Bilan volumique du remplissage sédimentaire

A partir des grilles d’isohypses (cf. Chap. 5.1.1 et Chap. 5.3, 5.4, 5.5 et 5.6) et à l’aide du logiciel SURFER7, il a été possible d’estimer le volume des sédiments compris entre chaque réflecteur (Tabl. 5.1). Cette estimation de la quantité de sédiment (volume sédimentaire) dépend de la surface de la zone sourde : en effet, plus cette surface est grande, plus notre estimation sous-estime le volume réel de sédiment. Nous avons donc aussi calculé l’épaisseur moyenne des couches (volume/superficie du réflecteur) pour chaque intervalle de temps, afin de compenser les effets dus aux limites de détection des méthodes sismique et aux surfaces de non-déposition situées au centre du bassin (Tabl. 5.1).

Intervalle sédimentaire Surface (km2) Volume (km3) Epaisseur moyenne (m) Taux de sédimentation moyen approx. (mm/an)

réfl. 'fond' - réfl. 5 6.022936 0.0067 1.11 _↑ réfl.5 - réfl.6 5.521644 0.0032 0.59 réfl.6 - réfl.7 6.004639 0.0070 1.17 5.03 réfl.7 - réfl.8 5.759592 0.0096 1.66 _↓ réfl.8 - réfl.10 et 9 5.328370 0.0080 1.50 0.31 réfl.10, 9 - réfl. 14 4.383358 0.0076 1.74 0.32 réfl.14 - réfl.16 4.560004 0.0063 1.37 0.47 réfl.16 - réfl.17 5.663395 0.0077 1.37 2.28 réfl.17 - réfl.18 5.561596 0.0063 1.12 2.25 réfl.18 - réfl.19 5.375399 0.0121 2.25 1.41 réfl.19 - réfl.20 5.243014 0.0261 4.97 2.39 réfl.20 - réfl.21 5.111944 0.0176 3.44 9.33 réfl.21 - réfl.22 4.594027 0.0265 5.77 6.71 réfl.22 - réfl.23 1.997361 0.0132 6.60 4.78

Tableau 5.1 : Valeurs calculées de la surface, du volume, de l’épaisseur moyenne et du taux de

sédimentation moyen pour chaque intervalle sismo-stratigraphique de la zone des Hauts-Monts.

L’épaisseur moyenne de la totalité des séquences que nous avons étudiées - du réflecteur 23 à la

surface actuelle ‘fond’ – équivaut à environ 31 m de sédiments pour une surface moyenne de 5 km2.

Ce volume de sédiment représente un cube de 918 m de côté !

A partir des estimations et des datations palynologiques de l’âge des sédiments (cf. Chap. 4.5 et Fig. 4.5), les réflecteurs sismiques 23 à ‘fond’ ont été placés sur une échelle de temps en années BP calibrées (Stuiver & Reimer, 1993). Sur la figure 5.30, les volumes sont représentés par une surface de couleur grise proportionnelle à la quantité de sédiment. Un taux de sédimentation moyen approximatif a également été calculé à partir de l’épaisseur moyenne et des âges estimés (Fig. 5.30). Les valeurs du taux de sédimentation moyen pour la zone des Hauts-Monts évoluent selon des tendances similaires à celles du volume de sédiments déposés. Par rapport à la courbe du taux de sédimentation moyen de la zone, on peut constater que les volumes de sédiments de l’unité A sont sous-estimés, particulièrement pour la séquence sédimentaire la plus profonde (réfl. 23-22). Les forts taux de sédimentation de la déglaciation (unité A) reflètent l’énorme quantité de sédiments qui sont arrivés dans le bassin à cette époque. Selon nos valeurs, il semble que le taux de sédimentation se soit accéléré vers la fin du processus de déglaciation du Petit-Lac. Toutefois, il faut garder à l’esprit que les séquences de l’unité A n’ont pas été datées (cf. Chap. 4.5), et qu’en conséquence, les taux de sédimentation de cette unité sismique sont une proposition.

Figure 5.30 : Volume, épaisseur moyenne et taux de sédimentation moyen approximatif des séquences sédimentaires de la zone des Hauts-Monts au cours du temps (âges estimés, cf. Chap. 4.5).

Les épaisseurs, les volumes et le taux de sédimentation de l’unité B diminuent par rapport à ceux de l’unité A. Suite au réchauffement général du climat qui a lieu durant l’unité B (dégel du bassin versant, activité des rivières, cf. Chap. 5.7.2) de grandes quantités de sédiments sont arrivées dans le lac, mais ces volumes sont moins importants que ceux qui ont été générés par l’activité du glacier würmien en retrait.

Les taux de sédimentation moyens de l’unité C sont très faibles (0.31-0.47 mm/an) et cela malgré une probable augmentation de la production autochtone du lac due au réchauffement climatique de l’Holocène. Ce phénomène est certainement lié à l’importante activité des courants profonds qui ont érodé et transporté les sédiments hors de la zone, ainsi qu’à une réduction importante des apports allochtones engendrée par le développement du couvert forestier dès l’Allerød (cf. Tabl. 4.2). Cet argument est renforcé par l’importance que la Versoix semble avoir eue sur la sédimentation durant cette époque (cf. Chap. 5.7.3). Comme les âges palynologiques des réflecteurs 14 à 10,9 sont estimés

Les taux de sédimentation de l’unité D sont indiscutablement beaucoup plus hauts que ceux de l’unité C, et ceci malgré les incertitudes liées à l’estimation de l’âge des sédiments de l’unité C (cf. Chap. 4.5). Nous interprétons cette augmentation de la sédimentation comme étant la conséquence de l’influence conjuguée de trois processus :

1. L’effet érosif des courants profonds a en moyenne diminué pour cette période.

2. A partir du temps du réflecteur 7, les apports de la Versoix ont été déviés vers le nord, ils

ont donc augmenté le bilan sédimentaire du site.

3. Durant le Subatlantique récent, l’influence des activités humaines de déforestation, liées à la vie économique et à l’agriculture, a certainement été déterminante dans l’augmentation des apports allochtones.

Le taux de sédimentation moyen de l’unité D (5.03 mm/an) est le double de celui que nous avons établi pour le sommet de la carotte sg1 (2.44 mm/an, cf. Chap. 4.2.1). Mais cette différence est expliquée par le fait que la valeur du taux de sédimentation moyen, au contraire de celle de sg1, est représentative de l’ensemble de la zone étudiée, qui comprend la région des apports de la Versoix. De

plus, le taux de sédimentation obtenu à partir de la mesure de l’activité du 137Cs des sédiments de la

carotte sg1 est un taux minimum (cf. Chap. 4.2.1), et il concerne un laps de temps beaucoup plus court que le taux de sédimentation moyen de l’unité D. Il faut ajouter que la limite temporelle que nous avons fixée pour le réflecteur 8 (900 ans BP) est une proposition et que seule une datation absolue permettrait de confirmer cette valeur.

5.8

Conclusions :

(Q1) Les cartes isohypses (bathymétrie) et isopaques (épaisseur), ainsi que la représentation du modèle digital en 3D, exposent et quantifient avec précision la géométrie des séquences sismo- stratigraphiques (réflecteur 23 à réflecteur ‘fond’) que nous avons définies à l’aide des coordonnées x, y, z issues des profils échosondeur. Ces informations nous ont permis d’élaborer un scénario interprétatif pour la zone de Hauts-Monts :

La période de la déglaciation (unité A) est caractérisée par des apports sédimentaires en provenance du nord/nord-est, déposés par décantation dans un lac proglaciaire. Ces sédiments ont été produits par le glacier en retrait et ses réavancées dans le Petit-Lac (stades de Coppet, de Nyon I, de Nyon II)(cf. Chap. 2). Des irrégularités, en forme de monticules, témoignent de sédiments lâchés par des icebergs ou, plus probablement, de courants profonds induits par des ‘underflows’ glaciaires en amont du bassin lacustre.

A partir du début de l’unité B, le bassin lacustre a été marqué par d’importants changements sédimentaires liés au dégel du bassin versant. En effet, le gradient d’épaisseur inverse indique que la principale source d’apports était située vers l’embouchure de l’actuelle rivière de la Versoix. Durant cette période, le premier ‘slump’ d’envergure (‘s3’) a été déclenché dans la baie de Corsier. Puis entre les réflecteurs 18 et 17, le niveau d’action de vagues s’est abaissé, suite à une augmentation de l’intensité des vents et/ou à un abaissement du niveau du lac.

L’unité C a été marquée par le déclenchement de plusieurs slumps (‘s1’, ‘s2’, ‘s4’ et ‘s5’) et par les effets de courants profonds sur la sédimentation du bassin central. Les premiers courants, qui ont

généré une importante surface de non-déposition (838’300 m2), étaient contemporains de la couche

14 (Dryas récent ?), et semblent être apparus brusquement. Ils ont été suivis, après le réflecteur 14 ou le réflecteur 13, par des courants dont le pouvoir érosif a augmenté, peut-être suite à un abaissement du plan d’eau au Boréal (cf. Chap. 3.7). Durant le dépôt des couches 12 et 11, les effets érosifs des courants profonds ont diminué, puis ré-augmenté durant la séquence du réflecteur 10,9. Au cours de cette période, la zone sourde s’est avancée (couches 13, 12 et 11) dans le bassin central sous forme de lobes, probablement suite à une augmentation des apports en matière organique. Globalement, le taux de sédimentation de la partie sud du bassin central a été le double de celui de la partie nord. Pendant le Subatlantique récent (unité D), l’effet des courants profonds a beaucoup diminué jusqu’au réflecteur 5. Cette action des courants a réaugmenté fortement après le réflecteur 4 et/ou le réflecteur 3, dans la partie centrale et jusqu’à -40 m de profondeur dans la baie de Corsier. A partir du réflecteur 7, on observe une modification de la direction de répartition des sédiments apportés par la Versoix qui indique certainement un changement du régime des vents. Au temps du réflecteur 6, l’activité du delta semble avoir diminué par rapport à la production autochtone du lac, mais la présence de matériel

terrigène dans l’enregistrement sédimentaire (cf. Chap. 3 et Fig. 3.19) indique l’existence de forts ‘interflows’ à cette époque.

(Q2) Les surfaces interpolées des réflecteurs sismiques 23 à ‘fond’ de la zone des Hauts-Monts ont permis de quantifier les volumes minimums de sédiments déposés de la déglaciation à nos jours. La

totalité de la séquence sédimentaire étudiée représente un volume de 0.775 km3. Les apports les plus

importants ont eu lieu au cours de l’unité sismo-stratigraphique A, c’est-à-dire durant la phase de déglaciation du Petit-Lac, et en moindre mesure pendant l’unité B qui correspond au dégel du bassin versant et au démarrage de l’activité des rivières.

Les taux de sédimentation moyens de l’unité C sont très faibles (0.31-0.47 mm/an) et cela malgré une probable augmentation de la production autochtone du lac due au réchauffement climatique de l’Holocène. Ce phénomène est peut être expliqué grâce à l’importante activité des courants profonds qui ont érodé et transporté les sédiments hors de la zone, ainsi qu’à une réduction importante des apports allochtones engendrée par le développement du couvert forestier dès l’Allerød (cf. Tabl. 4.2). Durant le Subatlantique récent (unité D), le taux de sédimentation moyen est indiscutablement beaucoup plus haut que celui de l’unité C (estimation 5.03 mm/an), et ceci malgré les incertitudes liées à la datation de l’âge des sédiments. Trois processus permettent d’expliquer ce changement radical :

- L’effet érosif des courants a globalement diminué durant l’unité D.

- A partir de la couche 7, la déviation des dépôts de la Versoix vers le nord , a accru le bilan sédimentaire du site.

- Les apports de la Versoix ont considérablement augmenté suite à l’intensification de l’utilisation du

sol engendrée par les activités humaines (déforestation, agriculture, etc.) au cours de cette période.

6.1

Synthèse des résultats :

La reconstruction de l’histoire sédimentaire et climatique de la zone des Hauts-Monts, de la déglaciation à nos jours, a été effectuée à partir de plus de 200 km de profils sismiques acquis avec plusieurs types de sources (échosondeur, canon-à-air, sparker, marteau), et à l’aide de l’analyse des sédiments de 19 sondages (lithologie, susceptibilité magnétique, teneur en eau, granulométrie).

Plusieurs techniques ont permis de dater les sédiments : la palynologie, la mesure de l’activité du 137Cs

et la datation 14C AMS. L’analyse et la représentation tridimensionnelle des séquences sismo-

stratigraphiques a permis d’établir le scénario de l’évolution du bassin (Fig. 6.1).

En premier lieu, les quatre unités sismo-stratigraphiques (A-D) du bassin ont été définies sur la base des profils sismiques. L’unité A, interprétée comme une séquence de sédiments glacio-lacustres, a été principalement influencée par les processus de décantation. La présence du glacier würmien en retrait est toutefois encore perceptible, lors de ses ré-avancées (stades) à la hauteur de Nyon et de Coppet, enregistrées sous la forme de «till tongues». Avec l’unité B, l’influence du glacier disparaît, et la source de sédiment se déplace vers l’aval avec une stratification de type lacustre. Les unités C et D témoignent de changements dans la dynamique interne du lac. La géométrie des corps sédimentaires devient très variable et discordante avec les unités sismiques précédentes. A proximité du promontoire des Hauts-Monts, d’importantes érosions sont dues à des courants profonds.

Le deuxième volet de cette recherche a permis l’étude sédimentaire de 19 sondages dans la baie de Corsier et dans le bassin central. Les dépôts lacustres de la baie de Corsier proviennent de la production autochtone du bassin et du ruissellement, et témoignent d’importants phénomènes érosifs, passés et actuels. La granulométrie générale des sondages indique un milieu de déposition très tranquille, entrecoupé de niveaux sédimentaires de haute énergie liés à des courants et des vagues de

tempêtes. Les scories des bateaux du 19ème siècle, ainsi que d’anciens dépôts de glaise glaciaire sont

les seuls forts niveaux de susceptibilité magnétique de la baie. Les paramètres physiques des sédiments du bassin central ont, quand à eux, permis de déterminer la répartition géographique et l’influence de trois processus sédimentaires différents : la décantation hémi-pélagique, l’activité deltaïque de la Versoix et l’effet des courants profonds. Les influences hémi-pélagiques et deltaïques sont opposées, et dépendent principalement de la distance à l’embouchure de la Versoix. Toutefois, l’influence des courants profonds, maximum au pied des Hauts-Monts, a perturbé la régularité des séquences sédimentaires par l’érosion de sédiments déjà en place et par le transport de particules fines («interflows») vers cette zone. La zone ‘sourde’ des profils sismiques semble être la conséquence de la production de méthane issu de la matière organique terrestre apportée par la Versoix. Dans le contexte granulométrique monotone du sondage sg1, la présence de traces de gaz peut aussi expliquer la variation de teneur en eau du sédiment et la formation des réflecteurs sismiques à cet endroit.

L’âge des unités sismo-stratigraphiques (A-D) a été défini dans la troisième partie du travail. Les séquences sédimentaires que nous avons carottées appartiennent aux biozones palynologiques du Tardiglaciaire et de l’Holocène, et la plupart des sédiments sondés se sont déposés durant le Subatlantique récent (X). La carotte sg1 montre une variation du couvert végétal du Bas Moyen Age à nos jours unique dans le Bassin Lémanique. La pression et l’influence anthropique, présentes dès le

bas de la carotte, s’intensifient vers le haut. Les derniers 20 cm appartiennent au 20ème siècle et les

témoins polliniques (arbres exotiques, Ambrosia, Pediastrum) sont en accord avec le taux de

sédimentation moyen minimum de 2.44 mm/an obtenu par l’analyse de l’activité du 137Cs. Les carottes

de la baie de Corsier sont drapées par des sédiments récents (19ème - 20ème siècles) issus

d’événements de tempêtes. Ces fines pellicules sédimentaires sont des dépôts de haute énergie provisoires, remaniés régulièrement au gré des tempêtes de vent (Girardclos, 1993). Les niveaux du Subboréal et du Subatlantique ancien de la carotte sg10 indiquent un milieu de dépôt plus tranquille que celui du Subatlantique récent. Ces couches sont peut-être les témoins des niveaux lacustres +3 m de l’époque romaine et du Bronze moyen-Hallstat (Corboud, 2001; Gallay & Kaenel, 1981).

Comme les sédiments carottés ne représentent qu’une partie du remplissage sédimentaire défini par la sismo-stratigraphie, seuls quelques réflecteurs des unités B et D ont pu être datés grâce à nos sondages. L’intersection de nos analyses sismo-stratigraphiques avec celles de Baster (en prép.) a permis d’améliorer la datation des réflecteurs de l’unité B. L’âge des réflecteurs de l’unité C a été supposé à partir de la compilation des données palynologiques du Petit-Lac. La chronologie de la phase de déglaciation (unité A) est définie selon les stades de retrait glaciaire du Petit-Lac (Coppet et

Figure 6.1 : Représentation schématique de l’évolution climatique et sédimentologique de la zone des Hauts-Monts de la déglaciation à nos jours.

Enfin, dans la dernière partie du travail, les cartes isohypses (bathymétrie) et isopaques (épaisseur), ainsi que la représentation du modèle digital en 3D ont permis d’élaborer un scénario interprétatif pour la zone de Hauts-Monts. La période de la déglaciation (unité A) est caractérisée par des apports sédimentaires en provenance du nord/nord-est, déposés par décantation dans un lac proglaciaire. Ces sédiments ont été produits par le glacier würmien en retrait et par ses ré-avancées dans le Petit-Lac (stades de Coppet et de Nyon). Des irrégularités, en forme de monticules, témoignent de sédiments lâchés par des icebergs ou, plus probablement, de courants profonds induits par des «underflows» glaciaires en amont du bassin lacustre.

A partir du début de l’unité B, le bassin lacustre a été marqué par d’importants changements sédimentaires liés au dégel du bassin versant. En effet, un gradient d’épaisseur inverse indique que la principale source d’apports était située vers l’embouchure de l’actuelle rivière de la Versoix. Durant cette période, le premier ‘slump’ d’envergure (‘s3’) a été déclenché dans la baie de Corsier. Puis, entre

les réflecteurs 18 et 17, le niveau d’action de vagues s’est abaissé, suite à une augmentation de l’intensité des vents et/ou à un abaissement du niveau du lac.

L’unité C a été marquée par le déclenchement de plusieurs slumps (‘s1’, ‘s2’, ‘s4’ et ‘s5’) et par les importants effets de courants profonds sur la sédimentation du bassin central. Les premiers courants,

qui ont généré une importante surface de non-déposition (838’300 m2), étaient contemporains de la

couche 14 (Dryas récent ?), et semblent être apparus brusquement. Ils ont été suivis, après le réflecteur 14 ou le réflecteur 13, par des courants dont le pouvoir érosif a augmenté, peut-être suite à un abaissement du plan d’eau au Boréal. Durant le dépôt des couches 12 et 11, les effets érosifs des courants profonds ont diminué, puis ré-augmenté durant la séquence du réflecteur 10,9. Au cours de cette période, la zone sourde s’est avancée (couches 13, 12 et 11) dans le bassin central sous forme de lobes, probablement suite à une augmentation des apports en matière organique. Globalement, le taux de sédimentation de la partie sud du bassin central a été le double de celui de la partie nord. Pendant le Subatlantique récent (unité D), l’effet des courants profonds a beaucoup diminué jusqu’au réflecteur 5. Cette action des courants a ré-augmenté fortement après le réflecteur 4 et/ou le réflecteur 3, dans la partie centrale du bassin et jusqu’à -40 m de profondeur dans la baie de Corsier. A partir du réflecteur 8, on observe également une modification de la direction de répartition des sédiments apportés par la Versoix qui indique certainement un changement du régime des vents. Au temps du réflecteur 6, l’activité du delta semble avoir diminué par rapport à la production autochtone du lac, mais la présence de matériel terrigène dans l’enregistrement sédimentaire indique l’existence de forts «interflows» à cette époque.

Les volumes (minimums) de sédiments déposés dans la zone des Hauts-Monts ont été quantifiés pour

la période de la déglaciation à nos jours et représentent un total de 0.775 km3. Les apports les plus

importants ont eu lieu durant la phase de déglaciation du Petit-Lac (unité A), et en moindre mesure suite au dégel du bassin versant et au démarrage de l’activité des rivières (unité B). Les taux de sédimentation moyens de l’unité C sont très faibles (0.31-0.47 mm/an) et cela malgré une probable augmentation de la production autochtone du lac due au réchauffement climatique de l’Holocène. Ce phénomène est expliqué grâce à l’importante activité des courants profonds qui ont érodé et transporté les sédiments hors de la zone, ainsi qu’à une réduction importante des apports allochtones engendrée par le développement du couvert forestier dès l’Allerød. Durant le Subatlantique récent (unité D), le taux de sédimentation moyen redevient important (estimation 5.03 mm/an). Trois processus permettent d’expliquer ce changement radical :

a) L’effet érosif des courants a globalement diminué durant l’unité D.

b) A partir du réflecteur 8, la déviation des dépôts de la Versoix vers le nord a accru le bilan sédimentaire du site.

c) Les apports de la Versoix ont considérablement augmenté au cours de cette période suite à l’intensification de l’utilisation du sol engendrée par les activités humaines (déforestation, agriculture, etc.).