TURBIDITÉ (COURANTS DE) ET GLISSEMENTS SOUS-AQUATIQUES


TURBIDITÉ (COURANTS DE) ET GLISSEMENTS SOUS-AQUATIQUES
TURBIDITÉ (COURANTS DE) ET GLISSEMENTS SOUS-AQUATIQUES

Le courant de turbidité n’est qu’un cas particulier du courant de densité, lequel se définit comme une masse fluide en mouvement au sein d’un fluide en équilibre, sous l’effet d’une différence de densité avec celui-ci. La densité y est due à la charge en particules maintenues en suspension par turbulence. Elle varie au sein du courant en fonction de la concentration variable en particules de dimensions différentes.

Les courants de turbidité hydrauliques, dont l’excès de densité est dû à une charge en sédiments, sont considérés comme responsables de la sédimentation de formations détritiques anciennes que l’on regroupe sous la dénomination ambiguë de «flysch». C’est à partir de cette conception de la genèse de ces formations que l’on a été amené à envisager la réalité de l’intervention de ce phénomène hydrodynamique dans la sédimentation de corps sédimentaires détritiques, appelés turbidites , qu’on trouve au fond des océans et des lacs, naturels ou artificiels.

Les courants de turbidité sous-aquatiques, qui se développent en fonction de la pente sous l’action de la densité effective, proviennent soit de la décharge d’une masse sédimentaire importante par les fleuves, soit de glissements et d’écroulements sous-aquatiques se produisant à la suite d’une rupture d’équilibre ou lors de certains séismes.

Les déplacements en masse par glissement sous-aquatique jouent un rôle considérable dans le processus de mise en place de corps sédimentaires ou de remaniement des dépôts dans les formations anciennes. Il s’agit des blocs exotiques appelés aussi klippes sédimentaires ou olistolites , parfois de très grandes dimensions, noyés dans les formations sédimentaires, disséminés ou formant des accumulations qui peuvent être grandioses (olistostromes ).

Les glissements sous-aquatiques, d’abord mis en évidence dans les lacs, font désormais l’objet d’importantes études dans le domaine océanique.

Le flysch

Bernhard Studer, en 1827, employa pour la première fois le terme Flysch , emprunté au patois local des Alpes suisses du Simmental, pour caractériser un ensemble de formations gréseuses, schisteuses et calcaires qui, ultérieurement, se révéla correspondre à un ensemble hétérogène de séries d’origine différente en superposition tectonique. La notion de flysch connut un grand succès sans, pour cela, qu’une définition claire en soit donnée. C’est à C. J. Migliorini et à P. H. Kuenen, entre la fin des années 1930 et le début des années 1950, que l’on doit la prise en considération du phénomène hydraulique unique que représente le courant de turbidité pour l’explication de la constitution interne et de la genèse des formations du flysch.

Les flyschs se présentent comme l’accumulation monotone alternante de termes gréseux, ou purement microbréchiques, et de termes schisteux. Dans certains cas, des niveaux calcaires ou marneux s’intercalent. Ces formations montrent une grande variabilité de faciès, très sensible même à l’intérieur d’un flysch donné. Leur parenté tient à la particularité de la constitution du faciès «flysch» type, à partir duquel s’ordonnent des variations multiples, conduisant même, par passage plus ou moins progressif, à des formations qui n’ont plus aucun des caractères de la constitution type. L’organisation en séquences lithologiques nettes, qui sont des tranches de sédiments compris entre des surfaces de discontinuité successives, caractérise le flysch dans son faciès type (fig. 1). L’existence de la discontinuité de sédimentation est matérialisée par une semelle portant des figures sédimentaires et représentant la contre-empreinte fossilisée du fond au moment du dépôt; cette semelle est ornementée de traces d’origine organique et de traces d’érosion dues au courant de transport et de dépôt (fig. 2 et 3). La séquence lithologique comporte à la base une phase granoclassée correspondant à des arénites ou à des aréno-rudites, à laquelle succède une phase dite à laminites, organisée en feuillets superposés et que couronne un terme fin de lutites. Chacune des laminites correspond à une organisation séquentielle comparable à celle de premier ordre, présentant à la base des microfigures sédimentaires caractéristiques et un granoclassement des éléments appartenant à la classe dimensionnelle des lutites (le granoclassement est la variation continue, dans le même sens, de la taille moyenne des éléments, à l’intérieur d’un mélange). Cette organisation sédimentaire implique des processus de transport, d’érosion du fond et de dépôt originaux. L’unicité du dépôt de la séquence et la quasi-instantanéité du dépôt nécessitent que la masse de sédiment ait été transportée en une seule fois par le même agent. La fossilisation des traces d’érosion les plus fines et les plus fragiles exige la mise en place grain à grain du matériel par un courant chargé réalisant lui-même sur le fond, immédiatement avant le dépôt, des empreintes d’érosion de type varié. La sédimentation à partir d’un courant de turbidité semble être la seule compatible avec la nécessité du transport en suspension du matériel sédimentaire et le dépôt de la charge immédiatement après, par perte d’énergie, de telle façon que les grains soient en quelque sorte parachutés d’une manière granoclassée. Le dispositif en laminites accolées et succédant à la phase principale granoclassée n’est compatible, lui aussi, qu’avec l’existence de courants de turbidité élémentaires successifs associés et dérivant du courant de turbidité principal, lequel dépose la phase granoclassée. Les études sur modèle réduit ont confirmé, d’une part, la stratification granoclassée de la charge à l’intérieur du courant, d’autre part, en fonction de la chute de la vitesse, la naissance de courants de turbidité secondaires parasites accompagnant le courant de turbidité principal.

Les turbidites modernes

La présence de sédiments grossiers constituant le substratum des plaines abyssales océaniques apporta des arguments scientifiques fondamentaux en faveur du concept de transport par courant de turbidité. Dès 1952, D. B. Ericson, M. Ewing et B. C. Heezen montrèrent que dans le domaine de la marge de la côte est de l’Amérique du Nord, entre Terre-Neuve au nord et les Bahamas au sud, existe une énorme quantité de sédiments grossiers dont les constituants, notamment les sables, ne peuvent provenir que du continent ou du domaine de la plate-forme continentale. Ces épandages de sédiments sont liés topographiquement au débouché des canyons sous-marins au niveau des plaines abyssales. Les différentes études océanologiques qui ont été consacrées depuis 1952 à la constitution du fond marin ont confirmé ces données pour la plupart des bassins océaniques et la Méditerranée. Les carottages ont conduit à admettre que ces sédiments présentaient une organisation quasiment identique à celle de la séquence du flysch type. Les dépôts sont rythmiques; chaque rythme est constitué par un horizon de sédiments grossiers formé de sables et de sablons et surmonté par un horizon fin formé de vases. On observe un passage insensible de l’élément grossier à l’élément le plus fin suivant un granoclassement général du rythme depuis la base jusqu’au sommet. Les vases pélagiques sont «resédimentées», c’est-à-dire déplacées, depuis leur zone normale de dépôt, par le courant de transport qui les a remobilisées et redéposées plus loin. On retrouve ce phénomène dans certains types de flysch qui admettent, à la partie sommitale de la séquence, un terme calcaire à grain fin et un terme marneux dont il a été démontré qu’il s’agissait à l’origine d’une vase pélagique resédimentée. Entre ces phases allochtones précipitées dans les profondeurs océaniques s’observent des phases sédimentaires liées à un dépôt in situ.

Réalité des courants de turbidité actuels

Les courants de turbidité sont difficilement observables directement dans le milieu marin. L’existence de ce phénomène n’est fondée que sur un faisceau de données concourantes. En 1936, R. A. Daly avança l’hypothèse que les courants de turbidité hydrauliques jouaient un rôle prépondérant dans le creusement des canyons sous-marins qui dissèquent la marge continentale des océans. De nombreux auteurs dont Kuenen (en 1937, 1938 et 1947) se rallièrent à cette hypothèse. H. C. Stetson et J. F. Smith furent apparemment les premiers, en 1938, à tenter d’expliquer la présence de sables grossiers dans les domaines abyssaux océaniques par le transport d’une charge sédimentaire par un courant de turbidité.

L’étude a posteriori des conséquences du tremblement de terre du 18 novembre 1929, affectant le plateau continental et la pente continentale dans la région de Grand Bank (Terre-Neuve), a conduit à envisager la réalité hydraulique du courant de turbidité. L’étude, dans le domaine profond adjacent, de la rupture successive des câbles sous-marins depuis le talus continental, la mise en évidence d’une importante érosion et le dépôt d’une masse considérable de sédiments grossiers dans tout ce domaine jusqu’à quelque 750 kilomètres de l’épicentre apportèrent des informations sur la propagation du phénomène, qui ne peut être un simple glissement en masse étant donné la distance, la vitesse de propagation et la pente faible, inférieure à 20. La seule explication logique est qu’il y a déplacement d’un courant de turbidité, né de phénomènes de glissement et d’écroulement sous-marins intervenant dans la région de l’épicentre. Le séisme d’Orléansville (Chleff, Algérie, 9 sept. 1954) fut accompagné de phénomènes comparables. J. Bourcart et L. Glangeaud (1958) montrèrent que les ruptures des câbles sous-marins avaient été causées par des courants de turbidité distincts, multiples, liés aux secousses originaires du foyer principal et des foyers secondaires, et transportant des sédiments terrigènes ou organiques actuels provenant de la région côtière ou de la partie supérieure du plateau continental. Un phénomène du même type se produisit le 16 octobre 1979 dans la vallée sous-marine du Var (cf. CANYONS SOUS-MARINS, fig. 4).

Les courants de turbidité ne se développent pas seulement dans le domaine marin. On a constaté l’existence de phénomènes comparables dans les grands lacs et dans les bassins réservoirs des grands barrages, où différents types de courants de turbidité apparaissent d’une manière stricte à différentes périodes de l’année et sont liés aux conditions climatiques saisonnières.

Les glissements sous-aquatiques

Les phénomènes de glissements sous-aquatiques ont été mis en évidence fort anciennement dans les formations sédimentaires. Il s’agit soit de glissements intra-formationnels (sliding ) par décollement différentiel à l’intérieur d’une masse sédimentaire non encore pleinement consolidée ou par effet de pente, soit de glissements de masses (slumping ) de dimensions variables (allant du simple bloc à des éléments de plusieurs kilomètres cubes) qui viennent s’interposer, au cours de la sédimentation d’une formation, en éléments allochtones ayant parcouru des distances de plusieurs kilomètres. Ces éléments, dénommés blocs exotiques, klippes sédimentaires ou olistolites, peuvent être isolés, disséminés au sein de la formation qui les accueille. Ils peuvent aussi constituer des accumulations importantes d’olistolites noyés dans une matrice bréchique ou microbréchique; à de telles accumulations on donne le nom d’olistostromes. G. Flores et E. Beneo furent les premiers, en 1956, à mettre en rapport ces glissements gravitationnels avec l’évolution tectono-génétique des chaînes de montagnes. P. Elter et K. Schwab montrèrent en 1959 leur relation avec la mise en place de nappes de charriage dans un bassin de sédimentation.

Les glissements sous-aquatiques furent d’abord mis en évidence dans les lacs. Dans le domaine marin, l’existence de glissements est déduite, d’une manière générale, de la présence de masses glissées sur le fond, au pied d’une pente, ou du développement des courants de turbidité qu’ils induisent. Les observations en submersibles ont permis de constater l’existence de nombreux petits glissements le long des pentes. Les coulées boueuses ou sableuses (fluxoturbidites ) représentent un mode de transport intermédiaire entre les glissements et les courants de turbidité. Elles sont bien connues dans les formations anciennes.

Encyclopédie Universelle. 2012.

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