Version française abrégée
1 Introduction
La marge Sud-Provençale du golfe du Lion, Méditerranée occidentale (Figs. 1 et 2), correspond à une région sous l'influence des apports détritiques en provenance des canyons du Grand Rhône et de Marseille/Planier. Les dépôts associés à ces canyons s'organisent en rides sédimentaires asymétriques, qui longent en général le flanc droit des vallées. Coutellier [4] et Bellaiche et al. [1] suggèrent un contrôle direct des accidents profonds de la tectonique crustale d'âge Oligo-Aquitanien sur l'orientation est–ouest des canyons et des rides. En outre, l'asymétrie des rides est couramment attribuée à l'intervention de la force de Coriolis, qui favorise le développement des levées droites des canyons dans l'hémisphère nord [1,4]. En revanche, notre étude montre qu'un aspect commun à ces rides est le contrôle structural exercé par la tectonique salifère sur l'orientation des axes d'apport sédimentaire et sur l'asymétrie des rides elles-mêmes. Notre étude est basée sur la sismique réflexion multitrace et des forages pétroliers (puits de forage GLP1, GLP2 et Autan) et elle est réalisée dans le cadre du programme GDR « Marges golfe du Lion ».
Regional map of the western Mediterranean Sea (after GTOPO3O data, [10]).
Carte régionale de la Méditerranée occidentale (d'après les données GTOPO3O, [10]).
Location map of the study area, showing the deep-water depositional systems offshore Gulf of Lions.
Carte de localisation de la zone d'étude, illustrant les systèmes sédimentaires profonds au large du golfe du Lion.
2 La tectonique salifère dans le golfe du Lion
La zone d'étude se trouve dans la province extensive [6,7] de la tectonique salifère, au large de la marge Sud-Provençale (Fig. 3). Dans ce secteur, les failles listriques synthétiques (à regard vers le sud et/ou le sud–est) sont les traits structuraux majeurs au pied du talus et sur le glacis continental. La direction de ces failles est globalement perpendiculaire aux directions de pente du substratum anté-salifère [6]. Au sein des nappes gravitaires, les plans de failles SW–NE se relaient par recouvrement partiel [6], à l'exemple des modèles analogiques [7,11] (Fig. 3). On vérifie également un changement au niveau spatial et temporel dans le fonctionnement des failles listriques entre le Pliocène et le Quaternaire. Pendant le début du Quaternaire, le fonctionnement du système poursuit celui du Pliocène : l'extension se concentre à l'aval. Par la suite, lors des changements dans les aires de dépôt des unités quaternaires, le retrait des axes de transfert sédimentaire vers l'amont du système (la pente) provoque, au fur et à mesure de la migration, le remplissage successif des compartiments des failles distales. Ces failles distales deviennent progressivement inactives, tandis que l'extension migre vers le nord du système. Les failles proximales développent alors des escarpements de 30–50 m de dénivelé, entraı̂nant l'affaissement des compartiments des failles dans une morphologie « échelonnée » du fond sous-marin (Fig. 4).
Salt-structural and sedimentary map of the South Provencal margin, Gulf of Lions. In the area, sedimentation and salt tectonics are intimately related processes responsible for the configuration of the Marseilles and Grand-Rhone Quaternary deep depositional systems. The Marseilles and Grand-Rhone canyons/channels are inflected to the east under the effect of salt-induced bathymetric relief (listric fault scarps). The respective depocenters (the Marseilles and Grand-Rhone sedimentary ridges) are equally east–west disposed.
Carte des structures sédimentaires et des failles générées par la tectonique salifère au large de la marge Sud-Provençale du golfe du Lion. Dans ce domaine, les processus sédimentaires et le fonctionnement des structures majeures en relation avec la tectonique salifère sont à l'origine de la configuration des systèmes sédimentaires profonds quaternaires de Marseille et du Grand Rhône. Les canyons/vallées de Marseille et du Grand Rhône sont déviés vers l'est sous le contrôle des escarpements de failles listriques. Les dépocentres des rides sédimentaires de Marseille et du Grand Rhône montrent clairement une orientation est–ouest.
Set of interpreted dip-oriented seismic profiles (CEPM multichannel seismics) across the Marseilles and Grand-Rhone sedimentary ridges, South Provencal margin. Sections show salt-structural conditioning of both the Marseilles and Grand-Rhone canyons, confined along successively relayed Plio-Quaternary listric faults. See Fig. 3 for location.
Ensemble de profils sismiques (sismique multitrace CEPM) transverses à la ride de Marseille et celle du Grand Rhône, marge Sud-Provençale. Les coupes montrent le contrôle structural sur les canyons de Marseille et du Grand Rhône, dont les vallées sont confinées le long des failles listriques en relais. Voir la Fig. 3 pour la localisation.
3 Interaction entre tectonique salifère et sédimentation dans la construction des rides sédimentaires de Marseille et du Grand Rhône
La direction SW–NE et est–ouest de failles listriques dans le domaine sud-provençal a entraı̂né le détournement des vallées de Marseille et du Grand Rhône vers l'est. À la suite de ce détournement, les canyons entrent alors dans le domaine du réseau de failles listriques et seront toujours guidés par ces accidents salifères extensifs dans leurs trajets vers le bassin profond (Fig. 3). Les compartiments de failles proximales, caractérisés par des blocs étroits, en forme de « marche d'escalier », exercent un contrôle structural relativement faible, mais suffisant pour que les chenaux prennent une direction d'abord WNW–ESE. Vers le bassin profond, la direction des vallées, devenue finalement nettement est–ouest, est due à leur confinement le long de failles listriques qui délimitent les larges compartiments de failles en rotation (rollovers) du domaine du glacis continental. C'est donc le piégeage des vallées du Grand Rhône et de Marseille par la disposition en relais des failles listriques qui explique le tracé en « baı̈onnette » de leurs cours, comme on l'a cartographié dans cette étude (Fig. 3).
La ride de Marseille s'étend sur environ 90 km dans la zone d'étude et diminue progressivement en hauteur et en largeur vers l'est (Fig. 4). Nous observons des faciès sismiques de levée (litage régulier), sous forme de coins sédimentaires en éventail qui remplissent les compartiments de failles en amont de la vallée (Figs. 3 et 4B–G), le piégeage des dépôts de débordement (sur les flancs gauches) dans les rollovers empêchant le développement d'une morphologie de levée (Fig. 4). Sur l'autre rive, le développement de la levée droite est, au contraire, favorisé par sa mise en place sur des blocs de failles plus stables (Figs. 3 et 4B–G). La ride du Grand Rhône, de taille plus modeste que la précédente, semble cependant soumise à un double contrôle, à la fois structural et morphosédimentaire. Nos données montrent qu'une levée gauche borde également la vallée au nord, mais le développement de cette levée est entravée par la barrière topographique représentant la ride de Marseille, localement surdéveloppée (Figs. 3 et 4A–B). Ainsi, les sédiments les plus récents de la ride du Grand Rhône (série supérieure) doivent être considérés comme un système turbiditique classique à deux levées : au fur et à mesure que la topographie de la ride de Marseille s'adoucit vers l'est, on voit la construction progressive de la levée gauche du Grand Rhône et l'élargissement du système turbiditique (Figs. 3 et 4C–F).
Le contrôle tectonosédimentaire proposé des structures extensives salifères sur la construction de la ride de Marseille est différent de celui invoqué par d'autres auteurs pour expliquer l'orientation de la vallée et de la ride. Coutellier [4] et Bellaiche et al. [1] suggèrent un contrôle direct de la limite nord de la vallée par des accidents profonds de la tectonique crustale, tandis que le confinement des levées sur le versant droit serait induit par des « bombements salifères ». L'analyse de données sismiques a montré l'absence de failles crustales qui, traversant la série miocène, affecteraient le Plio-Quaternaire. En outre, les coussins et dômes de sel ne sont présents qu'au sud–ouest du cadre géographique de notre étude.
4 Conclusions
Le rôle de failles listriques peut être important lorsqu'elles se placent sur le chemin des axes d'apport sédimentaire, en modifiant ainsi le tracé des canyons et/ou des systèmes chenalisants. En dépit du caractère local de ces structures, la capture des axes d'apport sédimentaire entraı̂ne la déviation des matériaux détritiques et peut donc déterminer la localisation et/ou la configuration des dépocentres. La direction générale est–ouest des vallées du Grand Rhône et de Marseille/Planier est une empreinte directe de ces structures extensives de la marge Sud-Provençale. La modification dans la direction des cours des vallées du Grand Rhône et de Marseille est également accompagnée d'un changement dans la morphologie et la dimension de leurs dépôts latéraux de débordement, respectivement les rides du Grand Rhône et de Marseille. Par exemple, la construction préférentielle de la levée droite de la vallée de Marseille relève d'une situation structurale différente sur les deux flancs de la vallée, ceci étant également dû à la tectonique salifère. Les dépôts de débordement sur le flanc gauche de la vallée sont piégés dans les rollovers, crées par le jeu permanent de failles listriques, empêchant le développement d'une morphologie typique de levée. Par conséquent, la force de Coriolis n'est pas dans cette étude considérée comme le mécanisme responsable de la morphologie asymétrique des rides sédimentaires au large de la marge Sud-Provençale.
1 Introduction
Offshore the South Provencal margin, in the Gulf of Lions – Western Mediterranean Sea, the Marseilles and Grand-Rhone sedimentary ridges are directly related to turbidity currents that spill out of, respectively, the Marseilles and Grand-Rhone canyon/valley systems (Figs. 1 and 2). According to Bellaiche et al. [1], these ridges are a clear example of deep-water depositional systems, constructed during sea level lowering. The Marseilles and Grand-Rhone canyons exhibit a general east–west trend, approximately parallel to the South Provencal margin (Figs. 2 and 3). Both sedimentary ridges have been reported to be asymmetrical, as a result of preferential deposition on the right flanks of canyons. The most developed is the ridge flanking the Marseilles canyon. According to Coutellier [4], Oligo-Aquitanian basement faults would account for canyons trending east–west, and implicitly for the ridge orientation itself. The same author also argued that the southern limit of the Marseilles ridge was partially blocked by linear diapiric salt barriers. However, this scenario seems rather unlikely, as our data set shows that deep-seated faults do not affect the Plio-Quaternary sedimentary cover, nor do salt domes exist in this area (Fig. 3).
In this study, we use high resolution seismic profiling and exploration wells (Autan, GLP2 and GLP1) to identify salt-structural processes that have been poorly understood until now in the Gulf of Lions. We suggest that the Marseilles and Grand-Rhone canyon directions, as well as their ridges, are tectonically conditioned by salt-induced sea-floor relief.
2 Salt tectonics on the South Provencal margin
Plio-Quaternary salt-structural evolution of the Gulf of Lions was primarily controlled by gravity gliding–spreading over a Messinian salt detachment. Thin-skinned extension produced three main tectono-stratigraphic provinces [6,7], as identified on passive margin basins [2,3,5,8,9]: an uppermost Listric Fault Province, an intermediate Rigid Gliding Province and a lowermost Salt Dome Province. The Listric Fault Province is dominated by basinward-dipping faults and expanded stratigraphic wedges. Fault strike is dominantly parallel to subparallel to the shelf break. Downslope, the Rigid Gliding Province is characterized by a rather tabular salt layer, and the overlying sediments remain parallel to the top of the salt. In the Salt Dome Province, relative bathymetric lows between salt diapirs form local sediment thickenings.
Additionally, detailed structural and stratigraphic analysis of salt provinces indicate that thin-skinned extension offshore Gulf of Lions operates under the influence of: (a) basement topography below the salt layer, (b) thickness variations of the original salt basin, (c) volume of sediment input, and (d) time and space shifts of main depocenters [6]. The combination of all these factors resulted in a variety of structural styles documented in individual, and sometimes contrasting, salt-structural subsystems along the extensional zone: the South Provencal Domain, the Rhodanian Grabens Domain, the Pyreneo-Languedocian Sub-basin Domain, and the La Fonera Sub-basin Domain [6].
As elsewhere gulf-wide, overburden extension within the South Provencal domain created a characteristic assemblage of listric faults running parallel to subparallel to the strike of the continental margin. In the South Provencal domain, most of the Pliocene families of basinward-dipping faults remained unchanged and active all through the Quaternary. Fault surfaces are highly curved and form anastomosing relays. Updip, block compartments are narrow (1–2 km) while listric faults are as long as 20–50 km (Fig. 3). These proximal fault arrays remained active all through Plio-Quaternary deposition. Active faulting resulted in accentuated fault scarps up to tens of meters high, significantly impacting the sea-floor morphology (Fig. 4).
3 Salt–sediment interaction in the Marseilles and Grand-Rhone sedimentary ridges
Submarine valleys that cross the South Provencal subsystem strike in general east–west, consistently with the listric faults. Both the Marseilles and Grand-Rhone valleys underwent an abrupt deflection to the east, dictated by the near-floor effect of salt deformation (Fig. 3). Proximally, valleys were captured either by faulted-blocks movement or graben structures, while distally they were systematically confined along fault scarps (Fig. 3). Because growth faults are spatially configured in successive relays, confined palaeo-thalwegs jumped from a structural compartment to the next, forming a broad zigzag pattern, with a resultant east–west trend (Figs. 3 and 4). Locally, however, crustal structures have impacted the orientation of valleys, such as observed at the confluence of the Marseilles and the Planier canyons (Fig. 3). Here, the emerging valley turns to the left under the influence of deep Oligo-Aquitanian extensional faults running parallel to the margin, related to the basin-rifting phase (Figs. 3 and 4a).
As well as that, gravity-induced extension is directly responsible, not only for the orientation of submarine valleys, but also for the east–west configuration of the sedimentary ridge depocenters. Moreover, the salt-structural framework equally influenced the morphological pattern of overbanking deposits. On bathymetric and morphological profiles, both the Marseilles and Grand-Rhone ridges seem asymmetric, leading authors to assume that overflow deposition was biased to the canyons' right bank due to the Coriolis force [1,4]. But, in reality, from a detailed correlation of acoustic units and reflectors of the sedimentary Upper Series (Upper Quaternary), we observed that overflow deposits did occur on both sides of the Marseilles and Grand-Rhone valleys. Along the Marseilles valley, ridge development is indeed only observed on the canyon right flank. However, this asymmetry is not hydrodynamically dependent, but salt-tectonically imposed. The Marseilles valley left flank is bordered by closely spaced active growth faults, where associated block rotation contributed to create space accommodation for overbanking deposits. Under these conditions, leftside overflow sediments were structurally organized as expanded stratigraphic wedges, recognized by landward diverging reflectors in seismic sections in Fig. 4. As a consequence, a typical external levee morphology could not develop (Figs. 4B–G). On the other hand, overbanking deposition is neatly organized as a sedimentary ridge along the Marseilles valley right flank, favored by larger and more stable block compartments. As for the Grand-Rhone ridge, morphological asymmetry is not omnipresent. Proximally, the left levee construction was inhibited by a local buttress provided by the prominent Marseilles sedimentary ridge, up to about 600 m high. Accretion then occurred preferentially on the valley right flank (Figs. 4A and B). Eastwards, as the Marseilles ridge topography progressively degraded, overflow sediments were able to deposit on both flanks of the Grand-Rhone valley. Overflow deposition on the valley right flank built up the so-called Grand-Rhone ridge. At the same time, left flank levee deposition gradually onlapped the Marseilles ridge and both sedimentary units merged as one single morphological feature (Fig. 4B–G).
4 Conclusions
The structural confinement of both the Marseilles and the Grand-Rhone submarine valleys is a striking example of how salt tectonics can condition the arrangement of sediment transport systems and their associated depocenters.
Both the Grand-Rhone and Marseilles submarine valleys strike east–west, i.e. parallel to listric fault trends. The near-floor effect of salt-related deformation impacted sea-floor morphology of the Provencal continental rise by creating bathymetric reliefs that captured and guided canyon directions. In spite of the local character of such a tectonic control, it also defined the orientation of associated deep sedimentary systems (sedimentary ridges). Here, the salt-tectonic control over the configuration of the deep depositional system is clearly expressed in the present-day seafloor morphology by sedimentary ridges disposed parallel to tectonic lineaments.
The asymmetric morphology of the Marseilles and Grand-Rhone ridges is also salt-tectonically conditioned. Active listric faulting generated space accommodation for overflow deposits, which prevented the development of typical levee morphology, notably along the Marseilles left flank. Consequently, we do not invoke the Coriolis force as a fundamental mechanism for ultimate ridge asymmetry.
Acknowledgements
We are specially grateful to the CEPM – ‘Comité d’études pétrolières marines' (Total-Elf, IFP – ‘Institut français du pétrole’) for kindly providing most of the multichannel seismic profiles used in this paper. This work also depended on bathymetric data released by IFREMER-Brest, France. CNPq-Brazilian National Agency of Science and Technology funded the first author. We would like to thank GDRMarges (Groupe d'étude et de recherche des marges), the Laboratory of Tectonics (‘Université Pierre-et-Marie-Curie, Paris-6’ – URM 7072) where the first author conducted his doctoral research, and the Marine Geology Research Group, URM 17 – ‘Université de Lille-1’, for financial support for scientific meetings.