Interprétation hydrodynamique

L’augmentation des érosions (surfaces 4 et 5) et/ou l’apparition de phénomènes de transit sédimentaire à l’aplomb des escarpements de failles peut être la conséquence de l’accélération spatiale des écoulements sur ces topographies (Kneller & Buckee 2000). Cette accélération induit une augmentation des phénomènes de turbulence, à l’intérieur des écoulements (Morris et al. 1998a, Munson et al. 2000), augmentant localement le mélange avec le fluide ambiant et entraînant une diminution de la concentration des écoulements (Kneller 1995, Kneller & Branney 1995). Les écoulements pourraient passer rapidement d’une forte capacité de dépôt dans les grabens à une faible capacité de dépôt (transit) sur les horsts, voire, si les contraintes cisaillantes (Reynolds) sont fortes, à une capacité érosive (Kneller 1995, Kneller & Branney 1995).

L’absence d’indice de réflexion ou de déviation des écoulements par les topographies et corrélable avec les variations de faciès suggère que la direction des écoulements n’est pas perturbée par la présence des escarpements de faille.

Dans ce cas on peut considérer que le rapport de taille entre l’épaisseur de l’écoulement et la taille d’obstacle est en défaveur de l’obstacle. Même si le nombre de Froude de l’écoulement, qui est un facteur de contrôle majeur sur la capacité de franchissement des obstacles (Lane-Serff et al. 1995), ne peut être déterminé, l’épaisseur des écoulements peut être estimée deux à trois fois plus importante au minimum que la hauteur de la topographie (Alexander & Morris 1994) (fig. 12d).

Figure 51 : Relation chronologique entre les escarpements de failles synsédimentaire et les écoulements de densité sous-marins.

Les surfaces d’érosion 4 et 5 possèdent des caractéristiques similaires, relativement planes dans les grabens, mais sont beaucoup plus marquées sur les horsts. D’autre part, le couplet sable/argile (unité d) présente les mêmes caractéristiques de faciès et les mêmes épaisseurs dans les grabens, de part et d’autre du horst central (fig. 49). Ces deux observations montrent que les écoulements sont capables d’évoluer très rapidement et de manière identique sur les hauts topographiques, et de recouvrer rapidement la même dynamique originelle dans les grabens.

Morris et al. (1998a) montrent que la longueur nécessaire pour qu’un écoulement de 10 m d’épaisseur, passant un escarpement de 1 m de hauteur, recouvre une dynamique identique à celle d’avant le passage sur l’obstacle, est comprise entre 200 m et 1000 m. Dans la mesure où les dépôts de cette étude résultent d’écoulements mixtes (concentrés/turbulents) proche des écoulements décrits par Morris et al. (1998a), le même rapport de 1/10 entre la hauteur de la topographie et l’épaisseur de l’écoulement peut être considéré. Ce rapport implique alors une autre estimation de l’épaisseur minimale des écoulements, de l’ordre de 1 m à 1,5 m.

Il n’existe pas de relation linéaire entre la hauteur d’une topographie, l’épaisseur de l’écoulement et la longueur des perturbations associées, car cette relation dépend aussi de la dynamique propre de chaque écoulement (cf. Munson et al. 2000).

En utilisant les rapports donnés par Morris et al. (1998a) entre la hauteur de l’obstacle, l’épaisseur des écoulements et la longueur de la perturbation, des écoulements d’une épaisseur de 1 m à 1,5 m passant au-dessus d’un escarpement de faille de 0,15 m ne devraient se rétablir que sur une distance supérieure à 20 m. Dans le cas présent, les écoulements recouvrent leur dynamique initiale sur des distances de 0,4 m. Ceci suggère que l’épaisseur des écoulements aurait pu atteindre des valeurs supérieures à 50 m.

Alexander & Morris (1994) montrent que plus la taille de l’obstacle diminue par rapport à la hauteur de l’écoulement, plus les effets de la topographie sont faibles sur la dynamique globale de l’écoulement, mais elle peut rester suffisante pour influencer les dépôts localement. Dans le cas présent, ceci n’est pas compatible avec les transformations observées (augmentation érosion/apparition transit), mais par contre en accord avec la localisation des dépôts dans les grabens.

(Woods et al. 1998) note que le passage d’un écoulement d’une épaisseur beaucoup plus importante que la hauteur de la topographie n’induit pas de variations d’épaisseur de part et d’autre de l’obstacle mais change son régime d’écoulement après l’obstacle (fig. 15). Ceci pourrait expliquer l’absence de variation d’épaisseur de l’unité d, mais n’est pas compatible avec l’uniformité des faciès de cette unité. Dans le cas présent, des écoulements d’une épaisseur inférieure au mètre seraient sujets à de grandes perturbations non compatibles avec celles observées, et des écoulements d’une épaisseur de plusieurs décamètres ne subiraient pas l’influence d’escarpement d’une hauteur inférieure au mètre.

Dans le cas présent, des écoulements d’une épaisseur inférieur au mètre seraient sujet à de trop grandes perturbations non compatible avec nos observations, des écoulements d’une épaisseur de plusieurs décamètres ne subiraient pas l’influence d’escarpement d’une hauteur inférieur au mètre.

Aussi les variations de faciès observées semblent plus compatibles avec une épaisseur d’écoulement proche de 1 m à 1,5 m mais possédant une dynamique différente aux écoulements modélisés par Morris et al. (1998b).

3. Conclusion

L’analyse sédimentologique de dépôts d’écoulements sous-marins affectés par un réseau de failles normales E-W de rejet vertical inférieur au mètre, a permis d’identifier la présence d’escarpements de faille synsédimentaires de hauteur maximale décimétrique.

Malgré leur hauteur réduite, ces escarpements sont suffisants pour entraîner de fortes perturbations sur les écoulements qui se caractérisent (1) par la localisation dans les grabens de dépôts supplémentaires, associée (2) à une intensification des phénomènes de transit et d’érosion sur les horsts. Dans la mesure où pour chaque compartiment délimité par les failles, les faciès sont de nature identique, les écoulements présentaient probablement une épaisseur au moins supérieure au mètre.

L’intensification des phénomènes érosifs et l’apparition du transit sédimentaire sur les hauts topographiques sont des phénomènes largement décrits, mais sur des topographies de plus grande ampleur (e.g. Thornburg et al. 1990, Morris et al. 1998a, Nelson et al. 1999, Soreghan et al. 1999, Anderson et al. 2000, Burgess et al. 2000).

Par contre l’existence de topographie de taille aussi réduite sur le fond marin et induisant le même type de perturbations n’a pas été, jusqu’ici et à notre connaissance, mis en évidence, que ce soit par l’observation directe des fonds marins actuels, ou par l’analyse de dépôts fossiles.

La faible amplitude des rejets verticaux observés sur ces failles pose la question du rapport entre le taux de déformation et le taux de sédimentation nécessaire à la présence et la pérennisation de ce type d’escarpement sur le fond marin. Dans le cas présent, malgré un rejet vertical de l’ordre du décimètre, la vitesse de sédimentation n’a pas été suffisante pour combler l’espace disponible crée par le jeu normal des failles.

Chapitre 6 : Etude d’un réseau de failles normales EW à rejet vertical