CANYONS SOUS-MARINS


CANYONS SOUS-MARINS
CANYONS SOUS-MARINS

Les canyons sous-marins sont des vallées encaissées qui entaillent profondément – sur 1 000 à 1 500 mètres – les marges continentales, depuis le sommet de la pente (ou même parfois depuis le littoral) jusqu’au glacis, où le relief s’estompe rapidement. Leur ressemblance avec les cours fluviaux a très tôt fait naître de vives controverses quant à leur origine. Mais, depuis les années 1960, le développement technologique, en permettant d’accroître notre connaissance sur la morphologie et la structure des marges continentales, a fait perdre aux canyons leur caractère quelque peu mystérieux.

De formes et d’origines variées, ils ont joué (et jouent encore, pour certains d’entre eux) un rôle primordial dans l’alimentation en sédiments terrigènes des glacis (éventails sédimentaires profonds ou deep-sea fans , en particulier; cf. DELTAS) et des plaines abyssales [cf. PLAINES ET COLLINES ABYSSALES].

Très schématiquement, et exception faite pour les canyons méditerranéens, creusés en milieu aérien, on peut dire que les canyons furent tous creusés en domaine sous-marin par le jeu combiné, d’une part, des ravinements et des éboulements de parois, d’autre part, du creusement du lit par les courants de turbidité de haute densité ou par les écoulements de vase très fluide.

1. Historique

Les recherches et les idées

La profondeur des fonds côtiers augmente brusquement quand une tête de canyon est proche du littoral. Les orthogonales de houle y deviennent divergentes; le déferlement faiblit, ce qui permit très tôt aux navigateurs d’y trouver une relâche ou un abri. Les pêcheurs, pour les mêmes raisons mais plus encore pour la productivité marine résultant des upwellings fréquents ou permanents qui s’y forment, construisirent leur village à proximité: les «goufs» de Capbreton (Pays basque), de Nazaré (Portugal) et de Cayar (Sénégal) sont les plus connus. L’approfondissement brusque en ces points a parfois suggéré des noms évocateurs, comme Trou-sans-fond (Abidjan) ou Swatch-of-no-ground (Gange).

Dès la fin du XIXe siècle furent publiées les premières descriptions – limitées encore aux zones peu profondes – du gouf de Capbreton et du canyon de l’Hudson, au sud-est de New York. Dans les années 1930 apparurent les premières méthodes de sondage sonore et ultrasonore. Elles permirent les levés bathymétriques des canyons provençaux (restés secret militaire jusqu’en 1945) et ceux du gouf de Capbreton et des canyons de la côte orientale des États-Unis. Parallèlement, les prélèvements réalisés sur les versants des canyons mirent en évidence la diversité des roches encaissantes: socle cristallin, roches sédimentaires ou vases récentes. L’importance du creusement (jusqu’à 4 000 m dans le canyon de Great Bahama), le resserrement du lit, les tracés rectilignes ou sinueux et la vigueur des pentes provoquèrent un très long débat sur l’origine énigmatique de ces gouffres étonnants, encore accentués par l’exagération verticale des enregistrements des sondeurs. Les cartes bathymétriques montraient une curieuse analogie avec les réseaux fluviaux par leur cours principal et leurs affluents hiérarchisés.

Le creusement aérien fut proposé très tôt par Francis P. Shepard (1897-1985), chercheur américain qui consacra toute sa carrière à l’étude des canyons. Plusieurs arguments – comme la continuité fréquente des cours aériens et sous-marins – étayaient cette opinion. Mais, comme le reconnut plus tard F. P. Shepard lui-même, les preuves indiscutables d’un abaissement du niveau de la mer de plus de 1 500 mètres n’ont jamais été découvertes. L’idée fut abandonnée, comme celle des résurgences sous-marines d’eau continentale, qui ne pouvaient expliquer le creusement dans les roches cristallines. L’hypothèse qui invoquait l’accumulation d’eau sur les littoraux par les tsunamis et le creusement du fond par le flot boueux de retour n’eut pas plus de succès, la répartition des tsunamis ne correspondant que rarement à celle des canyons. Les écoulements d’eau plus dense (par baisse de température ou augmentation de salinité) le long de la pente continentale furent également écartés en raison de leur faible capacité d’érosion.

Mais d’autres propositions eurent plus de succès, telle celle de la flexure continentale proposée par le géologue marin français Jacques Bourcart dans les années 1950, qui soulignait que le modelé des canyons sous-marins – et surtout ceux de Méditerranée, qu’il connaissait particulièrement bien – était indubitablement de caractère aérien et qu’il s’agissait donc bien d’un réseau fluvial immergé. Il expliquait cette immersion par un soulèvement en dôme des continents (épeirogenèse) et un mouvement symétrique inverse des bassins. On lui objecta alors que cette déformation ne pouvait être universelle et que l’érosion continentale consécutive à de tels bombements n’était pas démontrée. Certains chercheurs, cependant, évoquent encore cette déformation des bordures, et on soulignera ici la prémonition de J. Bourcart qui, bien avant les levés de sismique réflexion et les forages D.S.D.P. (Deep Sea Drilling Project) dans les dépôts salifères profonds de l’est des Baléares, avait intuitivement découvert la grande régression messinienne de Méditerranée et le creusement aérien des canyons.

D’autres hypothèses très anciennes ont gardé tout leur crédit et seront développées ici. D’une manière générale, elles mettent en cause les déplacements gravitaires des sédiments remaniés agissant comme agents de creusement, activés par les abaissements du niveau marin et favorisés par l’hétérogénéité et la fracturation du substratum.

L’importance du développement technologique depuis 1960

F. P. Shepard pouvait écrire en 1981: «Les canyons ne sont plus un mystère bien qu’ils conservent encore des aspects énigmatiques.»

C’est essentiellement aux progrès technologiques réalisés après 1960 par les chercheurs et industriels des États-Unis que nous devons cette évolution. Des instruments furent adaptés à l’étude des marges et des canyons et provoquèrent un prodigieux enrichissement de nos connaissances sur la géologie des océans. Parmi ces instruments, on peut citer les sondeurs bathymétriques de précision, les sondeurs multifaisceaux, les sonars latéraux, les appareils de sismique réflexion continue, les courantographes et les submersibles de recherche profonde.

La bathymétrie des fonds marins, première étape indispensable de la recherche en géologie sous-marine, s’améliora considérablement par l’usage des sondeurs de précision (P.D.R., Precision Depth Recording) nés de la révolution électronique. La plupart des cartes détaillées utilisées aujourd’hui ont été levées avec des équipements de ce type, associés à des systèmes de positionnement de plus en plus précis. Cependant, l’angle du faisceau d’émission (600 généralement) rend difficile, sur les pentes, la mesure, effectuée à la verticale, et masque le fond des canyons sous les échos latéraux des versants. Des sondeurs à faisceau étroit (60) ont aussi été utilisés, mais le procédé le plus performant et le plus précis reste le sondeur multifaisceaux Sea beam, équipé de 48 faisceaux de 20 66 d’angle, couvrant une largeur sur le fond égale aux deux tiers de la profondeur, de part et d’autre de l’axe à la verticale du navire. Le traitement des données permet la construction en temps réel des contours bathymétriques. C’est ainsi que les canyons du Var et du Paillon ont pu être levés en quatre jours seulement alors que la seule acquisition des mesures de la profondeur avec des sondes conventionnelles aurait demandé plus de quinze jours.

Pour tout sondeur, même à faisceau étroit, la précision décroît avec la profondeur et le relief s’estompe progressivement. Au contraire, les sondeurs à balayage latéral (type sonar) de 24 à 36 kilohertz de fréquence d’émission, s’ils ne permettent pas de dresser des cartes bathymétriques précises, donnent une excellente physiographie des fonds marins, en dessinant avec une grande netteté le contour des objets réfléchissants. Ce sont donc de précieux outils complémentaires qui permettent d’identifier des unités de taille hectométrique (glissements, failles, chenaux, bancs), mais donnent aussi la nature même des fonds en fonction de leur rugosité (fonds à rides, sableux ou vaseux). Leur utilisation dans les canyons (en système remorqué près du fond ou en surface) permet de compléter ou d’interpréter la cartographie Sea beam.

Notre connaissance des marges et de leur histoire doit plus encore à la sismique réflexion, qui permet de dessiner en temps réel des pseudo-coupes géologiques (fig. 1 et 2). Il s’agit, bien entendu, d’un outil indispensable pour l’étude des canyons profonds.

Un autre progrès technologique important est certainement la mise au point de submersibles habités destinés aux mers profondes, tels le Cyana (limité à 3 000 m) et le Nautile (limité à 6 000 m) de l’Ifremer, beaucoup plus maniables et plus sûrs que les bathyscaphes, et qui permettent pendant six à dix heures d’observer les fonds, de les photographier et de les échantillonner.

2. Classement des canyons sous-marins

Dans leurs premiers essais, F. P. Shepard et Philip H. Kuenen avaient proposé une classification morphologique des vallées sous-marines. C’est ainsi qu’à côté des canyons à parois abruptes et profil transversal en V ils rangeaient également les rifts de dorsale (vallée de rift, disait-on), les vallées glaciaires de plateau, les vallées de glacis et les chenaux abyssaux.

Dans notre classement, nous ne prendrons en considération que les vallées majeures creusées dans les marges continentales jusqu’au pied des pentes. On pourrait, en premier lieu, proposer une classification fondée sur la dynamique sédimentaire et l’évolution des canyons. Elle comprendrait deux grandes divisions: d’une part, les canyons actifs, caractérisés par des remaniements gravitaires importants et une sédimentation instable dans les têtes; d’autre part, les canyons rendus inactifs par la remontée du niveau marin. On lui préfèrera cependant, en l’état de nos connaissances, un classement génétique.

Les canyons méditerranéens creusés en milieu aérien

Les formes majeures ont été acquises ou accentuées pendant l’assèchement messinien du bassin (entre 6,5 et 5 Ma). Leur évolution postérieure résulte exclusivement de facteurs sous-marins. Notons cependant que, selon certains chercheurs, il existerait aussi en Méditerranée des canyons sous-marins plus récents creusés en milieu subaquatique.

Les canyons creusés sous la mer

On peut distinguer les canyons de marge passive et les canyons de marge active.

Appartenant essentiellement aux marges matures, les canyons de marge passive constituent la majorité des formes recensées. Leur morphologie actuelle est probablement le résultat d’événements érosifs successifs par glissement et déblaiement des dépôts sédimentaires remaniés, interrompus peut-être par des périodes de remblaiement partiel. Leur origine remonte assez loin dans les temps géologiques, au Tertiaire sans doute, au Miocène pour les uns, à une période beaucoup plus ancienne pour d’autres.

On soulignera l’importance de facteurs spécifiques à certains canyons:

– les accidents structuraux, surtout les failles, qui ont guidé le tracé du cours;

– l’alluvionnement proglaciaire qui, en période d’extension de l’inlandsis, multiplie les remaniements gravitaires et accentue le creusement; parallèlement, on peut mentionner aussi l’afflux de sédiments profluviatiles deltaïques;

– les bio-constructeurs (récifs coralliens) qui, dans la région des Bahamas par exemple, construisent les parois et les rehaussent continuellement.

En ce qui concerne les canyons de marge active , les levés sont encore peu nombreux: citons ceux de la pente orientale des Aléoutiennes et le canyon du río de las Balsas (Mexique). Ils ont une dénivelée plutôt faible et sont sinueux car leur développement est contrarié par la déformation permanente des marges. Certaines fosses de subduction actives, comme celle de Sagami, au Japon, sécantes sur la marge, présentent les aspects de canyons à parois dissymétriques.

3. Morphologie des canyons

Le profil longitudinal des canyons a une forme concave qui imite, en l’exagérant, le profil d’équilibre des cours d’eau.

Le cours d’un canyon peut être divisé en trois parties principales:

– le cours supérieur ou tête du canyon (la source en quelque sorte), qui correspond fréquemment à un évasement en entonnoir creusé dans le rebord de la plate-forme, ou parfois à une vallée ou à une gorge de plateau rejoignant le littoral, comblé ou non par les sédiments;

– le cours moyen , le plus creusé, le plus déclive, bordé de parois raides ou d’escarpements et siège de processus gravitaires jouant (ou ayant joué récemment) un rôle érosif important;

– le cours inférieur , début du glacis continental, dont le relief s’estompe rapidement sous l’accumulation de décharges sédimentaires parfois dispersées par les courants de contour; des constructions sédimentaires en forme de lobes peuvent lui succéder en aval, constituant des deltas profonds, ou deep-sea fans [cf. DELTAS].

Les têtes de canyons et leur prolongement vers le littoral

La majorité des têtes de canyons sont situées à la partie supérieure de la pente continentale. Les marges atlantiques, et en particulier la marge armoricaine, en présentent de bons exemples. La distance entre les canyons est souvent inférieure à 10 kilomètres. Leurs têtes, élargies ou ramifiées, festonnent le sommet de la pente continentale et s’avancent même jusqu’à l’isobathe 70 mètres. La plate-forme semble alors n’être plus qu’une séparation entre le réseau fluvial et celui des canyons, posant ainsi aux géologues le problème complexe de leur relation réciproque. Les remarques suivantes vont d’ailleurs nous permettre d’entrevoir cette complexité.

– Le réseau des canyons sous-marins est beaucoup plus dense que celui des fleuves côtiers placés en vis-à-vis: il ne peut donc y avoir dépendance totale des deux systèmes.

– Certes, des continuités existent entre les cours de fleuves et de canyons, mais il est souvent difficile de les mettre en évidence car les vallées de plate-forme – creusées ou recreusées pendant les régressions glacio-eustatiques (la dernière à 130 m sous le niveau actuel) – ont été comblées lors de la transgression holocène, il y a 18 000 ans, et même la sismique réflexion ne permet pas toujours de suivre les cours divagants.

– Sur les larges plates-formes, les prolongements subaquatiques actuels des cours d’eau terrestres s’interrompent fréquemment au voisinage de la partie externe du plateau. La cause peut en être un soulèvement isostatique (de 30 à 40 m) dû à la régression marine, conduisant ainsi à une diminution importante de la pente du cours fluvial et à la formation de marais bordés de cordons dunaires jouant le rôle de niveau de base. L’afflux sédimentaire, plus important en période de régression marine, accentuerait encore l’effet de barrière.

– Parfois, des paléocours fluviaux formés entre les embouchures actuelles et le rebord de la pente continentale ont pu être cartographiés par sismique réflexion. Ainsi, le cours de la Seine passe au nord de Cherbourg dans la dépression probablement karstique de la fosse centrale et se prolonge vers l’ouest jusqu’au rebord continental, soit au total un cours sous-marin de 1 000 kilomètres de longueur. De même, la vallée de la Delaware, sur la côte orientale des États-Unis, rejoint le canyon Wilmington par un cours sinueux de 180 kilomètres de longueur dont la profondeur par rapport à la surface actuelle atteint 80 mètres. Cependant, certains paléocours sous-marins ne sont pas totalement comblés, par exemple celui de l’Hudson (New York), qui creuse une saignée subrectiligne de 100 mètres de profondeur et rejoint la tête du canyon de l’Hudson. Cette vacuité partielle résulte probablement d’un fort débit fluvial postglaciaire dû à la fusion des calottes polaires, comme on peut l’observer sur de nombreuses plates-formes arctiques et antarctiques.

L’évolution morphologique et bathymétrique des têtes de canyons durant l’ère quaternaire n’est pas encore bien connue. Certes, l’insuffisance des profils sismiques en est une cause première, mais la plus importante est sans aucun doute l’effet additif des érosions régressives, qui ont effacé toutes les traces des événements successifs. Des creusements suivis de remblaiements peuvent être observés dans les régions où une subsidence et une progradation sédimentaire suffisantes ont persisté durant la période néogène. On découvre ainsi, dans les profils sismiques, des paléovallées comblées, emboîtées ou décalées qui démontrent qu’en période de bas niveau marin les creusements prennent le pas sur les dépôts sédimentaires et que la stabilité du sommet de la pente continentale est alors grandement affectée par les hautes énergies du paléomilieu sublittoral.

Sur les rebords actuels des plates-formes stables, la nature des fonds a peu évolué depuis la dernière remontée du niveau marin. Kenneth O. Emery explique l’absence de sédimentation par le stockage des matériaux fluviatiles dans la zone de dérive littorale, et par le niveau d’énergie entretenu par les grandes houles et les ondes internes qui interdisent le dépôt des argiles. Ainsi, la tête du canyon Wilmington est bordée par des cordons de galets littoraux fossiles, tandis qu’en contrebas les sédiments pélitiques actuels recouvrent les premiers versants du canyon. Dans le golfe du Lion, des affleurements de grès résultant de la cimentation de dunes ou de plages fossiles würmiennes barrent les têtes de canyons. Dans la majorité des cas, ces bordures de canyon sont peu affectées par l’érosion ou par la sédimentation postglaciaires et apparaissent comme des formes fossiles nommées «reliques» par K. O. Emery.

D’autres canyons – beaucoup moins nombreux, il est vrai – constituent un groupe à part particulièrement original et intéressant. Ils se prolongent jusqu’à proximité du littoral et leurs têtes s’inscrivent parfois dans l’isobathe 10 mètres, après une traversée en gorge spectaculaire de la plate-forme continentale.

Malgré leurs caractères particuliers, on peut ranger dans ce groupe un grand nombre de canyons méditerranéens. Les plates-formes, en effet, sont rares ou absentes, et les pentes continentales, rocheuses ou marneuses, très déclives, y sont affectées d’une manière permanente par l’orogenèse continentale et la subsidence active du bassin. Les canyons des Maures, de l’Estérel, de la Côte d’Azur et de Corse en sont les meilleurs exemples. Citons en particulier celui d’Ajaccio, dont le cours débute au pied de la plage et reste intracontinental sur plus de 20 kilomètres de longueur.

Les autres canyons de ce groupe, auxquels certains réservent le nom de gouf, sont beaucoup plus dispersés dans le monde. Les plus connus sont le gouf de Capbreton, au Pays basque (fig. 2), le canyon de Nazaré (Portugal), le canyon de Cayar (Sénégal), le Trou-sans-fond (Abidjan), le canyon du Congo (Zaïre) et celui de La Jolla (Californie). Le cas le plus curieux est sans doute celui du Congo, dont le cours supérieur atteint 300 mètres de profondeur au niveau du littoral et remonte l’estuaire sur plus de 30 kilomètres. Pour certains de ces canyons, la traversée de la plate-forme évoque les gorges des Causses ou de Provence, taillées dans des roches tendres et solubles. Les parois sont souvent des falaises; le cours a un trajet subrectiligne (Trou-sans-fond) ou en baïonnette (Nazaré); le lit peut être à fond plat, étroit, dominé par des falaises en surplomb dangereuses pour les submersibles (La Jolla), penté à 4 p. 100 (Nazaré) ou à 13 p. 100 (Trou-sans-fond), mais le creusement peut prendre une ampleur telle que le qualificatif de canyon apparaît hautement justifié. Il atteint ainsi, près du sommet de la pente continentale, 1 000 mètres dans le canyon du Congo et dans le Trou-sans-fond, et 1 500 mètres dans le canyon de Nazaré, comparable en cela à celui du Colorado. Tous ces canyons ont mérité une attention particulière pour leur rôle dans la dynamique sédimentaire des océans, et les goufs, en particulier, pour leur origine.

Le cours moyen ou canyon stricto sensu

Le cours moyen correspond globalement à la traversée de la majeure partie de la pente continentale, depuis la tête (à 200 ou 300 m de profondeur) jusqu’à une rupture de pente plus ou moins accentuée, marquant la limite entre la fin des processus érosifs et le début des accumulations sédimentaires. Cette limite a une profondeur très variable: 2 000 mètres en Méditerranée ou en Californie, de 3 000 à 4 000 mètres dans l’Atlantique.

Le cours moyen d’un canyon est rarement taillé dans le socle, comme en Méditerranée. Il est le plus souvent creusé dans d’épaisses séries monoclinales, indurées ou cimentées, formant les dépôts post-rift des marges passives. L’opposition entre la concavité du cours et la convexité générale des pentes explique l’importante hauteur des versants (de 1 000 à 1 500 m). La diversité et la complexité des formes sont si grandes que nous n’en donnerons qu’une description succincte.

La longueur du cours moyen est de l’ordre de 50 à 100 kilomètres, soit à peu près la largeur de la pente continentale. Les canyons les plus courts se rencontrent sur les marges jeunes (Méditerranée, mer Rouge), les marges tectonisées (Californie) et les pentes d’archipels volcaniques. Les plus longs se trouvent dans des contextes géologiques particuliers, comme le gouf de Capbreton (fig. 2), qui suit une paléofrontière de subduction éocène, ou le canyon de Béring, qui longe le bord interne de l’arc des Aléoutiennes.

À l’image des vallées de montagne, le cours d’un canyon peut présenter des tracés successifs infiniment variés: rectilignes, méandriformes, en baïonnette, etc.

Les tracés rectilignes suivent souvent, comme les fronts de deltas, la ligne de plus grande pente des marges fortement sédimentaires. D’autres, comme les canyons de Corse, sont guidés par de grands linéaments de socle. Certains chercheurs pensent que les canyons sont rectilignes au stade juvénile et deviennent sinueux par creusement. La réalité est certainement beaucoup plus complexe. La carte Sea beam (Ifremer) de la pente continentale de nord Gascogne montre en effet que certains cours sont relativement rectilignes, d’autres plus sinueux, sans relation évidente avec leur profondeur.

Les canyons possèdent des affluents qui contribuent à donner à la majorité d’entre eux l’aspect général d’un réseau fluvial aérien. Ils forment alors une sorte d’arborescence dans la partie amont. Quand les bassins versants sont étroits, ils sont parfois réduits à de courts ravins parallèles (disposition pennée) et, dans ce cas, le modelé par éboulement paraît évident. Bien que les canyons soient proches les uns des autres, les captures restent rares, le creusement du cours principal prédominant toujours sur l’extension des bassins versants. Remarquons que dans certains canyons méditerranéens, si le cours principal résulte d’un modelé aérien, les affluents, eux, sont taillés dans des séries plio-quaternaires et sont donc postérieurs au façonnement primitif (canyon d’Ajaccio). Notons enfin la disposition particulière des canyons subparallèles à la côte, qui ne possèdent d’affluents que sur le versant continental.

Nous ne possédons que très peu de levés bathymétriques détaillés du lit et des versants des canyons, par Sea beam ou sonar latéral. Nous pouvons néanmoins tenter d’en dresser les caractères essentiels, que les plongées en submersible viendront compléter.

Ainsi, les sondeurs à faisceau étroit nous ont montré que le profil transversal des canyons n’était pas en forme de V mais que leur fond était plat, large souvent de plusieurs kilomètres. Entre des rives toujours bien délimitées, parfois escarpées, on peut suivre des chenaux sinueux plus ou moins nombreux qui rappellent les cours d’eau de type méditerranéen. Des contrepentes du lit, soupçonnées jusqu’alors, n’ont pas été retrouvées. En revanche, des variations de déclivité (et même des ressauts) ont été observées, dépendant de la nature du substratum et des dépôts abandonnés. L’examen des images sonar (Sea-Marc, S.A.R.: système acoustique remorqué) confirme encore la similitude avec les lits de torrent et montre la fréquence des bancs longitudinaux et transversaux contournés par les thalwegs. L’instabilité des dépôts est apparemment une règle quasi générale.

Les versants ont une très grande diversité topographique. Les levés Sea beam nous font découvrir soit des pentes marneuses lisses, façonnées probablement par des courants, soit des escarpements rocheux, ou encore des versants moins pentés, lacérés par de profonds ravins ou sculptés en marches d’escalier. Les sonars latéraux accentuent cette impression de vigueur des reliefs et soulignent la permanence du façonnement par les mouvements gravitaires.

Un bel exemple de ce modelé vivant nous est fourni par la carte Sea beam du canyon Shamrock, à l’ouest de la Bretagne (fig. 3). Il s’agit d’une marge dont la formation a débuté il y a plus de 100 millions d’années. Elle est recouverte par d’importants dépôts marno-calcaires post-rift, principalement du Crétacé supérieur, mais aussi du Miocène. L’âge de ce canyon n’est pas connu, mais il pourrait être miocène et son histoire est probablement complexe. On remarque qu’il traverse deux régions de nature géologique différente. À l’est du méridien 80 41 ouest, c’est un paysage au relief accusé, taillé dans les calcaires du Crétacé moyen, où l’encaissement du canyon est maximal. À l’ouest de ce même méridien, c’est une région de relief plus doux montrant un élargissement sensible du lit, et des versants adoucis. La qualité du levé nous permet de découvrir une multitude de détails, par exemple des rives concaves escarpées et des rives convexes en croupe molle, semblables au relief d’un fleuve de bassin-versant montagneux.

Une autre carte remarquable est celle des canyons du Var et du Paillon entourant le prodelta du Var, dans la baie des Anges (fig. 4). Les lits sont plats et larges (de 500 à 1 500 m) malgré une inclinaison élevée, passant de 25 à 10 p. 100. Les versants abrupts, taillés dans des marnes pliocènes indurées, et accidentés par des failles de rotation, contrastent avec le relief plus doux du delta central. La largeur des lits et le dessin des isobathes dans les chenaux suggèrent, là aussi, une instabilité des fonds meubles sollicités par les processus gravitaires et comparables à des glaciers de montagne.

Le cours inférieur

Caractérisé par une diminution rapide de la pente longitudinale du lit (1 p. 100), un élargissement qui atteint plusieurs kilomètres, un abaissement des versants, un relief peu contrasté et un substratum marneux meuble, le cours inférieur marque le début du glacis continental et des dépôts en masse de matériaux terrigènes apportés par les canyons. Son étude se rattache à celle des éventails sédimentaires profonds et sort de ce propos [cf. DELTAS].

4. Observations en submersible

Succédant à des prises de vues photographiques par déclenchement automatique de caméras suspendues à un câble ou montées sur d’ingénieux traîneaux (telle la troïka de Jacques-Yves Cousteau), l’observation directe des fonds dans des submersibles, mieux adaptés que les bathyscaphes, a transformé le géologue marin en géologue de «terrain», en dépit, il est vrai, d’un champ de vision réduit, d’une autonomie de six à dix heures seulement et de possibilités d’échantillonnages limitées.

Les observateurs ont à nouveau comparé les lits des canyons à ceux de rivières torrentielles. Des événements exceptionnels, semblables à des crues, ont abandonné çà et là des masses de matériaux hétérogènes qui bossèlent le fond, ou encore d’épaisses barres de galets et de sables transversales ou longitudinales. Ils ont aussi creusé de profonds chenaux ou dispersé des blocs de taille plurimétrique. Les plongeurs ont noté également que des courants quasi permanents étaient capables non seulement de maintenir les fonds exempts de dépôts vaseux, mais aussi de lisser ou de strier les dépôts fins, de construire des réseaux de ripple marks parallèles ou rhomboïdaux, d’affouiller les fonds autour des blocs ou de déposer en aval des queues de comète sédimentaires. Toutes ces actions trahissent des vitesses de courants de plusieurs nœuds qui gênent considérablement ou éliminent l’endofaune (vers), si abondante généralement dans les zones calmes. L’analogie avec les cours d’eau à crues fréquentes se remarque aussi par les rives de marnes ou de grès tendres, taillées en falaises ou même en encorbellements, et par l’érosion différentielle et le polissage des bancs d’inégale dureté. On note cependant avec étonnement qu’à une exception près les plongeurs n’ont jamais observé de courants susceptibles de gêner les déplacements des submersibles (soit environ 1 nœud). Cette absence prolongée de courant pourrait expliquer sans doute la présence d’une fine pellicule de vase sur les blocs rocheux.

L’observation directe des versants montre la très grande fréquence d’affleurements du substratum. Dans le canyon des Stoechades (marges des Maures; fig. 5), des grès sublittoraux oligocènes forment des falaises de plusieurs dizaines de mètres de hauteur, ébauchées – selon les observateurs – pendant la phase d’émersion messinienne. Dans le canyon des Moines (Corse méridionale), des falaises d’orgues basaltiques d’âge miocène surplombent le chenal à 2 000 mètres de profondeur, prouvant l’existence de creusements ou de fractures récentes. Au large de la Nouvelle-Angleterre, dans le canyon Heezen, un bloc allochtone de 150 mètres de longueur affleure le long du chenal. Dans le canyon du Var, les marnes indurées pliocènes forment des versants pentés à 600 et découpés par de profondes rigoles subparallèles. Les marnes moins consolidées forment des versants plus doux, sculptés en banquettes de hauteur métrique à décimétrique, résultant de l’érosion ou du faillage superficiel. Les dépôts meubles sur les pentes sont généralement instables et déplacés par le moindre effleurement.

5. Courants marins et déplacements gravitaires

Toutes les observations résumées jusqu’à présent ont mis en relief l’importance du façonnement permanent des fonds et des versants par le jeu des courants et des remaniements gravitaires des sédiments ou des roches sédimentaires. De nombreuses études ont été faites au moyen de courantographes ancrés sur le fond, en particulier dans les canyons de La Jolla, par F. P. Shepard. Les enregistrements montrent que les courants sont alternativement dirigés vers l’amont ou vers l’aval. Ils sont en relation directe avec les mouvements de marée, mais avec des écarts de périodicité qui croissent avec la profondeur. Il est évident que ces courants, qui ne dépassent pas 10 centimètres par seconde, ne peuvent jouer un rôle dans le creusement des canyons; ils peuvent tout au plus empêcher le dépôt des sédiments pélitiques. Des pointes de courants plus élevées ont été enregistrées à 200 ou 300 mètres de profondeur, corrélées soit à des ondes internes (courants alternés), soit à des ondes de tempête (courants descendants), mais l’influence de ces courants sporadiques reste difficile à estimer. C’est dans cette catégorie que l’on peut ranger les courants de turbidité faiblement chargés (quelques dizaines de milligrammes de sédiments par litre), dont la dynamique peut se comparer à celle des courants de densité. Leur passage a été enregistré à 1 000 mètres de profondeur dans le canyon du Var au moyen de courantographes placés à 1,5 m au-dessus du fond, l’absence de marées facilitant leur identification. Ils débutent par un accroissement quasi instantané de la vitesse jusqu’à 2 nœuds, suivi d’une diminution très irrégulière, échelonnée sur 6 heures environ. Leur relation avec les tempêtes et avec les crues du Var est évidente. Cette dynamique ressemble étroitement à celle des courants de turbidité expérimentaux réalisés en canal.

Les écoulements gravitaires de sédiments remaniés avec des quantités d’eau variables sont des processus bien identifiés, mais leur fréquence et leurs effets sont beaucoup moins connus. Mis à part les éboulements rocheux et les écoulements sableux (grain flows ), on classe ces remaniements marneux en fonction de la quantité d’eau qu’ils contiennent, donc de leur viscosité et de leur possibilité de déplacement. Schématiquement, ce sont des décollements et glissements suivant des failles courbes (collapses ), des debris flows (mélanges pâteux hétérogènes), des coulées boueuses plus fluides et, surtout, des courants de turbidité de haute densité qui constituent une classe tout à fait particulière et de grande importance.

On pense que ces courants prennent naissance au sein de glissements sédimentaires sur les versants, mais plus encore peut-être dans la tête des canyons. La turbulence crée un mélange eau-argile de haute densité (de 1,05 à 1,3; la densité de l’eau de mer est 1,02). Alors que les écoulements visqueux s’arrêtent le plus souvent dans le lit des canyons ou près de leur débouché, les courants de turbidité peuvent s’écouler jusqu’à la plaine abyssale. Il semble aujourd’hui admis que leur vitesse peut atteindre de 40 à 50 kilomètres à l’heure dans les canyons, expliquant ainsi la rupture de câbles téléphoniques sous-marins. Ils sont alors très comparables à des avalanches de neige et capables d’éroder les fonds meubles. Les dégâts occasionnés sont difficiles à estimer. Ainsi, le 16 octobre 1979 à 14 heures, survint le glissement du remblai du futur port de Nice, édifié sur la partie externe de la plate-forme prodeltaïque du Var (fig. 4). En quelques instants, une masse de rochers et de boue évaluée à 7 millions de mètres cubes glissa lentement sous la mer, entraînant avec elle dix hommes et des engins de chantier, qui ne furent jamais retrouvés. Au même moment, après un retrait de la mer qui dura plusieurs minutes, une onde de marée, haute de 3 mètres à Antibes, submergea le littoral. Les oscillations du niveau marin persistèrent pendant plus d’une heure et furent observées de Menton aux îles du Levant. Vers 20 heures, deux câbles téléphoniques qui traversent la vallée sous-marine du Var à 2 500 mètres de profondeur furent sectionnés. Le responsable fut sans conteste un courant de turbidité issu de la baie des Anges dont la vitesse atteignit sans doute 40 kilomètres à l’heure dans la baie, et dont le volume aux points de rupture des câbles (à 80 et à 110 km de Nice) dut être voisin de 400 millions de mètres cubes. La carte Sea beam et un levé conventionnel du Service hydrographique et océanographique de la marine dressés après ces événements (fig. 4) n’apportèrent pas de renseignements sur les modifications des fonds sous-marins. Des plongées réalisées six mois après à bord du submersible de recherche Cyana de l’Ifremer permirent d’observer, dans le lit du canyon sous-marin du Var, des blocs épars de protection du remblai jusqu’à 1 600 mètres de profondeur, des falaises taillées dans les marnes, mais aussi des fonds faiblement striés par de fins ripple marks peu représentatifs, en fait, d’un phénomène catastrophique. Il est probable, sans certitude, que la queue du courant, se comportant comme un courant de faible densité et de faible vitesse relative, a été capable de masquer par un dépôt de sédiments le rabotage et le creusement créés par le front du courant. De nombreuses recherches furent entreprises pour tenter de résoudre le problème qui se posait: le glissement du remblai était-il responsable des dégâts ou un autre glissement sous-marin, plus important, avait-il engendré l’onde de marée qui déstabilisa le remblai par émersion prolongée lors du retrait de la mer? Il faut noter qu’aucun séisme ne fut enregistré à cet instant par l’observatoire de Monaco. Selon la Direction départementale de l’équipement, maître d’œuvre des travaux, la stabilité du remblai, dont la compaction était normale, ne pouvait être mise en cause. Par ailleurs, les témoignages lui paraissaient trop incertains et contradictoires et les marégraphes trop imprécis pour pouvoir établir une chronologie précise des événements. On montra également que le glissement du remblai ne pouvait engendrer qu’une onde de... 30 centimètres de hauteur! Pour la plupart des scientifiques, il ne fallait pas édifier un remblai aussi près du rebord de la plate-forme continentale. On peut penser qu’à la manière des avalanches le volume du glissement a pu s’accroître considérablement en dévalant la pente du delta, expliquant ainsi la hauteur de la vague et l’importance du courant de turbidité.

6. Origine des canyons sous-marins

Compte tenu des problèmes qui subsistent et du nombre d’observations encore insuffisant, l’origine des canyons sous-marins est encore mal connue. On peut néanmoins proposer les explications suivantes.

Le creusement subaérien

Largement évoqué antérieurement, le creusement subaérien serait responsable, d’une part, du creusement des têtes de canyons situées près du rebord de la plate-forme continentale en période régressive, d’autre part, du creusement majeur des canyons méditerranéens pendant la régression messinienne (de 6,5 à 5 Ma). Depuis l’ennoyage pliocène de ces derniers, les formes primitives ont été remodelées par la sédimentation marneuse et l’érosion entretenue par l’orogenèse continentale et la subsidence du bassin.

L’érosion sous-marine

L’immersion marine progressive, par subsidence tectonique, des marges stables débute relativement tôt dans la phase d’étirement (stretching ). À la fracturation succèdent la progradation sédimentaire et les processus d’érosion. Il est donc indéniable que tous les canyons des marges stables (hormis ceux de la Méditerranée) ont été creusés sous la mer. Ils n’entaillent souvent que partiellement la couverture sédimentaire et on peut donc en conclure qu’ils se forment tardivement dans des conditions qui restent à préciser. Ils vont subir par la suite des surcreusements, un élargissement du lit et la formation d’un réseau d’affluents.

Nous avons vu que les courants marins sont incapables d’effectuer un tel ouvrage. Il faut donc mettre en cause des déplacements gravitaires parmi lesquels seuls les courants de turbidité de haute densité et les écoulements très fluides sont capables de chasser hors du canyon les dépôts abandonnés par les glissements des versants. Par érosion, ces courants augmentent leur charge (donc leur densité) et, par conséquent, leur vitesse jusqu’au stade d’écoulement permanent contrôlé par la pente, selon la formule dérivée de la formule de Chézy:

où C est une constante, V la vitesse, 福m la densité du courant, 福 celle de l’eau, g la gravité et S la pente.

Plusieurs approfondissements subits, correspondant probablement au départ d’un courant de turbidité, ont été observés dans les têtes de canyons. Ces actions répétées peuvent, à elles seules, expliquer l’érosion régressive des têtes de canyons, le creusement des lits et le recul des versants, jusqu’à l’obtention du profil d’équilibre.

Quelques conditions particulières accélèrent parfois le creusement:

– les facilités tectoniques, failles et discontinuités rhéologiques qui ont guidé le cours et activé l’érosion de nombreux canyons;

– l’abaissement du niveau marin qui, en permettant l’afflux de sédiments dans les têtes de canyons, augmente considérablement la fréquence des courants de turbidité; notons qu’en période actuelle de haut niveau marin, seuls les canyons qui ont leur tête proche du littoral peuvent être actifs; les autres sont en sommeil, par exemple le canyon du Rhône qui, en période de bas niveau marin, a édifié un vaste deep-sea fan , actuellement presque totalement privé d’apports turbiditiques [cf. DELTAS];

– l’orogenèse continentale, qui augmente l’afflux détritique;

– les fusions des glaciers et de l’inlandsis, qui ont apporté les plus grosses quantités de détritus terrigènes sur les marges, provoquant l’excavation énorme de certaines têtes de canyons, comme celle de Pribilov, dans la mer de Béring, qui mesure 90 kilomètres sur 30 kilomètres;

– la subsidence des bassins, qui augmente la pente du lit et réactive son érosion;

– la bio-érosion (souvent évoquée comme une cause non négligeable), qui se présente sous forme de griffures des fonds, de fouissages, de taraudages par le benthos.

Toutes ces actions peuvent renforcer le processus général d’ablation gravitaire dans les canyons et le dépôt des déblais sur les glacis et les plaines abyssales.

Les fosses de subduction

Ces fosses de marges actives peuvent exceptionnellement être sécantes sur la pente et passer ainsi en domaine continental. C’est le cas en particulier du canyon de Tarente, au sud des Pouilles, et de la fosse de Sagami, qui se poursuit en amont par le canyon de T 拏ky 拏. Ces canyons sont naturellement auto-entretenus par la convergence des plaques, le rôle des agents érosifs étant tout à fait secondaire. Les autres canyons, encore assez mal connus (dans les Aléoutiennes par exemple), ont apparemment un creusement moindre que celui des marges passives.

Les bio-constructeurs

Seul, l’exemple des Bahamas est bien connu. Il s’agit, dans ce cas, de constructions récifales qui, depuis 150 millions d’années, se superposent à mesure de la subsidence de la marge, et dont l’épaisseur atteint actuellement plus de 6 kilomètres. Des fractures probablement précoces ont été maintenues ouvertes par les courants de turbidité, tandis que les récifs bordant ces néo-canyons construisaient des parois verticales de plus en plus hautes, faites de carbonate de calcium et de dolomie. Ainsi, entre les îles Eleuthera et Great Abaco, distantes de 40 kilomètres, la profondeur du canyon de Great Bahama atteint 4 000 mètres, ce qui constitue un record mondial.

Encyclopédie Universelle. 2012.

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