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DELTAS

Les deltas, dont la morphologie et la structure deviennent de mieux en mieux connues grâce aux images fournies par les satellites d’observation de la Terre et aux forages pétroliers, ne se limitent pas aux constructions sédimentaires littorales classiques. Il existe en effet d’autres types de deltas, liés à des constructions sédimentaires sous-marines profondes, beaucoup plus étendus que les deltas continentaux; il s’agit des deep-sea fans , ou éventails sédimentaires profonds.

1. Les deltas continentaux

Les deltas continentaux peuvent être définis d’une manière très générale comme des constructions sédimentaires élaborées au débouché des cours d’eau dans des étendues d’eau permanentes. L’origine du mot delta remonte au V^e siècle avant J.-C.: il a été utilisé pour la première fois par Hérodote pour désigner la plaine alluviale du Nil, dont la forme évoque la lettre grecque (delta majuscule). Les deltas résultent du dépôt des particules transportées par les cours d’eau lors de leur irruption dans un bassin de réception, par suite de processus de perte de charge. Lorsqu’il y a contact entre deux milieux de salinité différente, ces processus peuvent être accompagnés de phénomènes de floculation responsables de l’agrégation des particules colloïdales en suspension puis de leur dépôt sous forme d’argile. Les contrastes de salinité entre le cours d’eau et le bassin de réception conditionnent également la forme primaire des accumulations deltaïques; en effet, ils impliquent des différences de densité et régissent de ce fait, au même titre que la température et la turbidité, la miscibilité des eaux.

Trois cas peuvent schématiquement se présenter. On peut d’abord envisager le cas où la densité des eaux du cours d’eau est supérieure à celle du bassin de réception. Dans la nature, c’est le cas général des torrents de montagne très chargés en particules et débouchant dans des lacs. Seule une petite partie de la charge solide participe alors à la construction du delta d’embouchure aérien, le plus souvent de taille modeste et dont la forme est allongée dans le sens de l’émissaire. Mais l’essentiel de cette charge est transporté par une veine d’eau qui se propage au contact du fond sous forme d’un courant de turbidité qui peut se déplacer sur une très longue distance avant de libérer sa charge. Son délestage aboutit alors à une accumulation sédimentaire sous-aquatique en forme d’éventail. Tel est le cas notamment du Rhône débouchant dans le lac Léman, ou du Colorado dans le lac de barrage Mead. Dans un deuxième cas, la densité des eaux de l’émissaire est voisine de celle des eaux du bassin de réception (dans la nature, ce cas est représenté par exemple par le fleuve Terek se jetant dans la mer Caspienne). La pénétration du cours d’eau dans le bassin se fait alors sur un très large front, et ses eaux, parfaitement miscibles avec celles du bassin, sont fortement ralenties. Les sédiments sont déposés le long d’un arc enveloppant l’embouchure et tendant à l’obturer. De nouveaux chenaux sont alors créés puis obturés de la même façon. À un stade avancé de ce processus, un cône sédimentaire à front arqué est élaboré. Dans un dernier cas, enfin, la densité des eaux de l’émissaire est inférieure à celle du bassin de réception. Ce cas, très général puisqu’il s’applique à la plupart des fleuves débouchant dans la mer, est celui que nous considérerons par la suite.

Ces deltas installés à la limite du domaine marin ont ceci de particulier qu’ils représentent le plus souvent le résultat d’un conflit entre les phénomènes d’accumulation par le cours d’eau et de destruction par les agents hydrodynamiques liés au bassin de réception (courants de marée, de dérive littorale, vagues, etc). On conçoit dès lors qu’ils puissent présenter des morphologies très variées, la forme en delta ne s’appliquant qu’à une certaine catégorie d’entre eux.

Les différents types de deltas

On peut classer les deltas en trois catégories en fonction de la nature des agents prédominants auxquels ils sont soumis (fig. 1).

Les deltas de type fleuve dominant

Ce type de deltas reflète des conditions que l’on peut qualifier de typiques, où l’énergie constructrice du fleuve l’emporte sur les agents de destruction du bassin. Cette prépondérance des agents constructeurs aboutit à des formes en patte d’oiseau; le delta du Mississippi en est l’exemple le plus représentatif. Ces morphologies résultent de la rapide progression en surface du front de la veine d’eau douce (plus légère que l’eau de mer) dans le bassin, alors que la vélocité décroît repidement sur ses flancs, entraînant la formation des levées sédimentaires qui, en se développant, aboutissent à la formation d’un chenal. Le cours d’eau débouche alors un peu plus au large. Quant à l’essentiel de la charge solide, elle se dépose au front de la veine d’eau sous forme d’une barre d’embouchure qui, en s’accroissant, a pour effet de diminuer la pente de la rivière, entraînant ainsi une diminution de la compétence. À ce degré d’évolution, des crues peuvent provoquer une rupture des levées latérales et conduire à la construction d’un nouveau chenal. La répétition de ces phénomènes aboutit à un delta digité en patte d’oiseau.

Les deltas de type houle dominante

Ce sont des deltas exposés à l’activité destructrice des vagues qui entraîne un démantèlement permanent des barres d’embouchure en une série de barres côtières. Ils s’avancent moins loin en mer que les deltas de type fleuve dominant. L’action des courants de dérive littorale contribue à modeler ces barres côtières en cordons sablonneux orientés parallèlement à la ligne de rivage. Un bon exemple de ce type de delta est fourni par celui du Rhône.

Les deltas de type marée dominante

Ce sont ceux où l’amplitude des marées atteint les chenaux de distribution du cours d’eau et où les courants de flot et de jusant jouent un rôle primordial dans la dispersion des sédiments. À l’intérieur et au large des chenaux, les dépôts sont remaniés et disposés en une série de rides orientées parallèlement à la direction des courants de marées. Plus au large, lorsque des courants de dérive littorale existent, ces rides sont remodelées et s’orientent en barrières transverses, parallèles à la ligne de rivage.

Si les différents deltas ont été réduits à trois types essentiels dépendant de la nature de l’influence à laquelle ils sont soumis, il n’en demeure pas moins qu’il existe dans la nature une très grande variété de formes qui résulte des interactions entre ces diverses influences. D’autres facteurs peuvent également rendre compte de la morphologie des deltas, par exemple la configuration du bassin versant ou le cadre géologique dans lequel ils se situent. Enfin, et assez souvent, certains édifices deltaïques résultent de la coalescence de plusieurs deltas primitivement distincts, comme ceux du Gange et du Brahmapoutre, de la Meuse et du Rhin, et présentent de ce fait des formes complexes.

Les différents environnements des deltas

Les deltas comportent différents types d’environnements qui sont, de l’amont vers l’aval: la plaine deltaïque, le front de delta, le prodelta.

La plaine deltaïque est une étendue de terre d’origine subaérienne marquée par une altitude très faible. Les plaines deltaïques comprennent essentiellement deux parties: une partie située à l’amont, la plus ancienne, qui est soumise exclusivement à l’action du fleuve; une partie située à l’aval, qui s’étend jusqu’au front de delta et qui est épisodiquement soumise aux influences marines, notamment dans les mers à marées. Ces plaines sont parcourues par un réseau de chenaux de distribution actifs et inactifs, séparés par des surfaces émergées et des plans d’eau très peu profonds occupés par différents types de milieux qui sont fonction essentiellement du climat.

Les fronts de delta sont les zones où les courants fluviaux pénètrent dans la mer en

y déposant leur charge. C’est également le site où les particules sont reprises et dispersées par les agents hydrodynamiques du bassin. On peut y distinguer plusieurs variétés de subenvironnements, plus ou moins bien tranchés et développés selon les types de deltas:

– les chenaux de distribution, bordés de levées subaériennes prolongées vers le large par des levées immergées constituées de couches de sable fin argileux à débris végétaux;

– les barres d’embouchures, qui sont des bancs sableux formés en bordure externe des chenaux de distribution; les taux de sédimentation y sont les plus élevés de tout le delta et les dépôts sont soumis au remaniement permanent des vagues et des courants.

Les prodeltas sont les zones, essentiellement sous-marines, situées immédiatement à l’aval des barres d’embouchures et qui échappent à l’action des vagues ou des marées. Il s’agit de talus à fortes pentes constitués de dépôts beaucoup plus fins que ceux des barres d’embouchure. La stratification des sédiments y est le plus souvent oblique. On y trouve des vases intercalées de sablons argileux et pouvant renfermer une microfaune marine spécifique. Les prodeltas font place progressivement, vers le large, aux dépôts marins du plateau continental, de nature essentiellement argileuse, à faible taux de sédimentation et fortement perturbés par l’activité des organismes fouisseurs.

Structure des deltas

Dans la plupart des cas, la croissance des constructions deltaïques n’est pas continue mais cesse lorsque le cours d’eau, à la suite le plus souvent d’une forte crue, migre latéralement, entraînant la formation d’une nouvelle construction. Les deltas sont ainsi composés d’une série de lobes sédimentaires plus ou moins développés et imbriqués. C’est ainsi que le delta du Mississippi a construit sept lobes sédimentaires qui ont fonctionné successivement au cours des cinq derniers millénaires. Les deltas sont caractérisés par des cycles sédimentaires composés chacun d’une phase de constrution suivie d’une phase de destruction lorsque le lobe sédimentaire est abandonné. Outre cette migration latérale des constructions deltaïques, il en existe une autre, vers le large, qui est liée à l’enfoncement progressif du bassin de réception (phénomène de subsidence). La plupart des grands deltas mondiaux sont localisés dans des zones tectoniquement instables, dont la subsidence permet l’accumulation de très puissantes séries sédimentaires pouvant atteindre une dizaine de kilomètres d’épaisseur.

Au sein des séries géologiques, les deltas fossiles sont reconnaissables grâce à leur structure sédimentaire qui se présente le plus souvent comme une succession cyclique de séquences lithologiques. Les grands traits de cette structure sont étroitement liés au rapport qui existe entre les taux de sédimentation et les taux de subsidence. Si ce rapport est constant, le delta a tendance à s’édifier verticalement sur lui-même. Dans le cas où la sédimentation l’emporte sur la subsidence, on aboutit à des deltas multilobés latéralement: le delta a tendance à progresser vers le large en construisant une série de lobes plus ou moins superposés.

La progression d’un delta vers la mer (ou progradation) aboutit à la superposition, sur des sédiments de faciès franchement marin à la base (argiles du plateau continental), de sédiments de faciès de plus en plus littoraux et continentaux caractérisant les différents subenvironnements du delta (prodelta, front de delta, plaine deltaïque). La colonne sédimentaire caractérisant les deltas est ainsi constituée d’une alternance de sédiments très hétérogènes et très irrégulièrement stratifiés, reflétant à la fois des influences marines (argiles à microfaune marine) et continentales (sables de granulométrie très variable, débris végétaux). L’ensemble de ces particularités fait des deltas actuels et fossiles des sites très recherchés pour les gisements de charbon et, surtout, de gaz et de pétrole qui leur sont associés. En effet, plusieurs conditions nécessaires à la formation des hydrocarbures s’y trouvent réunies: de fortes épaisseurs de sédiments rapidement enfouis, la présence de matière organique de type humique, un gradient géothermique suffisant pour permettre les phénomènes de maturation, des roches alternativement poreuses (sables, grès) et imperméables (argiles). Ces accumulations deltaïques représentent également des formations propices au piégeage des hydrocarbures, car elles sont très souvent parcourues par des réseaux intenses de failles dites de croissance et présentent de très nombreux biseaux sédimentaires et des diapirs salifères ou argileux.

Parmi les principaux gisements pétrolifères liés à des deltas, citons ceux du golfe du Mexique, du golfe de Guinée, du bassin de la Mahakam (Indonésie) ou du delta du Mackenzie (Canada).

La formation de la plupart des deltas actuels est liée à la remontée du niveau marin, dite eustatique, qui a accompagné le réchauffement postglaciaire et à sa stabilisation le long des côtes actuelles il y a près de six mille ans. Mais qu’en était-il des deltas pendant la dernière période glaciaire et les périodes antérieures? Nous allons voir qu’il convient de les rechercher sous la mer, dans les zones situées à plusieurs milliers de mètres de profondeur.

2. Les deltas sous-marins profonds, ou «deep-sea fans»

Pendant les périodes glaciaires du Quaternaire et plus particulièrement pendant la dernière, le niveau mondial des mers et des océans se trouvait à une centaine de mètres plus bas qu’actuellement. De ce fait, les fleuves débouchaient au voisinage de la bordure du plateau continental et y déposaient leurs alluvions. Celles-ci, en position de déséquilibre gravitaire, étaient périodiquement entraînées, sous forme de courants de turbidité, le long du talus continental, le plus souvent par l’intermédiaire des canyons sous-marins, jusqu’au pied de la marge continentale, où elles s’accumulaient sous forme d’édifices de type deltaïque.

Ces appareils sédimentaires, connus sous le nom de deep-sea fans , ou éventails sédimentaires profonds, sont le plus souvent beaucoup plus étendus que les deltas continentaux. Ainsi, la superficie du delta continental du Rhône est-elle de 1 600 kilomètres carrés, tandis que celle de son deep-sea fan est de 72 000 kilomètres carrés; pour le Mississippi, cette superficie passe de 28 600 à 100 000 kilomètres carrés; pour le Gange-Brahmapoutre, de 91 000 à 3 000 000 de kilomètres carrés (soit plus de cinq fois la France).

Morphologie des deltas sous-marins profonds

La plupart des deltas de ce type, résultats d’une accumulation sédimentaire, présentent un profil général de forme convexe. Ils sont composés, de l’amont vers l’aval, de trois parties essentielles plus ou moins bien caractérisées et développées.

L’éventail supérieur est caractérisé par une vallée unique, ou chenal principal, prolongeant le plus souvent le canyon sous-marin qui a canalisé le long de la pente les sédiments nourriciers de l’éventail. Ce chenal est bordé de levées sédimentaires en général proéminentes (plusieurs dizaines de mètres) et dissymétriques. L’utilisation de méthodes bathymétriques précises révèle parfois que les chenaux présentent un profil transversal en forme de U, à l’intérieur duquel sinue un chenal dont le cours est très méandriforme et dont la largeur diminue progressivement vers l’aval (fig. 2).

L’éventail moyen est le domaine où le chenal se ramifie et où les levées s’estompent progressivement en même temps que la pente générale s’adoucit.

Dans l’éventail inférieur , les chenaux, de plus en plus rares, deviennent à peine perceptibles dans la morphologie et ne sont plus bordés de levées. Le profil général demeure convexe, mais les pentes deviennent très faibles et se raccordent insensiblement aux fonds horizontaux de la plaine abyssale.

Nature des dépôts et mécanismes de sédimentation

La nature et la répartition des sédiments constituant les différentes parties des deep-sea fans indiquent que les principaux mécanismes de dépôt qui régissent leur formation sont de type gravitaire. Il s’agit essentiellement de courants de turbidité, courants très chargés en particules cheminant au voisinage du fond le long de pentes même très faibles sous l’effet de la pesanteur. Les sédiments qui leur sont liés, ou turbidites, sont caractérisés par des alternances de matériaux de granulométrie très différente (sables, argiles) reflétant les phénomènes de décantation des particules transportées. Les dépôts gréso-marneux appelés flyschs, très répandus dans les affleurements géologiques, représentent d’anciennes turbidites. Glissements en masse et avalanches contribuent également à la formation des deep-sea fans. Quant à la sédimentation pélagique, elle n’intervient que très peu dans leur construction.

Le mécanisme de mise en place des sédiments par ces processus gravitaires rend compte de certains traits de la morphologie des deep-sea fans. Ainsi, dans les parties supérieures de ces appareils, les levées sédimentaires sont le résultat des débordements latéraux et du dépôt des particules les plus fines (argiles), alors que les parties les plus grossières (blocs, graviers, sables) se déposent dans l’axe des chenaux. En outre, les phénomènes d’avalanches peuvent être responsables du colmatage des chenaux ou de la dislocation des levées, provoquant ainsi les phénomènes de migration de chenaux qui modifient la distribution des flux sédimentaires nourriciers. Ces phénomènes peuvent également se produire lorsqu’il y a sapement puis rupture des levées par les courants de turbidité, à la faveur notamment de méandres des chenaux. On peut ainsi aboutir à des constructions sédimentaires adventives qui conduisent, comme pour les deltas continentaux, à des appareils multilobés.

Structure des deep-sea fans

La structure des deep-sea fans est connue grâce aux méthodes géophysiques (sismique réflexion, fig. 3 et 4) et aux forages. Elle peut dans certains cas être également observée sur le terrain grâce aux affleurements terrestres de deep-sea fans fossiles. L’unité fondamentale de cette structure est un «corps sédimentaire» de forme lenticulaire comportant une partie centrale dite à faciès chenal (formée des matériaux les plus grossiers), bordée de faciès dits levées se biseautant latéralement et formés d’alternances d’argiles et de silts. La structure d’ensemble des deep-sea fans résulte essentiellement de l’arrangement mutuel de ces corps sédimentaires et des variations de leur épaisseur.

Les trois grandes divisions morphologiques de ces appareils sont aussi caractérisées par des structures différentes. L’éventail supérieur est marqué par la superposition quasi parfaite des corps sédimentaires lenticulaires assez développés, ce qui explique les caractères morphologiques de ce domaine (chenal unique, levées proéminentes). L’éventail moyen est marqué par un étalement de ces corps sédimentaires, très bien développés, qui se chevauchent le plus souvent. Cette structure particulière traduit les phénomènes de migration de chenaux. Enfin, dans l’éventail inférieur, les corps sédimentaires, de très faible épaisseur et très mal définis, traduisent la ramification des chenaux et la dispersion des sédiments sur un très large front.

La croissance des deep-sea fans évoque celle des deltas continentaux. Outre l’accroissement latéral dû aux migrations de chenaux, il se produit également une progradation vers le large liée essentiellement aux phénomènes de subsidence. Ainsi, les parties supérieures de l’éventail recouvrent progressivement leurs parties moyennes puis inférieures. Cela se traduit par la superposition de couches de sédiments parfois épaisses d’une dizaine de kilomètres (deep-sea fan de l’Indus dans sa partie amont), très hétérogènes mais ordonnées en mégaséquences argilo-sableuses grâce auxquelles les deep-sea fans fossiles peuvent être reconnus quand ils sont à l’affleurement, ou en profondeur en utilisant certaines méthodes géophysiques (sismique réflexion, diagraphies). Ces particularités lithologiques font des deep-sea fans des sites très recherchés par les géologues pétroliers. Parmi les gisements liés à ces éventails, citons le champ de gaz de Friggs en mer du Nord et le champ pétrolier de Cazaux dans le bassin de Parentis.

Il apparaît en définitive que, si leurs mécanismes fondamentaux de sédimentation diffèrent, deltas continentaux et deltas sous-marins profonds présentent de grandes analogies dans leur morphologie, leur structure et leur évolution géologique. Cependant, leur période principale de construction apparaît alternée puisqu’elle est liée aux phénomènes eustatiques (variations du niveau de la mer), eux-mêmes dépendants essentiellement des fluctuations climatiques. Cela est nettement démontré pour le Pléistocène, où les périodes régressives (périodes glaciaires) sont propices à la construction des deep-sea fans, alors que les périodes transgressives comme l’actuelle (périodes interglaciaires) sont, sauf exception, essentiellement favorables à l’élaboration des deltas continentaux.