Géodet), le Blavet (mission Géoblavet), la Loire,
(mission GéoLoire) et la Charente (mission GéoVend).
C'étaient essentiellement des missions d'acquisition
sismique haute résolution, mise en œuvre par l'UBO ou
l'IFREMER (sparker 50-500 J, flûte monotrace et
multitraces). Ce chantier a servi de cadre au DEA de
Nicolas Loget et à la thèse de David Menier, ainsi qu'à
plusieurs stages. La Vilaine a fait l'objet d'une mission à
laquelle je n'ai pas participé, mais sur les données de
laquelle j'ai aidé Nicolas, puis David, à avancer et à
publier. David, qui a intégré toutes les campagnes
bretonnes dans sa thèse, a réalisé la cartographie
complète des vallées concernées, de Quimper à la
Vilaine (isobathe de l'incision, cartes d'unités de
remplissage etc...), ce qui a donné lieu à deux
publications internationales (Proust et al. 2001b;
Menier et al. sous presse). David a également 'revisité'
les données acquises par le BRGM dans les années 70. Il
a également avancé sur les corrélations terre-mer, en
collaboration avec Stéphane Bonnet pour les vallées
terrestres (Bonnet 1997; Bonnet et al. 2000) et Nicolas
Brault pour les altérites (Brault et al. 2003). L'ensemble
de ce travail fera l'objet d'une synthèse cartographique
du BRGM coordonnée par Pol Guennoc. De très
nombreuses données de prélèvements sédimentaires ont
été acquises par ailleurs dans le Golfe du Morbihan par
David Menier et Evelyne Goubert, ainsi que de la
sismique petits fonds SEISTEC par Bernadette Tessier.
Ces données propres au golfe font l'objet de la thèse de
Lucia Belmonte à l'UBS. Lucia développe un modèle
morphodynamique et stratigraphique du golfe qui
devrait servir de base à un projet de modélisation
numérique que nous souhaitons développer avec
Bernadette et David (voir chapitre 5).

A terre : vallées du miocène rhodanien

Dans le cadre du projet CEPAGE, je me suis consacré
d'abord au bassin d'Uzès-Castillon, avec 4 missions
entre 2000 et 2004, puis au bassin de Sommières depuis
2004. L'étude de terrain, essentiellement basée sur de
l'analyse de faciès et de l'architecture sédimentaire à
partir de panneaux photo (car les barres bioclastiques
affleurent en falaise), a donné lieu au DEA de Gisèle
Toussaint (Toussaint 2000). A la suite de ce travail,
force était de constater que, malgré de bonnes
conditions d'affleurement sur la molasse d'Uzès
proprement dite, le modèle stratigraphique de
remplissage de la vallée et du bassin d'Uzès ne pouvait
pas être déterminé sans données de sub-surface. J'ai
donc recherché et compilé les données disponibles à la

BSS du BRGM. Ces données, ajoutées aux données de terrain, jettent un éclairage nouveau sur les relations tectonique-sédimentation du secteur, en contradiction avec les publications antérieures (Demarcq 1970). Un article au BSGF est en préparation sur ce travail. La molasse bioclastique d'Uzès, formation principale du bassin d'Uzès, a été étudiée parallèlement avec beaucoup de détail du point de vue sédimentologique, en particulier grâce à la participation d'Emmanuelle Vennin sur la pétrographie et paléoécologie des carbonates (plus de 150 lames minces). Cette formation a fait l'objet de plusieurs 'confrontations' sur le terrain, d'abord avec Bob Dalrymple et Noel James, puis avec les membres du GDR Marges, lors d'une excursion que j'ai pilotée au printemps 2005. De ce travail est issue une publication internationale (Reynaud et al. sous presse). Par ailleurs, le travail de terrain sur les vallées incisées rhodaniennes est toujours en cours dans le cadre du GDR Marges, avec une extension vers le bassin du Languedoc, dans le cadre des corrélations onshore-offshore.

RESULTATS

LES VALLEES PROFONDES DES APPROCHES OCCIDENTALES DE LA MANCHE

Le tracé des vallées par Bouysse (Bouysse et al. 1976) a été repris par Sophie Peyre (Figure 17), puis par Claire Gracia-Garay (Gracia-Garay 2004), suite au travail de Pieter Vanhauwaert (Vanhauwaert 1993), et il est apparu des différences importantes, imputables à l'écart de résolution des différentes sismiques utilisées : plus la détection du fond est floue, plus le contact d'une surface faiblement oblique ou tangente sur le fond, comme c'est le cas d'une berge de vallée incisée (pente <1°), sera imprécis en carte. Certaines vallées peu profondes n'avaient pas été vues par Bouysse. Ma contribution, dans ce travail collectif a porté sur l'interprétation

morphologique et le modèle de remplissage de la vallée
du Kaiser (Reynaud *et al.* 1999c). Je ne vais pas détailler
ici, seulement présenter les résultats principaux : (i) la
vallée du Kaiser est constitué d'une vallée principale et
d'affluents, le tout formant un réseau anastomosé ; (ii)
le creusement maximum de la vallée principale a été
atteint avant le début de comblement du système ; (iii) le
comblement est formé de séquences de dépôt empilées
dans la vallée (

Figure 18) ; (iv) la morphogenèse du réseau se poursuit pendant le remplissage sous l'effet d'aplanissements successifs, qui limitent les séquences de dépôt et
façonnent des terrasses étagées sur les berges de la vallée; (v) chaque séquence de dépôt est constituée d'une ceinture de chenaux incisée dans des séries aggradantes de colmatage de la vallée. Ces résultats ont été interprétés en termes de modèle de faciès et de traçage de la déformation. En ce qui concerne le modèle de faciès, j'ai pris comme référence le modèle de Zaitlin (Zaitlin *et al.* 1994). De cette comparaison j'ai déduit que deux interprétations étaient possibles : le sandwich de chenaux et de dépôts de colmatage peut correspondre soit à la succession de dépôts estuariens d'embouchure tronqués par des dépôts marins transgressifs, soit à celle de dépôts deltaïques à fluviatiles de tête de baie (bayhead

delta) incisés dans des dépôts de bassin estuarien transgressif. Dans tous les cas, c'est bien la transition terre-mer qui est préservée, ce qui signe définitivement un creusement fluviatile des vallées. L'âge du scellement des vallées est attribué par les assemblages de foraminifères à la transition Plio-pléistocène (Evans et Hughes 1984). Chaque séquence de dépôt décrit un cycle de variation du niveau marin relatif. Plus récemment, Claire Gracia-Garay a pu caractériser une nouvelle architecture de remplissage dans une autre vallée, montrant des structures en accrétion latérale de grande échelle (Gracia-Garay 2004).

<figure><img src="image_20.png" /></figure>

Figure 17 : Cartographie des vallées et des bancs établie par Sophie Peyre à l'IFREMER, sur la base des données récentes de sismique (Bourillet et Lericolais 2003). La comparaison avec la carte antérieure du BRGM (Bouysse et al. 1976) nous a révélé des différences importantes, imputées à la résolution des différences sources sismiques utilisées. La carte de Bouysse ne montrait pas la connexion systématique des vallées avec le rebord de la plate-forme. Le travail récent de Claire Gracia-Garay sur les données GEOMOC a confirmé la connexion entre les vallées et les canyons (Gracia-Garay 2004).
<figure><img src="image_21.png" /></figure>

Figure 18: Exemple de comblement des vallées incisées de la plate-forme profonde des Approches de la Manche, la vallée du Kaiser (Bourillet et Lericolais 2003). Cette coupe reprend l'architecture décrite dans ma thèse. On voit en particulier les deux faciès constitutifs du comblement (les chenaux en jaune et les dépôts aggradants en bleu), ainsi que l'empilement des séquences de dépôt, incisées les unes dans les autres par les faciès chenalisés. Sur la gauche du profil, on distingue la conjonction entre une limite de séquence et une terrasse en position d'interfluve.

En ce qui concerne le traçage de la déformation, j'ai reconstitué le motif d'empilement des séquences dans la vallée, qui décrit une succession en progradation-rétrogradation (Figure 19). La vallée, étroite à l'amont, s'élargit et s'approfondit vers l'aval, ce qui est cohérent avec un niveau maximum d'incision à 240 m. On en a déduit une remontée du niveau relatif de la mer de 80 m, avant et pendant la phase de comblement (indépendamment des variations haute fréquence formant les séquences de dépôt). Ces résultats ont été utilisés pour faire des hypothèses sur la chronologie et la subsidence du système. Je voudrais insister sur ce dernier point, qui a été débattu depuis ma thèse (Bourillet et al. 2003). Les plus bas niveaux marins du Cénozoïque sont les derniers bas niveaux glaciaires à -120 m (Chappell et al. 1996). Une incision fluviatile à -240 m implique une subsidence cumulée de 120 m à

additionner avec l'écart du niveau marin par rapport à l'actuel au moment de l'incision. L'hypothèse d'un rebond glacio-hydroisostatique, envisagée un temps, n'a pas été retenue, suite aux calculs qu'avait fait pour ma thèse Kevin Flemming, et à une publication de Kurt Lambeck, montrant que la compensation d'excède pas quelques mètres dans le secteur du banc du Kaiser (Lambeck 1995). Restait la subsidence. Le taux moyen de subsidence thermique sur une marge passive mature comme la marge armoricaine est de 10-25 m/Ma. Avec un tel taux constant, l'incision remonte à 5-12 Ma, donc entre le Miocène supérieur et le début du Pliocène. Le seul moment où le niveau a pu être très bas, jusqu'à -90 m, dans cet intervalle de temps, est le début du Tortonien, voire le Messinien (à -50 m seulement). C'est la chute messinienne que nous avions privilégiée lors de notre publication collective (Bourillet et al. 2003).
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Figure 19 : Cartes isopaques des séquences de comblement du segment étudié de la vallée du Kaiser (Reynaud et al. 1999c). Les parties ombrées correspondent à un contact direct sur l'encaissant. L'ensemble décrit une succession progradante-agradante, ce qui est confirmé par l'abondance relative des chenaux dans chaque séquence.

Dans l'interprétation basée sur la subsidence, la déformation tectonique n'intervenait pas. Or, il est probable qu'elle soit importante, contrôlée par des failles. Par exemple, la faille médio-Manche, qui sépare le bloc armoricain de la marge (portant la vallée du

Kaiser) du bloc Manche (Figure 20), a rejoué depuis l'incision, puisque à la fois la bordure de la plate-forme et le point bas des vallées sont plus bas de 40 m dans le bloc Manche que dans le bloc armoricain : -280 m au lieu de -240 ; (Bourillet et al. 2003).

<figure><img src="image_23.png" /></figure>

L'étude de la déformation, qui a été l'étape suivante, a permis de consolider la chronologie proposée pour l'incision des vallées et de relier l'incision aux structures sous-jacentes. Yann Calvez a tout d'abord montré que la faille Médio-Manche est conjuguée à un réseau de failles

Figure 20 : Carte d'extension des formations reconnues en sismique sur les données GEOMOC et GEOBREST (voir Figure 4), et donnant lieu à une interprétation des relations tectonique-sédimentation (Gracia-Garay 2004). La vallée principale à l'amont de la vallée du Kaiser suit le couloir de la faille médio-Manche, sur le mur méridionale du bassin miocène. A noter la différence de cartographie des vallées selon les campagnes.

N140° inversées au Miocène. Ce calendrier structural reposait sur l'attribution stratigraphique des prismes miocènes faite d'après des croisements avec les forages et les données du BGS. Claire Gracia-Garay a confirmé ce résultat (Figure 20), démontrant également que cette
inversion, qui peut être recentrée sur le Miocène supérieur-Pliocène, représente le serrage final d'un pli (Figure 21), développé à l'éo-oligocène (« l'inversion de la Manche »), et dans le synclinal duquel les deltas miocènes (prismes Jones et Cockburn) se sont développés (Gracia-Garay 2004). La vallée du Kaiser a été en grande partie creusée dans la charnière de ce synclinal au moment de son exondation. Il y a donc un continuum stratigraphique et sédimentaire dans ce système, dont le moteur profond est une faille inversée. Claire a également confirmé les connexions des trois vallées incisées principales (Figure 20) avec les canyons alimentant les deltas profonds Celtique et Armoricain

par les bassins versants de la Petite Sole (canyons de Shamrock et Espérance) et de La Chapelle (canyons Blackmud et Guilcher). Cette corrélation consolide la vision d'ensemble du système, puisqu'on sait que les deltas profonds ont fonctionné eux aussi à partir du Miocène (Droz *et al.* 1999). Enfin, Claire a suivi la limite amont des incisions jusqu'à la l'isobathe 130 m. Ceci confirme que la morphogenèse de la surface de planation terminale au-dessus des vallées (et au-dessous des bancs) soit reliée au dernier maximum glaciaire (chute à -120 m, à laquelle il convient d'ajouter une profondeur décamétrique d'action des vagues pour obtenir une « wave-cut » surface).

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Figure 21: Profil sismique GEOMOC recoupant la zone faillée médio-Manche (voir Figure 20). C'est l'inversion par étapes du bassin au cours du Néogène qui (i) conduit à l'incision des vallées et (ii) contrôle leur position – ici sur le flanc d'un anticlinal formé le long de la faille principale (Gracia-Garay 2004).

## LES VALLEES COTIERES SUD-ARMORICAINES

Quand j'ai commencé à participer à la réflexion de David Menier sur les vallées côtières armoricaines, il venait de publier un article avec Jean-Noël Proust sur l'architecture du remplissage de la paléo-Vilaine (Proust *et al.* 2001b). Dans leur modèle, le comblement était interprété comme une séquence transgressive allant de dépôts fluviatiles en tresses à la base jusqu'à des dépôts marins d'offshore au sommet, en passant par des barres tidales d'estuaire. Une carotte montrait que cette

séquence correspond à la transgression holocène. Au fil des missions, la base de données s'est étoffée et j'ai suggéré à David d'envisager une comparaison systématique entre la morphologie des vallées et l'organisation de leur remplissage. Concernant la morphologie des incisions, nous avons ensemble cherché à savoir ce qui dans les profils en long des thalwegs, pouvait refléter l'évolution du profil de base des rivières et ce qui devait être imputé à d'autres
phénomènes, comme l'héritage structural ou les hétérogénéités lithologiques du substratum. Concernant le remplissage, c'est la prédominance volumétrique des dépôts d'offshore qui était le point important. Il ne m'appartient pas de résumer ici la thèse de David, mais je voudrais souligner l'importance de son travail sur la suite de mes activités concernant les relations entre paléogéographie et dynamique sédimentaire. Les vallées larges et exposées à la dynamique marine, comme la vallée d'Artimon, présentent de nombreux chenaux estuariens et barres d'embouchure. Les vallées étroites et protégées par la barrière des îles du précontinent armoricain (Quiberon, Houat, Hoëdic..), comme la vallée de la Vilaine, sont essentiellement colmatées par

des argiles estuariennes. La morphologie très irrégulière de la plate-forme proximale sud-armoricaine lors des bas niveaux marins a forcé les rivières à contourner les obstacles ou à les recouper en incisant. Dans les deux cas, le volume des vallées est plus grand que ce qu'il devrait être en tenant compte simplement de la pente moyenne de la plate-forme. Les vallées sont donc trop vastes pour être comblées pendant la transgression estuarienne, ce qui concorde avec les observations (dépôts d'offshore dominants). Suite à un congrès international de la SEPM, j'ai incité David à publier ces résultats dans un volume consacré aux vallées incisées (Figure 22).

<figure><img src="image_25.png" /><figcaption>Figure 22: Modèle de remplissage des vallées côtières sud-armoricaines, issu de la thèse de david Menier (Menier et al. sous presse). Le précontinent armoricain, un seuil de socle submergé, joue le rôle d'un atténuateur de l'énergie marine, permettant le sur-développement à l'arrière des dépôts du prisme estuarien.</figcaption></figure>

L'étape suivante, toujours en cours, a été de travailler sur l'organisation des terrasses qui marquent le mur de certaines vallées (comme la rivière d'Etel notamment). Un des résultats de la thèse de David est que les failles du socle sud-armoricain ont rejoué depuis l'initiation du réseau de vallées. En prenant l'exemple de la vallée du Kaiser, il est possible que ces terrasses puissent tracer les cycles successifs de morphogenèse des vallées, et éventuellement la déformation contemporaine. L'étude des terrasses, si elle porte ses fruits, devrait permettre d'affiner le modèle de corrélation entre les cycles enregistrés en mer dans les vallées incisées et leurs homologues chronologiques préservés dans les vallées terrestres. Les premiers seraient contrôlés au premier

ordre par les variations du niveau marin (et alimentés en sédiments par la dynamique marine) - ils formeraient des terrasses eustatiques. La thèse de Stéphane Bonnet a montré quant à elle que les seconds sont clairement des cycles contrôlés par le climat, avec un flux terrigène maximal pendant le 'cataglaciaire' (la déglaciation) - ils formeraient des terrasses climatiques. La complexité du système à l'intersection entre les deux domaines a été illustrée depuis longtemps, et on peut en avoir une synthèse dans la première édition du Précis de Géologie (Aubouin et al. 1967). Ce sujet m'a intéressé dans mon enseignement, au point que j'en fasse un modèle d'exercice sur les diagrammes espace-temps (Figure 23).
<figure><img src="image_26.png" /></figure>

Figure 23: Représentation en coupes sériées et dans un diagramme espace-temps des relations théoriques entre les terrasses eustatiques et les terrasses climatiques. Les couleurs se correspondent, des coupes au diagramme. Ce concept, ancien, n'est généralement pas pris en compte dans la stratigraphie séquentielle de type pétrolier, développée essentiellement en domaine marin. Les modélisations stratigraphiques modernes, orientées sur la reconstruction des cycles sédimentaires propres aux fluctuations du ruissellement (avec un objectif climatique), doivent réé integrer cette culture géomorphologique.

LES VALLEES MIOCENES D'UZES ET DE SOMMIERES

<figure><img src="image_27.png" /></figure>

Figure 24: Carte géologique et situation du bassin d'Uzès. On remarque que les dépôts miocènes (en jaune) sont préservés dans les synclinaux pyrénéo-provençaux du bâti urgonien régional. La vallée de l'Alzon montre, sous les alluvions quaternaires, la continuité des dépôts miocènes d'Uzès à Avignon. Le célèbre pont du Gard a été construit avec la pierre de Vers (à côté de Castillon), qui est la deuxième formation bioclastique tidale du bassin.

Une première série de résultats est d'ordre stratigraphique. Dans tout le bassin rhodanien, le Miocène est composé d'alternances de séries marneuses et bioclastiques (notamment des dunes tidales), qui ont été interprétées en séquences de dépôt et cartographiées à l'échelle du bassin par David Besson (Figure 16). La lithostratigraphie du bassin et de la vallée d'Uzès (Figure 24) est très similaire à celle du Burdigalien para-

stratotypique de Saint-Restitut (Pouyet *et al.* 1997), comme remarqué par Gérard Demarcq (Demarcq 1970), avec à la base des grès calcarénitiques verdâtres, surmontés par des marnes d'offshore grises. Cette série est coiffée par la molasse bioclastique d'Uzès. Dans le secteur de Castillon-Remoulins, à la jonction entre la vallée d'Uzès et le bassin rhodanien, on retrouve la molasse bioclastique d'Uzès au fond du Gardon. Nous
avons vérifié, sur la base du faciès et des forages, que les
deux molasses étaient bien correspondantes, ce qui pose
le problème de leur différence d'altitude (Figure 25). A
Vers-Castillon, cette molasse est surmontée par une

série attribuée par Demarcq à l'Helvétien, c'est-à-dire au
Langhien-Serravalien. Cette série est constituée de
marnes bleues sableuses à la base et de la molasse
bioclastique de Castillon au sommet.

<figure><img src="image_28.png" /></figure>

Figure 25: Coupe longitudinale du bassin miocène d'Uzès, entre sa bordure occidentale et le bassin d'Avignon (voir Figure 24). Cette reconstitution est basée sur une compilation de données de terrain et des forages de la BSS (BRGM). Elle suggère un contrôle tectonique à la géométrie de ces formations, ainsi qu'une incision potentielle à la base des marnes grises.

Avec l'aide de Sylvia Gardin et d'Erica Bicchi (Société ERADATA, fondée récemment par Chantal Bourdillon), nous avons révisé l'attribution stratigraphique de cet ensemble sur la base de la micro et nannofaune contenue dans les marnes. Il apparaît que la totalité des formations marneuses affleurant d'Uzès au Rhône sont burdigaliennes. Cela pose le problème des correspondances de biozones (Demarcq utilisait les pectinidés) et surtout du remaniement potentiel des microfossiles (argument développé dans la thèse de David Besson).

Les séquences de dépôt sont marquées à la base par une
surface de chute qui porte l'ensemble du bassin à
l'émersion, pendant que des vallées fluviatiles sont
incisées. Lors de la remontée du niveau marin, ces
vallées sont comblées, en domaine marin peu profond,
par des sables bioclastiques tidaux (intervalle
transgressif). Le maximum d'inondation est marqué par
un passage brutal aux marnes d'offshore. David Besson

a relié ce passage à l'inondation marine des interfluvies
des vallées (étalement des flux, baisse des courants). Le
cortège de haut niveau marin est marno-calcaire.

Dans le domaine rhodanien, la molasse verdâtre semble
combler et déborder des paléotopographies pré-
existentes, de sorte que les dépôts miocènes de la Tave,
d'Uzès et de Sommières étaient initialement interprétés
par Olivier Parize et David Besson comme des lambeaux
résiduels du grand bassin burdigalien, préservés au
 cœur des synclinaux pyrénéo-provençaux. Avec des
mesures systématiques de paléocourants sur les
bordures du bassin d'Uzès et de la Tave, j'ai montré que
ce n'était pas le cas, et que les synclinaux ont canalisé les
courants de marée dès la première transgression
burdigalienne (Figure 26). Sur la base des faciès (séries
de plage et de fond de baie), les contours actuels du
bassin d'Uzès sont proches de la ligne de paléorivage au
moment du dépôt de la molasse verdâtre. A partir des
forages de la BSS disponibles sur les bassins d'Uzès et
de Sommières, on peut suspecter la présence d'une
vallée à la base de la molasse bioclastique d'Uzès (Figure 25) et de deux vallées possibles à la base de la molasse bioclastique de Sommières (travaux en cours).

<figure><img src="image_29.png" /><figcaption>Figure 26: Les directions de paléocourants tidaux dans le Miocène d'Uzès suivent l'axe des synclinaux (soulignés par le Quaternaire). Publication en préparation au BSGF.</figcaption></figure>

Ces résultats confortent l'interprétation générale du Miocène rhodanien en système de vallées incisées et rend caduque l'interprétation en 'layer cake' truffé de passages latéraux publiée par Demarcq (Demarcq 1970).

Un résultat inattendu de l'étude de subsurface est d'avoir montré un épaississement abrupt des marnes grises au centre du bassin d'Uzès. Cela pourrait représenter une vallée incisée dans la molasse verdâtre (Figure 27), et ajouter donc une séquence de dépôt à cette série basale. Nous n'avons pas assez de précision pour argumenter davantage ce point. Enfin, les forages ont révélé des épaississements hectométriques des dépôts burdigaliens au voisinage de failles cartographiques intermédiaires entre le faisceau cévenol et la faille de Nîmes (Figure 25). Ceci devrait donner des éléments pour la quantification de la déformation au Burdigalien, qui était un des objectifs du GDR Marges (et devra donc faire partie de la synthèse délivrable en 2007).

<figure><img src="image_30.png" /><figcaption>Figure 27: Coupe dans le nord du bassin d'Uzès révélant, sur la base de forages, un épaississement brutal des marnes grises. Ceci suggère un cycle 'supplémentaire' du niveau marin par rapport au modèle rhodanien classique, où les marnes caractérisent le maximum d'inondation. Publication en préparation au BSGF.</figcaption></figure>

Une deuxième série de résultats est d'ordre sédimentologique, sur l'étude détaillée de la molasse d'Uzès dans sa localité-type (Reynaud *et al.* sous presse).

(1) En premier lieu, l'étude de la molasse d'Uzès a montré qu'elle était clairement incisée dans les marnes grises, et nous avons pu préciser que l'interface entre les deux était localement en transit sédimentaire (ichnofaciès typiques des fonds fermes). Les successions verticales de faciès ont été interprétées comme une séquence de régression forcée, ce qui contraste avec le modèle séquentiel rhodanien (ou les molasses sont transgressives).

(2) En second lieu, nous avons montré une relation forte entre l'architecture des dépôts et leur contenu faunique : (i) les petites dunes sont à faciès foramol et les grandes dunes à faciès rhodalgal dominant (ceci avait été déjà observé dans le bassin de Valréas par Jean-Loup Rubino et Olivier Parize); (ii) la base de la molasse d'Uzès, dominée par des systèmes chenalisés, est constituée de calcarénites à faciès molechfor diversifiés (bivalves
dominants), tandis que sa partie supérieure, formée de
barres et de dunes, est dominée par des packstones à
faciès rhodalgal oligospécifique (bryozoaires et algues
rouges dominants). Ces résultats ouvrent la porte à une
typologie séquentielle, faisant l'objet d'une thèse qui
vient d'être lancée à l'Ecole des Mines. Seront étudiées
également les implications sur la diagenèse : la molasse
d'Uzès, par exemple, n'a pas été enfouie, mais elle est
très cimentée. Il s'agit d'une cimentation précoce,
comme suggéré par la présence de zones vadoses

(observation d'Emmanuelle Vennin). Ce sujet en
particulier devrait faire l'objet d'un post-doc canadien
piloté par Noël James.

(3) En troisième lieu, la pétrographie et l'architecture sédimentaire des dépôts montrent une relation forte entre la morphologie de la vallée et la dynamique sédimentaire à l'intérieur. Sans rentrer dans le détail, la molasse d'Uzès a été interprétée comme un delta de flot mis en place au débouché de la vallée d'Uzès dans le bassin d'Uzès (Figure 28).

<figure><img src="image_31.png" /></figure>

Le modèle auquel nous avons fait référence est celui d'un lagon, dans lequel la marée pénètre par une passe tidale : la décélération spatiale du courant du fait de son expansion dans le lagon produit un 'gel' quasi- sur place des sédiments qu'il transporte. Dans le cas d'Uzès, les dépôts sont zonés, depuis des dunes géantes de rudstone à la jonction de la vallée jusqu'à des wackestones fins dans la partie périphérique du dépôt (Figure 29). Ceci montre que les dépôts bioclastiques ne correspondent pas à des épisodes ou des paysages du bassin favorables au développement des écosystèmes correspondants, mais bien plutôt à des reconcentrations par les courants,

Figure 28: Coupe longitudinale, en haut, et diagramme espace-temps, en bas (Reynaud et al. sous presse), de la molasse bioclastique d'Uzès (m1c dans la Figure 26). Cette formation est interprétée comme un delta de flot, mis en place à la faveur d'une chute du niveau marin. Cette interprétation est en partie basée sur la présence d'un chenal majeur U5 distribuant les dépôts dans le corps bioclastique principal U3.

dans les vallées, d'assemblages bioclastiques séparés
hydrodynamiquement des boues carbonatées
ubiquistes. Un autre exemple de ce contrôle
hydrodynamique a été donné par Bob Dalrymple dans la
vallée de Saumane, où le delta de flot présente des
foresets composites d'amplitude décamétrique. Par
ailleurs, mes travaux en cours sur la terminaison
méridionale de la vallée de Sommières montrent
également des séries de barres deltaïques montrant des
apports dans l'axe de la vallée. Le rôle des vallées dans
l'agencement des cortèges de dépôt du Miocène
rhodanien est donc prépondérant.
<figure><img src="image_32.png" /></figure>

Figure 29 : Carte des faciès de la molasse d'Uzès (Reynaud *et al.* sous presse). Cc : faciès grossiers, passant dans le bassin à des faciès hétérolithiques de moindre énergie (Bb et Hb). Les dépôts sont majoritairement de faciès rhodalgal oligospécifique, sauf dans les chenaux de la base (Sb-Mb, molechfor diversifié).

# CHAPITRE 4 : BASSINS OROGENIQUES

Ce court chapitre rassemble des travaux faits sur l'enregistrement sédimentaire des déformations marquant le fonctionnement de failles lithosphériques: chevauchements (bassin Méso-hellénique) et décrochements (bassin de Lorca). Dans ces systèmes, l'accommodation stratigraphique est très rapide, ce qui donne lieu à des dépôts marins deltaïques et gravitaires. On y retrouve le thème central de mon activité: la lecture du relief terrestre dans la stratigraphie, soit à l'échelle de la montée de prismes orogéniques (Grèce), soit en relation avec des chutes catastrophiques du niveau marin, comme l'événement messinien (Lorca).

## LE BASSIN MESO-HELLENIQUE

### HISTORIQUE ET ENJEUX DU CHANTIER

Il n'est pas question ici de faire une revue des bassins orogéniques, déjà établie dans de nombreux manuels (Miall 1995). Sous le titre 'bassins orogéniques', j'entends surtout le bassin méso-hellénique, auquel j'ai consacré davantage d'énergie depuis 1997. Ce chantier grec est d'autant plus important qu'il a servi à initier la collaboration avec Didier Granjeon autour de DIONISOS et de la modélisation numérique des remplissages, ce qui fait l'objet de mon projet de recherche (Chapitre 5).

Je travaillais en Grèce depuis 1997 à la faveur de deux projets PLATON pilotés par Jacky Ferrière sur le bassin méso-hellénique (BMH), dont l'objectif était de comprendre les relations entre mouvements horizontaux et verticaux dans la formation des Hellénides

continentales. Le point de départ était le compartimentage du relief des Hellénides, selon des axes orographiques et des bassins parallèles entre eux, allongés dans la direction dinarique et régulièrement espacés, comme on le voit très bien sur un modèle numérique de terrain (Figure 30). Les axes positifs correspondent à des seuils de socle (culminant dans le massif de l'Olympe), et les bassins sont remplis de dépôts molassiques contemporains de la formation de la chaîne dinaro-hellénique, de l'Eocène supérieur au Miocène. Le bassin méso-hellénique est celui qui est le plus près de la suture alpine des Hellénides continentales, représentée par le prisme d'accrétion du Pinde (qui constitue l'axe orographique situé immédiatement à l'ouest du bassin ; Figure 31).
<figure><img src="image_33.png" /></figure>

Figure 30: Carte orographique du domaine égéen. On distingue, en Grèce continentale, une succession d'axes orographiques parallèles à la direction dinarique (N140°), séparés par des bassins intrachaîne, représentés en bleu. Les bassins en extension sont représentés par des flèches. Cette structuration est héritée de la subduction et de la collision au Cénozoïque du domaine apulien sous le domaine égéen. Les pointements volcaniques contemporains de la subduction sont représentés en rose. Le domaine figuré en turquoise, à l'arrière, correspond aux zones de très forte extension où sont exhumés les complexes métamorphiques de haute pression (Rhodope, Cyclades). Au sud de l'Egée, la Crête présente un dispositif similaire, mais qui n'a pas encore atteint le stade de collision. Les deux domaines sont séparés par un décrochement lithosphérique majeur N70°, la faille nord anatolienne (qui passe par le point d'interrogation).

<figure><img src="image_34.png" /></figure>

La subduction pindique aurait engagé vers l'Est sous le bloc pélagonien non seulement le bassin du Pinde, mais également le bloc du Gavrovo-Tripolitza, situé encore

plus à l'ouest, et dont Ivan Godfriaux à montré qu'il ressortait en fenêtre dans l'Olympe (Godfriaux 1968). D'après l'âge du flysch du Pinde, la subduction est

Figure 31: Carte géologique de la Grèce continentale. Les différents bassins (en pointillés) identifiés à l'arrière de la subduction hellénique (flèche droite, le front de chevauchement est le trait épais) sont: BMH, Bassin Méso-Hellénique (Oligo-Miocène); Pt, bassin de Ptolemaïs (Mioc-Pliocène); Th, Bassin Thermaïque (Eocène sup.-actuel); Rh, Bassin du Rhodope (Miocène). Les couleurs roses représentent les lanières de socle des axes topographiques. L'aire verte à l'ouest du front de chevauchement correspond au prisme d'accrétion du Pinde. La petite aire bleu vif marquée Ol correspond à la fenêtre de l'Olympe, qui laisse apparaître des roches du faciès schsite bleu attribuées aux zones externes (apuliennes). Ce métamorphisme est contemporain de la sédimentation dans le BMH, ce qui en fait un bassin piggyback majeur.
contemporaine de la sédimentation dans le BMH, ce qui en fait un des plus grands bassins piggyback avérés. La question qui se posait était donc de comprendre les mécanismes reliant la subduction et la forte subsidence du BMH.

Le bassin, initialement décrit par Brunn, qui en avait fait le découpage lithostratigraphique (Brunn 1956), a été ensuite étudié pour la minéralogie par Alain Desprairies (Desprairies 1979). Sa thèse, basée sur le traçage des sources sédimentaires, a montré en particulier le passage d'une alimentation pindique à l'Eocène-Oligocène à une alimentation pélagonienne au Miocène. Dans les années 80, les Grecs reprennent l'étude faciologique du bassin dans la perspective de tester son potentiel pétrolier. Une grande partie des dépôts est alors interprétée en termes de deltas profonds (Zelilidis et al. 1997). C'est sur la base de ce modèle que la sismique acquise par les pétroliers sur le bassin est interprétée (Kontopoulos et al. 1999). Toutefois, quand Jacky Ferrière a lancé notre premier projet PLATON, le calendrier des grands ensembles stratigraphiques demeurait imprécis, les relations entre les grandes ruptures stratigraphiques et la déformation restaient à démontrer, et les structures à grande échelle étaient peu décrites. Dans le seul modèle structural qui avait été publié (Doutsos et al. 1994), le BMH était rétrochevauché par le prisme du Pinde, devenant un 'rétro-arc foreland basin' (Miall 1995). Lors de notre première mission de terrain, nous n'avons pas trouvé de rétrochevauchement, à peine un contact verticalisé et faiblement cataclasé par endroits. La subsidence du BMH ne pouvait alors pas être expliquée par une charge tectonique et le problème restait entier.

Jacky a eu l'idée de commencer le projet par une étude détaillée des rapports entre déformation (mesures de faille et de plis) et accommodation stratigraphique au niveau des principales discontinuités du bassin. Il y avait

donc beaucoup de sédimentologie à faire. J'avais quant à moi intégré ce projet pour complément de formation sur les turbidites (constituant l'essentiel du remplissage du bassin Méso-hellénique), en rapport avec mon projet déposé au concours d'entrée au CNRS. A l'époque, je n'avais pas d'expérience de terrain mais déjà la nécessité s'était fait jour pour moi de comparer la dynamique actuelle et les dépôts dans le bassins sédimentaires anciens, le tout alimenté par la frustration d'avoir manqué de carottes sur les chantiers marins. Jacky, héritier de l'école de Jean Aubouin, était (et est toujours) le type même du géologue alpin, c'est-à-dire universel : capable de faire de la carte, de la tectonique, de la géophysique, de la biostratigraphie, de la sédimentologie etc... J'ai aussi bénéficié sur le terrain de la formation accélérée de Jean-Noël Proust. Les choses se sont ensuite enchaînées rapidement. En 2000, je déposais un projet dans le cadre d'une ACI, puis en 2002, un projet de forage dans le golfe thermaïque (à la faveur d'un workshop européen sur la demande de campagne du riser japonais d'IODP en Méditerranée). En 2003, je montrais les premiers modèles conceptuels à Didier Granjeon, et nous décidions de faire la modélisation numérique du bassin Méso-Hellénique. Un an après, Isabelle Coutand rejoignait l'équipe de Jacky à Lille, nous lui propositions de tenter une étude des traces de fission des secteurs en surrection et des dépôts du bassin. C'est sur le couplage de ces méthodes (modélisation stratigraphique et thermochronologie) que nous avons obtenu en 2004 un projet RELIEF, financé jusqu'en 2007 (ce dont nous sommes fiers vu la concurrence avec les 'géomorphologues quantitatifs' qui fait rage dans ce créneau). A noter un autre projet Platon de Jacky Ferrière financé en 2003 sur l'enregistrement du fonctionnement récent des failles du Sperchios : sédimentation, volcanisme, fluides, auquel je suis également associé.
Au total, ce chantier méso-hellénique a fait l'objet des DEA d'Alexandre Houzé à l'USTL et de Martin Bêche au Muséum (Bêche 2004), ainsi que du stage ENS de Pierre Weill (Weill 2005). Les résultats de terrain sont publiés dans deux articles de rang A; un premier sur l'initiation du bassin (Ferrière et al., 1998), un second sur l'étude détaillée de sa partie méridionale (Ferrière et al., 2004).

Je résume ici les travaux effectués. J'ai participé à trois missions de terrain, où l'on s'est attaché à : (i) décrire le démarrage de la sédimentation sur la bordure occidentale redressée du bassin; (ii) réviser les attributions chronostratigraphiques des grandes formations sur un transect complet du bassin (un travail préalable de synthèse bibliographique avait été nécessaire); (iii) étudier en détail le remplissage et les relations faciès/déformation dans le sous-bassin de Krania; (iv) étudier en détail les relations tectono-sédimentaires dans le secteur des Météores (c'est là que les environnements de dépôt sont les plus contrastés et les discordances les plus marquées). Les données de terrain ont été projetées sur les données de subsurface disponibles dans la littérature, notamment la sismique (Kontopoulos et al. 1999).

L'ensemble des données à permis (i) de reconstituer, pour chaque étape d'évolution du bassin, les contours des dépôts-centres, (ii) de positionner les structures qui contrôlent la subsidence, (iii) d'établir des courbes de subsidence, à l'incertitude des datations près (Ferrière et al. 2004). Ces documents ont servi de base aux premières modélisations numériques DIONISOS faisant l'objet des mémoires de Martin Bêche et de Pierre Weill (voir chapitre 5).

Voici les principaux résultats acquis dans ce projet :

1. Le BMH présente 4 phases distinctes d'évolution (Figure 32) : (i) une phase éocène, ou la subsidence est localisée le long d'hétérogénéités transversales du subassement pélagonien, réactivées par la subduction pindique ; c'est une étape de type bassin d'avant arc ; (ii) une phase Eocène terminal-Oligocène, qui correspond à un soulèvement de la bordure ouest du bassin, suite à la collision du Gavrovo ; (iii) une phase de subsidence est rapide, le long d'un sillon parallèle à la chaîne ; (iv) une étape miocène, où la subsidence est plus faible et où le bassin enregistre essentiellement de l'extension et la montée des reliefs pélagoniens (Vourinos et Olympe) ; c'est l'étape 'piggyback' sensu stricto.

2. A partir de l'Oligocène (collision), la subsidence migre par à-coup d'ouest en est (dans le même sens que la subduction). La limite mio-pliocène correspond à un saut ultime de la subsidence, par delà l'axe orographique du Vourinos, dans le bassin de Ptolémaïs. A chaque étape, l'accommodation stratigraphique est réalisée à la faveur du développement de flexures faillées parallèles au bassin.

3. L'eustatisme n'est pas décelé au premier ordre de l'agencement stratigraphique, malgré des dépôts qui ne sont plus très profonds dès le début de la collision. Toutefois, l'Oligocène terminal est marqué par un puissant hiatus, contemporain d'une chute eustatique majeure – la résolution des données chronologiques ne permet pas d'en dire plus.

Ces conclusions s'appuient sur une étude 3D, dont la synthèse est donnée dans la Figure 32. Cette figure, ainsi que des coupes plus détaillées du bassin (Ferrière et al. 2004), tient compte de la restauration des topographies et bathymétries estimées par les faciès et les assemblages fauniques, et dont un essai 'paléogéographique' est reproduit dans la Figure 33.
<figure><img src="image_35.png" /></figure>

Figure 32 : Evolution structurale et sédimentaire de la Grèce continentale à partir d'une coupe transversale de la Thessalie (Ferrière et al. 2004). Les flèches montrent les zones en surrection et les zones subsidentes. Ces épisodes sont enregistrés en 4 phases dans le Bassin méso-hellénique (BMH): (1) pendant le stade B, le BMH n'est pas différencié, et correspond à un ensemble de sous-bassins en position d'avant-arc (dont le bassin de Krania) ; (2) au stade C, c'est la collision avec le bloc du Gavrovo-Tripolitsa, une phase compressive et de soulèvement fort sur la bordure occidentale du bassin qui s'individualise à ce moment ; (3) aux stades D et E, c'est la subsidence qui domine, mais elle n'est pas régulière, et migre vers l'Est, de même que les sources sédimentaires, en raison du déplacement de l'orogenèse dans le secteur de l'Olympe ; (4) au stade F, la subsidence 'saute' vers l'Est dans le bassin de Ptolemaïs et le BMH cesse d'évoluer.
<figure><img src="image_36.png" /><figcaption>Figure 33 : Carte de l'extension des dépôts aux différentes phases de l'évolution du bassin méso-hellénique (Ferrière et al. 2004).</figcaption></figure>

Ces résultats ne permettent cependant pas de dire si le bassin a pour origine la formation d'une dépression topographique *sensu stricto* (érosion tectonique, flambage..) ou la surrection de ses bordures en raison de l'épaississement crustal lié à la subduction. Mais ils constituent des données suffisantes pour entamer une modélisation stratigraphique avec le code DIONISOS. C'est une partie de mon projet de recherche, et je développe ce point dans le chapitre 5.

## DEVELOPPEMENTS FUTURS ET AUTRES CHANTIERS

1. L'exemple du BMH permet d'envisager d'autres travaux, où il serait utilisé comme un analogue ou un modèle à tester avec des données plus précises. L'Eocène du bassin de Krania, par exemple (Figure 32B), contient une collection magnifique d'exemples de glissements sous-marins affleurant remarquablement

bien. Lors d'une excursion du GDR Instabilités à laquelle j'ai participé en 2004, le parallèle a été fait avec le bassin éocène d'Ainsa (avant-pays sud-pyrénéen). Francis Odonne m'a alors proposé de participer au développement d'un modèle de faciès de ces glissements. Le projet de collaboration est pour l'instant en suspens, mais un tel modèle sera nécessaire, à terme, pour préciser les bilans de masse dont DIONISOS a besoin à l'échelle d'un bassin (les transferts vers le bassin sont maximisés par les glissements).

2. Le BMH, de par sa richesse en matière de dépôts conglomératiques, est également un des hauts-lieux pour étudier la sédimentologie des *fans-deltas*. Dans le bassin toutefois, la relation avec les fines constituant le pied des *fans deltas* est supputée, mais uniquement visible en sismique. Le golfe de Corinthe, présentant des séries similaires émergées, est alors un analogue intéressant. Dans le cadre de sa thèse à l'IFP et au CRPG de Nancy, Sébastien Rohais fait une typologie des dépôts prodeltaïques des éventails conglomératiques qui servira au diagnostic des dépôts fins de bassin intra-chaîne. Par ailleurs, le Muséum conserve les carottes du Golfe de Corinthe prélevées en 2001 lors de la mission MD124-GEOSCIENCES2, dans le cadre du GDR Corinthe et du consortium européen 'Corinth Rift Laboratory', animé à l'IFP par Isabelle Moretti. Ces carottes ont fait l'objet du mémoire de Maîtrise de Brahim Benziane, et d'une publication à l'Académie des Sciences (Moretti et al. 2004). Elles montrent la déglaciation et la série holocène du golfe, avec une phase varvée lacustre et une phase turbiditique marine. Prélevées en bordure de failles actives, ces carottes montrent de très beaux exemples d'arrachements et de slumps, ainsi que des homogénites co-sismiques qui font l'objet de la thèse d'Aurélien VanWelden à Chambéry, que je co-dirige avec Christian Beck. Le but est entre autres de faire une typologie des faciès fins, et de quantifier la vitesse de sédimentation associée.
# MIOCENE DU BASSIN DE LORCA

## HISTORIQUE ET ENJEUX DU PROJET

En 1999, Jean-Marie Rouchy montait au Muséum un projet financé par le BQR-Muséum autour d'une nouvelle équipe dont les compétences étaient renforcées par l'arrivée, en 1998, d'Emmanuelle Vennin, spécialiste des plates-formes carbonatées, et moi-même en 1999, pour les systèmes clastiques. Le but était d'intégrer ces nouvelles compétences au potentiel déjà existant de

l'équipe sur un chantier commun où nos thématiques respectives puissent se développer et contribuer. Le bassin miocène de Lorca est un des bassins en pull-apart des zones externes bétiques (Figure 34). Sa petite taille, et ses bordures 'vives', en font un capteur très sensible des variations paléoenvironnementales, notamment les variations du niveau marin relatif.

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Figure 34 : Carte géologique simplifiée du Bassin tortonien de Lorca, dans les chaînes bétiques (Jean-Marie Rouchy, communication personnelle). Les dépôts marginaux correspondent à des plates-formes carbonatées, interrompues localement par des édifices deltaïques (dont je souligne en rouge sombre celui que nous avons étudié, avec la flèche indiquant la progradation générale du système). Le cœur du bassin est occupé par des séries marneuses et évaporitiques qui sont des équivalents latéraux des dépôts de bordure. L'ensemble est tronqué par des conglomérats et des dépôts lacustres pliocènes que j'ai partiellement étudiés, en particulier au niveau de leur contact érosif sur les séries miocènes. Nous avons identifié là un bon candidat pour la surface régressive d'érosion du messinien méditerranéen.
Jean-Marie avait déjà travaillé des années auparavant dans le centre du bassin, autour du problème de la crise messinienne. L'arrivée d'Emmanuelle l'incita à reprendre ce chantier, en élargissant la thématique au problème des plates-formes carbonatées tortoniennes qui limitent le bassin, notamment sur sa bordure méridionale. Quant à moi, je devais m'intéresser à la dynamique d'un système conglomératique interdigité dans les plate-formes carbonatées, ainsi qu'à la transition vers le Pliocène continental. L'abondance des conglomérats dans ces dépôts me renvoyait au Miocène du bassin méso-hellénique.

Le bassin de Lorca avait depuis longtemps fait l'objet d'une étude stratigraphique et structurale générale, pilotée principalement par l'IGAL (Montenat 1977; Montenat et al. 1990). Ces dépôts tortono-pliocènes sont les plus internes et parmi les mieux exposés parmi tous les bassins marginaux de la Méditerranée. La série présente, au-dessus des marnes marines tortoniennes, la succession à diatomites dite du Tripoli, surmontée par des évaporites comportant une cinquantaine de mètres de gypse (Formation de La Serrata) et 200 mètres de sel dans la parie axiale du bassin, passant à leur tour à des calcaires lacustres (Figure 35).

<figure><img src="image_38.png" /></figure>

Figure 35: Schéma synthétique des corrélations stratigraphiques entre les bordures et le centre du bassin de Lorca (Jean-Marie Rouchy, communication personnelle). Quand nous avons abordé ce chantier, il y avait une incertitude sur l'âge des évaporites. Il était capital de réduire cette incertitude car c'est tout le problème de la chronologie du sel messinien qui est en jeu. Une des possibilités que nous avons explorées était de comparer la série régressive centrale avec celle des marges et de donner un cadre séquentiel aux conglomérats sommitaux.

Les travaux de Jean-Marie Rouchy avaient montré des alternances de diatomites et de niveaux gypseux évoluant vers les marges du bassin vers des dépôts de sebkha, suggérant une réduction importante de la tranche d'eau (sub-émersion) au début du dépôt de la série à diatomites (Rouchy et al. 1998). Le sel du bassin de Lorca pourrait donc, contrairement au sel des bassins profonds méditerranéens, être mis en place dans une lagune évaporitique isolée du reste du bassin. Les datations (paléomagnétiques, bio- et orbito-stratigraphiques...) réalisées sur les basins proximaux (Lorca, Librilla, Fortuna) ont donné des résultats qui

sont pour l'instant divergents (Rouchy et al. 1998; Dinarès-Turell et al. 1999; Krijgsman et al. 2000; Playà et al. 2000). Les datations basées sur l'orbitostratigraphie proposées par Krijgsman tendent à montrer que cette série est datée du Tortonien terminal, donc antérieure à la crise messinienne proprement dite. D'où l'idée récente d'une 'crise tortonienne' (Krijgsman et al. 2000). Cependant, le sommet du sel est marqué par une forte dissolution, signalant un hiatus probable entre son dépôt et le dépôt des marnes lacustres sus-jacentes. L'exemple du bassin de Lorca est de nature à montrer comment un contrôle hydrologique local, dans
un bassin semi-fermé, peut produire des changements écologiques et environnementaux drastiques. C'est dans le but d'argumenter cette idée que nous avons donc étudié les séries tortoniennes de la marge S et SW du bassin. Cela fut pour moi l'occasion de m'intéresser à l'événement messinien méditerranéen, sur lequel j'allais co-encadrer en 2005 le DEA d'Edda Zué dans le cadre du GDR Marges (Golfe du Lion).

Depuis 2002, c'est un projet ECLIPSE co-dirigé par Jean-Marie Rouchy et Jean-Pierre Suc qui a financé les

## TRAVAUX EFFECTUÉS ET RÉSULTATS ACQUIS

Ma participation à ce chantier, au cours de deux missions de terrain en 2000 et 2005, a été (i) de lever une coupe et une carte détaillées des lobes deltaïques qui recoupent les plates-formes carbonatées tortoniennes au SW du bassin (Figure 34) ; (ii) de décrire et d'interpréter les corps conglomératiques formant l'ossature de ces deltas ; (iii) de cartographier le contact aval entre ces deltas et les dépôts lacustres (attribués au Pliocène) préservés dans le bassin ; (iv) de décrire l'organisation stratigraphique générale de ces dépôts lacustres. Les points (i) et (ii) ont fait l'objet d'une présentation collective dans plusieurs réunions scientifiques, et les points (iii) et (iv) d'une communication au congrès de l'ASF 2005 (Vennin et al. 2005). Deux publications sont en cours.

Les résultats peuvent se résumer ainsi :

1. les conglomérats marins sont des fan-deltas progradant vers le NE sous l'effet d'une chute graduelle du niveau marin relatif (régression forcée). Ce cycle stratigraphique est ponctué de pulsations transgressives, au cours desquelles le haut des foresets et les topsets deltaïques sont colonisés par des coraux (porites) et des platiers à huîtres.

2. Ce delta est incisé à son front sur plusieurs centaines de mètres (conclusion tirée d'un forage dans le bassin) et

recherches sur la crise de salinité, incluant ce chantier, et l'équipe s'est étoffée avec l'arrivée d'Eva Moreno, nommée récemment au Muséum, de Sevket Sen pour la magnétostratigraphie et l'étude des micromammifères, et de collègues de l'Université de Nancy, Danièle Bartier pour les argiles, Christian Hibsch et Cédric Carpentier pour les relations tectonique-sédimentation. Une demi-douzaine de missions ont eu lieu, dont des missions d'échantillonnage systématique visant à refaire la magnétostratigraphie complète du bassin.

l'incision est comblée par des séries fluviatiles en tresses et des deltas fluvio-lacustres montrant des paléocourants dominants vers le SE.

3. Les séries fluviatiles à fluvio-lacustres sont grano décroissante à grande échelle, à la fois vers le haut de la série et vers le centre du bassin, occupé majoritairement par des marnes lacustres.

4. Cet ensemble fluvio-lacustre est recouvert par un piémont conglomératique fluviatile progradant vers le sud et alimenté depuis le bassin d'Aledo.

La question clé est de savoir si l'incision profonde que nous avons trouvée à la base des conglomérats continentaux, et qui montre une chute du niveau marin de plusieurs centaines de mètres, correspond à la chute messinienne (qui, en Méditerranée, est d'au moins 1500 m). Le bassin de Lorca est séparé de la Méditerranée par le bassin ou 'corridor' du Guadalentin, et de ce dernier par un seuil de socle: les communications avec la mer sont limitées à une passe, et les données de surface ne permettent pas d'identifier un canyon enfoui. La découverte par Sevkhet Sen d'un vertébré pliocène dans les conglomérats fluviatiles scellant l'incision est un argument –non décisif- en faveur de cette interprétation. Si cette datation est confirmée, on aura là en outre un guide de corrélation
des dépôts marginaux du bassin avec les dépôts de la série principale. Le hiatus marqué par l'incision sur la bordure pourrait être corrélé à la surface de dissolution au sommet du sel. Nos travaux se poursuivent à Lorca,

dans le but de mieux contraindre les corrélations à travers notamment des réseaux de faille qui séparent les séries bordurières du bassin central.

# CHAPITRE 5 : TRAVAUX EN COURS ET PROJETS DE RECHERCHE

Dans les chapitres précédents, on a vu que j'ai essayé de travailler comme un géologue marin et un sédimentologue de faciès à plusieurs échelles emboîtées, depuis le processus (hydrosédimentaire) jusqu'à la géodynamique. La thématique à laquelle j'envisage de me consacrer est le contrôle paléogéographique des dépôts épicontinentaux. C'est le titre de ce mémoire et une sorte d'hypothèse de travail pour l'avenir. Je montre ici comment je suis arrivé à la modélisation en 2002, suite à la restructuration de l'ESA 7073, et grâce à la complicité de Christian Ravenne et de Cécile Robin. Je développe deux aspects de la modélisation applicable aux bases de données accumulées sur deux chantiers présentés dans les précédents chapitres (Manche et Grèce).

# INTRODUCTION

Lors de l'Ecole thématique du CNRS à Roscoff (2001), nous avons fait collectivement un état des lieux de la géologie sédimentaire en France :

La géologie sédimentaire a pour objectif de reconstituer, de quantifier et de modéliser, à partir du message sédimentaire, les grands processus et évènements géologiques, actuels et anciens. Pourtant, les géologues et autres géophysiciens n'ont pas consacré au message sédimentaire autant d'énergie qu'à la mécanique de la lithosphère ou à la convection du noyau, pour prendre deux exemples particulièrement représentatifs de la vigueur de notre communauté des Sciences de la Terre. Ceci s'explique par la position de la géologie sédimentaire en France, éclatée entre une communauté stratigraphique puissante, surtout attachée à dater les sédiments, des "géologues marins" se consacrant principalement à l'étude de la croûte océanique et un monde industriel, pétrolier essentiellement, orienté sur la structure des réservoirs.

J'ai perçu cet éclatement dans tous les projets sur lesquels j'ai travaillé. En Grèce, nous faisions du terrain « généraliste », mais il eût fallu des Thierry Mulder pour lire les turbidites. En mer, nous faisions des relevés hydrosédimentaires précis, mais il eût fallu de meilleurs physiciens pour explorer les quantifications qu'on pouvait en tirer (vitesses critiques d'entraînement par exemple, qui valident ou non les cartes morphosédimentaires). Sans parler des approches trop empiriques dans la lecture du signal sismique. En France, Jean-Noël Proust et Geoffroy Mahieux furent les premiers géologues du secteur académique à travailler sur les relations entre faciès acoustiques, stratomomie et lithologie (Mahieux *et al.* 1998; Proust *et al.* 2001a).

Ce constat est collectif, et c'est pourquoi le CNRS a mis l'accent sur les programmes trans-disciplinaires (ECLIPSES, DyETI, RELIEFS, etc.). Parmi les thèmes fédérateurs retenus dans la prospective de Roscoff (mécanismes sédimentaires, cycles stratigraphiques et géochimiques, relations déformation-sédimentation, relations climat-flux sédimentaires, modélisations,
bases de données), ce sont les mécanismes de dépôt et les cycles qui me semblent les plus pertinents car ils n'adressent pas la question QUOI (description) mais bien plutôt la question COMMENT (processus). La plupart des sujets de recherche en sédimentologie ont des fondements très anciens, mais pour progresser sur le COMMENT, il faut les aborder du point de vue analytique et quantitatif. Je me suis donc délibérément tourné vers des projets de modélisation, géologue jouant auprès des matheux et des physiciens le rôle de pourvoyeur de données et d'idées à tester par le calcul numérique.

Je dois d'abord dire qu'il s'agit ici d'une part de modélisation *des processus* (pas de modélisation des données, géostatistique ou autre), et de modélisation *numérique* (pas de modélisation analogique). La modélisation analogique (ou expérimentale) est un monde à part, permettant d'observer avec une finesse inégalée ce qui se passe, mais très difficile à projeter dans le monde des données géologiques (problème du dimensionnement). La modélisation numérique est celle qui permet le mieux d'accéder à la physique des processus. Elle a deux caractéristiques fondamentales : (i) elle est déterministe (une seule solution par *run* –ou ‘expérience’), (ii) elle est directe (on doit lui fournir les paramètres dimensionnants). Ce deuxième point est capital, et montre une arabesque intellectuelle : si on a la loi physique (le modèle physique, le code de calcul) et les paramètres dimensionnants (connus : le modèle géologique, l'objet sur lequel on va appliquer la modélisation, et supputés : les constantes des processus), pourquoi modéliser ? C'est justement qu'on va fournir au code, outre les paramètres connus, ceux qui ne le sont pas, et qu'on ajustera ces derniers jusqu'à minimiser l'écart entre le modèle calculé et le modèle géologique (la méthode des ‘itérations successives’). Je voudrais enfin préciser ici que c'est du point de vue du géologue utilisateur des modèles que je me place, non

pas du modélisateur lui-même. Pour cette raison, je ne rentrerai pas dans le détail de la physique programmée dans les deux modèles que j'utilise, ni de la programmation informatique.

Je fais ici un aparté pour rappeler le contexte dans lequel la modélisation avait été amenée dans la FRE2400. L'objectif de l'atelier ‘sédimentologie et modélisation’ que nous avions accepté de piloter avec Cécile Robin était de convertir des bases de données stratigraphiques et paléogéographiques qui avaient été utilisées dans les programmes Téthys et PériTethys en bases de données de SIG comprenant tous les descripteurs ‘pertinents’ pour la modélisation (c'est-à-dire permettant de contraindre les séquences de dépôt : les variations du niveau marin relatif et les flux sédimentaires). On avait sélectionné les paramètres suivants : (i) chronologie, (ii) lithologie, (iii) géométrie, (iv) contenus fauniques et géochimiques, (v) faciès sédimentaires, (vi) paléobathymétries et paléoaltitudes. Chacun de ces paramètres devait être renseigné –ou non- par des observations hétérogènes, exprimées dans des nomenclatures différentes, avec un poids inégal suivant les chantiers compilés. La première chose à faire était donc de créer des ‘proxys’, des paramètres synthétiques combinant les paramètres élémentaires extractibles des données. La modélisation était alors conçue comme la validation, sur des chantiers parfaitement bien décrits, des proxys créés. En se basant sur les zones-clés de la charte stratigraphique de l'IFP, Christian Ravenne avait insisté pour qu'on essaie de comparer ces marqueurs dans des chantiers très contrastés en termes de paléo-latitude et de contexte séquentiel. L'exemple de départ était l'opposition entre le Jurassique supérieur (montrant des chutes très marquées à l'ordre 3 et un maximum d'inondation à l'ordre 2 des séquences de Vail) et le Crétacé inférieur (même signal à l'ordre 3 mais un minimum à l'ordre 2). L'UMR n'ayant pas été reconduite, cet atelier s'est transformé en projet Hiatus
de l'IFP, sur lequel deux équipes de l'UPMC et du Muséum viennent de commencer à travailler.

Après cet aparté sur la manière d'agencer les données disponibles pour mieux les projeter (ou en acquérir d'autres), je reviens à la modélisation numérique. L'intérêt double de la modélisation est (i) d'établir des résultats univoques, (ii) de développer leur interprétation (départager des hypothèses, hiérarchiser des phénomènes). C'est dans ce contexte que j'inscris mon projet de recherche pour les années à venir. On a vu dans les chapitres 2 à 4 que le fil rouge de mon activité a été de tracer les paléogéographies et les paléoreliefs épicontinentaux à partir de l'enregistrement des systèmes sédimentaires terrigènes (en érosion, transit, dépôt). Pour progresser sur ce thème, la modélisation est un passage obligé car le relief d'une montagne ou la rugosité d'une côte ne sont pas des données qu'on peut tirer directement des archives sédimentaires, mais des paramètres déterminants d'un ensemble de lois physiques qui prédissent l'érosion, le transport et le dépôt des particules d'une certaine taille sur une certaine topographie.

Mon projet de recherche deux aspects : (i) le forçage hydrodynamique (intrinsèque aux processus dans le bassin), dont l'importance a été vue aux chapitres 2 (bancs celtiques) et 3 (Miocène rhodanien) ; et (ii) le forçage orogénique (extrinsèque aux processus dans le bassin), qui nous ramène au chapitre 4 (bassin méso-hellénique). Parce qu'ils sont en rapport direct avec les topographies qui les produisent, nous nous limiterons aux bassins épicontinentaux, qui représentent quand même 25% en moyenne de la surface des continents (jusqu'à 50% au Crétacé supérieur). Nous nous limiterons également aux systèmes clastiques, qui sont actuellement les mieux connus d'un point de vue modélisation. Pour tester les interactions topographie-hydrodynamisme, nous nous placerons dans le cas d'un système sédimentaire à flux constant et sans déformation. Pour tester les interactions topographie-déformation, en revanche, nous nous mettrons dans le cas d'un bassin où la dynamique prépondérante est celle des flux terrigènes.

# MODELISATION HYDROSEDIMENTAIRE DES GRANDS BASSINS TIDAUX

## PROBLEMATIQUE ET OBJECTIFS

Des modélisations numériques des processus sédimentaires d'érosion-transport-dépôt existent à très petite échelle, basées notamment sur des lois empiriques, utilisées par exemple dans l'ingénierie portuaire (Soulsby 1997). Or, les enjeux environnementaux d'aujourd'hui relèvent de la prédiction des processus naturels à la méso-échelle, spatiale et temporelle (par exemple celle du prisme littoral entier, pas celle de la plage). Cette échelle implique au premier ordre une compréhension des interactions entre les processus hydrodynamiques et les variations du niveau marin. Paradoxalement, alors que

les modèles de circulation de l'océan, y-compris les échanges de solutés, ont fait l'objet de progrès constants, notamment à destination des paléoclimatologues, ils n'ont que très rarement été utilisés dans la communauté des géosciences sédimentaires. Ce projet représente une tentative d'exploitation des connaissances en mécanique des fluides pour la prédiction de l'évolution des systèmes sédimentaires côtiers à l'échelle millénale.

Je ne ferais pas une revue des modélisations hydrodynamiques, qui représentent un monde en soi (et
qui m'est étranger). Même en se restreignant au
domaine des bassins tidaux, il faudrait un volume
complet. Par ailleurs me baserai sur l'exemple de la
Manche uniquement. Le modèle harmonique des
marées de la Manche, qui permet de calculer la phase et
l'amplitude de tous les facteurs (toutes les ondes)
convolués dans l'onde de marée, est connu depuis
longtemps (Doodson 1921), mais les modèles
numériques comme TELEMAC utilisant les paramètres
de l'onde de surface pour calculer les déplacement des
masses d'eau datent des années 60. Pour appliquer ces
modèles à des problèmes sédimentaires, il faut pouvoir
faire un très grand nombre d'itérations, car ce sont les
dérives tidales (la somme des différences entre le
transport au flot et au jusant) qui influencent la
sédimentation. Le premier modèle à avoir rendu compte
de ces dérives est celui de Jean-Claude Salomon à
l'IFREMER (Salomon et Breton 1993). Depuis 1988,
l'IFREMER a eu un programme de modélisation visant
initialement à comprendre les transports de nutrients et
de larves dans le domaine côtier. Du point de vue hydro-
sédimentaire, le problème du transport en suspension
rejoignait le problème majeur des envasements
littoraux, et ce sont donc des modèles de transport des
sédiments cohésifs (SiaM, MARS) qui ont été les
premiers développés dans le cadre des programmes
nationaux (Brenon et Le Hir 1999). Le transport des
sédiments mixtes (sablo-argileux) a été abordé plus
récemment notamment dans le cadre du programme
Seine Aval (baie de Seine), avec l'introduction de codes
spécifiques au transport des sables développés par
l'IRSN (Cugier 2000). Le transport des sédiments non
cohésifs est également traité dans le cadre du PNEC,
dont un des chantiers est la Baie du Mont Saint Michel
(Ehrhold et al. 2003). Toutes ces avancées concernent le
domaine côtier essentiellement, où les données de
surface sont très détaillées. En revanche, il n'y a pas à ce
jour de tentative de modéliser le transport sédimentaire

sur l'ensemble de la Manche et sur le très long terme.
C'est l'enjeu de ce volet de mon projet de recherche.

Le projet d'utiliser les modèles hydrodynamiques pour
faire des reconstitutions paléoenvironnementales n'est
pas nouveau, et l'exemple de la Manche est à ce titre très
parlant. Serge Berné m'avait dit en 1994 : « il te faut un
modèle hydrodynamique pour démontrer l'origine des
bancs celtiques ». En 1986, Belderson avait déjà publié
un modèle montrant l'accélération significative des
courants de marée si on faiasit baisser le niveau marin de
100 m (Belderson et al. 1986). Plus récemment, un
modèle similaire a été utilisé par les quaternaristes de
l'Université de Bangor au Pays de Galles pour montrer
l'influence des marées sur l'ouverture du Pas-de-Calais
(Scourse et Austin 1995). Ce modèle a également été
utilisé pour modéliser l'effet des bas niveaux marins sur
les dépôts de la plate-forme de la Mer de Chine (Uehara
et Saito 2003). La même équipe travaille désormais à
une modélisation de la dernière transgression à l'échelle
de l'ensemble des plate-formes ouest européennes
(Uehara et al. 2003), mais le modèle de niveau marin
utilisé est plus complexe, car il introduit une
composante glacio-hydro-isostatique (Lambeck 1995).

La tendance actuelle est d'appliquer à l'échelle des plate-
formes tidales les modèles hydrosédimentaires utilisés
dans le domaine côtier, couplant un modèle
hydrodynamique avec un module de transport (Van der
Molen et al. 2004). Le pas de temps efficace, celui sur
lequel le modèle doit être congruent, est aussi long que
ce qui est nécessaire à produire une modification du
fond, par érosion ou aggradation, ce qui est une
nouveauté par rapport aux approches telles que celle de
l'IFREMER.

C'est dans ce sens que nous voulons avancer avec
Bernadette Tessier et Christophe Hourdin (ce dernier
faisant partie de l'équipe de Maxence Revault
d'Allonnes, qui a introduit TELEMAC au Muséum).
Nous voulons voir en particulier si l'hydrodynamique permet de contraindre la construction à long terme des grands corps tidaux de plate-forme. L'outil dont nous disposons est TELELMAC2D, développé par le LNH-EDF, un modèle aux éléments finis qui résout les équations de Navier-Stokes. L'hydrodynamique qui domine le système de la Manche est celle des courants de marée (le forçage des vents locaux et du géostrophisme sera secondaire). La seule variable extérieure sur laquelle on jouera, dans un premier temps, pour déterminer la configuration du bassin, sera le niveau marin. En le faisant varier, on peut reconstituer, pour des paléogéographies successives, le champ de courants sur le fond. Couplé à un modèle de transport, TELEMAC2D permet donc théoriquement d'extrapoler l'enregistrement sédimentaire en tout point du bassin.

Un modèle stratigraphique 4D en découle. La contrainte à maîtriser en entrée du modèle est le disponible sédimentaire (bio-production in situ, apports terrigènes). L'ajustement du modèle se ferait dans un premier temps en introduisant dans le système chaque produit sédimentaire qu'on observe dans les data (Figure 36), avec différentes projections spatiales (sources ponctuelles -terrigènes- sources diffuses - carbonatées). On retrouve dans ce projet un questionnement que j'ai eu dans l'étude des bancs (pourquoi les chenaux perchés ?) et des vallées celtiques (pourquoi un ravinement érosif?). Le but est d'utiliser au maximum les systèmes quaternaires, pour lesquels on a les meilleures contraintes en termes de processus, pour construire un modèle applicable à l'ancien dans des contextes où on n'a plus que des bribes du système.

<figure><img src="image_39.png" /></figure>

Figure 36 : Carte des sédiments superficiels de la Manche et de ses approches (Reynaud *et al.* 2003). L'objectif que nous nous fixons est de reproduire cette distribution sédimentaire par la modélisation hydrosédimentaire. Cette carte servira à caler un modèle basé sur la circulation à long terme des courants de marée calculés par TELEMAC2D.

## EN COURS : PALEO-MANCHE

Ce projet a été monté en collaboration avec Bernadette Tessier et Maxence Revault d'Allonnes, qui a fait au

Muséum les premières modélisations. L'idée était de voir si la marée atlantique pouvait 'résonner' dans le golfe des Approches de la Manche à un moment précis