De nouvelles données de sondeur multifaisceaux de haute qualité permettent de décrire la zone située entre le Petit Banc des Bahamas) et le Blake Plateau (Leg 1) et la zone située entre l'embouchure d'Exuma Sound et la pente de San Salvador (leg 2).

Généralités sur les canyons géants

La mission Carambar 2 a permis la caractérisation de canyons géants ; Great Abaco et Little Abaco, Exuma, Great Bahama (Mulder et al. 2017a ; 2018 ; Recouvreur et al., 2020). Ces canyons, dont la longueur est supérieure à 150 km. Ils sont tous d'extension parallèle à la bordure de plate-forme car alignés sur des accidents structuraux profonds hérités probablement de la rupture du mégabanc carbonaté au Mésozoïque. Ils sont alimentés essentiellement par leurs flancs, soit par des glissements (Great Abaco), soit par des turbidites de boue, soit encore par des bioclastes évacués probablement par le phénomène de chasse tidale (Exuma, Little Abaco, Great Bahama. Le canyon d'Exuma a construit un grand système chenal levée de forme lobée, s'étendant sur une cinquantaine de km dans lequel les sédiments grossiers, bioclastiques, déposés par des événements gravitaires durant les périodes de haut niveau marin sont intercalés avec des argiles terrigènes apportées par les courants (voir étude ci-dessous). Des systèmes de dépôts se sont mis en place au débouchée de ces canyons. Celui au débouchée de Great Abaco Canyon est essentiellement boueux mais celui au débouché d'Exuma Sound semble plus bioclastique (voir étude détaillée infra). En outre les données sismiques sur Great Abaco Canyon suggèrent un âge récent du canyon (post-Miocène moyen). Cet âge récent nécessite une meilleure connaissance des processus d'édification de la plate-forme et des canyons comme Grand Bahama Canyon) pour confirmer un tel âge. L'analyse des données sismique recoupant le canyon de Grand Bahama devrait apporter des réponses quant au début de fonctionnement du canyon et son contrôle structural potentiel.

Leg 1

La reconnaissance effectuée durant le Leg 1 révèle la morphologie d'un canyon géant long de 135 km, le Canyon de Great Abaco Canyon (CGA ; Figs. 1 et 2) et ses principales caractéristiques. L'axe principal du canyon s'étend parallèlement à la marge. Son tracé montre plusieurs knickpoints et des plunge pools. Le knickpoint le plus important est souligné par un changement important de la pente du thalweg. Le dernier permet l'ouverture sur le Blake basin. La morphologie de sa tête forme un vaste réceptacle mais ne représente pas la source principale actuelle en sédiments (Fig. 3A). Le matériel apporté par le système de petits canyons du Petit Banc des Bahamas (PBB) n'atteint pas cette zone où seuls des linéaments apparaissent sont lié à la circulation du courant des Antilles (Fig. 4B). On y observe également de rares cicatrices de glissement . L'essentiel des apports provident des flancs du canyon (Fig. 4C). Au nord, des canyons affluents drainent les dépôts contouritiques qui forment un large plateau (Blake Plateau) surmontant la plate-forme ennoyée. En outre, ce plateau contouritique montre des glissements transrationnels dont les dépôts s'accumulent à la base du flanc nord du canyon, formant une accumulation dissymétrique de débris dans le canyon. Une autre source de sédiments est formée par deux grands affluents qui connectent directement le CGA à la pente supérieure du PBB. Les profils Très Haute Résolution Chirp suggèrent la présence de levées turbiditiques sur les bords de ce chenal tributaire et par conséquent une potentielle activité turbiditique. Un lobe chenalisé s'est construit à son embouchure (Figs. 2 and 4A). Le canyon de petit Abaco (PAC) montre des morphologies similaires au CGA mais avec une taille moindre. Cependant, ce canyon semble plus actif en termes de transport sédimentaire. De petits gullies et lobes rejoingnent le canyons (Fig. 3B). Des canyons qui drainent la pente du PBB montrent des structures sédimentaires d'aspect récent (sediment waves ; Fig. 4D) suggérant des processus sédimentaires actifs. Ces structures sédimentaires sont constituées de sable carbonaté propre avec des organismes vivant à faible profondeur d'eau suggérant une alimentation directe depuis la bordure de plate-forme carbonatée. En termes de taille et de morphologie, le CGA est comparable aux grands canyons en domaine silicoclastique. Son originalité vient du fait qu'il est situé en domaine exclusivement alimenté par des sources carbonatées. Une synthèse des processus agissant dans les canyons PAC et GAC est présentée sur la figure 5.

Fig. 1 : Carte de la bathymétrie multifaisceaux EM 122. Leg 1 (Mulder et al., 2017).

Figure 2 : vue 3D du débouché des canyons de Grand et Petit Abaco (GAC et GAC, resp.) dans la plaine abyssale, après le passage du Blake Bahama Escarpment.

Fig. 3 : Tête du Great Abaco Canyon (A) et petits lobes latéraux (B) (Mulder et al., 2017).

Fig. 4 : Lobe à l'embouchure de Little Abaco Canyon (A; Recouvreur, 2020), Furrows dans la tête du Great Abaco Canyon, Glissements sur les flancs du Great Abaco Canyon (C; Mulder et al., 2017), Sediment waves sur les petits lobes latéraux au Great Abaco Canyon (D).

 

La synthèse entre les missions Carambar 1 (Leg 2) et Carambar 2 permets d'effectuer un inventaire des processus gravitaires de transfert de sédiment depuis la plate-forme jusqu'au bassin profond (Fig. 5).

Fig. 5 : Vue 3D des processus actifs sur le nord du Great Bahama Bank et principaux transferts sédimentaires.

 

Leg 2

La reconnaissance effectuée durant le leg 2 détaille la zone sud d'Exuma Sound, et sa jonction non explorée vers la plaine abyssale de San Salvador (Fig. 6). La zone est limitée par le Bahama Escarpment (BBE) entre l'île de San Salvador et Samana Cay. Cette zone est appelée ici la plaine abyssale de San Salvador (PASS). La transition vers la plaine se fait par le Crooked Island Passage (CIP), situé entre les îles de Crooked, Long, et Conception et entre, Rum et Samana Cays. Encore une fois de manière inattendue dans un environnement carbonaté, la nouvelle cartographie révèle en détail la morphologie d'une vallée géante formée par des écoulements gravitaires générés dans Exuma Sound. Dans Exuma, à cette source s'ajoutent de nombreuses ravines sur la pente et des petits affluents qui drainent la pente supérieure du CIP. Cette vallée appelée canyon d'Exuma commence par un système perché avec une faible sinuosité caractérisée par la présence de nombreuses constrictions en relation avec la présence de plusieurs plate-formes ennoyées et des knickpoints à l'embouchure de tributaires. La vallée se transforme abruptement en un canyon fortement incisé comparable au grand canyon du Colorado, par l'intermédiaire de deux knickpoints majeurs avec des dénivelés important dépassant plusieurs centaines de mètres de haut et formant une changement topographique total de 1600-1800 m. La transformation soudaine de la vallée large en un canyon profond est marquée par la présence de dépressions sous-marines de très grande taille formées par dissolution des carbonates par des mouvements ascendants de fluides chargés en sulfates, puis préservées par l'action érosive des écoulement gravitaires (voir infra). Les écoulements très énergétiques, chenalisés par le canyon étroit et très incisé ont formé à l'embouchure avec la plaine abyssale un large chenal sous-marin avec une levée bien développée, constitué de couches de dépôts gravitaires constituées de carbonates grossiers, interstratifiés avec des boues siliciclastiques fine constituée d'argiles apporté par le Western Boundary UnderCurrent.

Fig. 6 : Carte bathymétrique multifaisceaux EM 122 de la zone à l'embouchure d'Exuma levée pendant le leg 2 (Mulder et al., 2018).

 

Morphologie et faciès de c?ur d'un système turbiditique moderne

 

La bathymétrie multifaisceaux de haute qualité, la réflectivité, les données de carottes et les profils sismiques 2D à très haute résolution (VHR) collectés lors de la campagne Carambar 2 le long du système Exuma Sound-San Salvador de Great Bahama Bank (GBB) constituent un ensemble de données exceptionnel qui peut être utilisé pour étudier les morphologies, les faciès sédimentaires, les processus de transfert, la géométrie et l'évolution d'un système confiné à un système non confiné à une profondeur d'eau de 2000 à 5000 m dans les milieux carbonatés modernes. L'interprétation des faciès superficiels et la distribution des faciès acoustiques et des échofaciès présentent une importante variété de faciès et de processus ainsi que pour les données pénétratives (Fig. 7).

De plus, un workflow unique a été créé mélangeant les faciès bathymétriques, acoustiques, les faciès de carottes et les faciès d'échosondeur afin de prédire la distribution des faciès et les propriétés rencontrées dans le système carbonaté profond. Nous ne présentons ici que les faciès lithologiques et leur corrélation avec les données acoustiques.

Fig. 7: Faciès lithologiques dans les carottes (Polard-Taine et al., subm.; Polard-Taine, 2023).

Cartographie des faciès sédimentaires

La cartographie des faciès sédimentaires sur la carte de réflectivité a été réalisée à l'aide de la classification des faciès (Fig. 8). Dans l'axe du canal d'Exuma, toutes les carottes présentent des valeurs de net to gross > 0,5 avec des lits sableux de 15 cm à 1 m de faciès F.2 à F.7 correspondant à un écoulement gravitaire de haute densité (sensu Mulder et Alexander, 2001), aux termes Ta/ b de Bouma (1962), F3 à F8 de Mutti (1992), et B1/E1 de Busson (2018). Dans la zone proximale du chenal d'Exuma, des faciès boueux et sableux sans granoclassement sont présents, incorporant des clastes de plate-forme ou de pente qui ont été interprétés par Busson (2018) comme résultant d'un glissement de grande taille.

Fig. 8 : Carte de réflectivité avec superposition des faciès lithologiques (Mulder et al., 2018).

 

Géométrie et évolution d'un système de dépôt carbonaté profond

Les données sismiques 2D haute résolution collectées lors de la mission Carambar 2 et les puits collectés lors du programme ODP et du projet de forage des Bahamas ont été utilisés pour décrire et cartographier le vaste système turbiditique carbonaté Néogène - Quaternaire sur la marge windward au travers du système de dépôt Exuma - San Salvador (Fig. 8). Les données révèlent un complexe turbiditique géant de 400 km de long dans lequel se sont accumulés plus de 600 m de sédiments en ± 12 Ma, à des profondeurs d'eau allant de 1000 et 5000 m. Les chenaux/digues empilés et les lobes sédimentaires représentent en moyenne 150 m d'épaisseur de sédiments. L'analyse des sismo-faciès a permis de mettre en évidence un large catalogue de géométries de de chenal-levées et de processus sédimentaires allant des débrites aux dépôts gravitaires de faible densité. La stratigraphie sismique à haute résolution a permis d'identifier trois unités sismiques et huit sous-unités du Tortonien inférieur au présent. Un lien stratigraphique robuste a pu être établi entre la plate-forme et la marge leeward (Exuma Sound) qui présente principalement une base de système de slope apron.

De plus, une stratigraphie commune est établie entre les marges windward et leeward du Great Bahama Bank et la plate-forme, permettent la définition de sept intervalles remarquables en termes de géométrie, d'accumulation et de faciès (Fig. 9). La description et la comparaison de la morphologie, de la stratigraphie et de l'évolution des faciès de ces intervalles montrent une importante dissymétrie entre les deux marges. 1. une pente windward ou leeward peut présenter d'importantes variations dans le temps en termes de morphologie, de faciès et d'accumulation ; 2. Les systèmes windward et leeward sont globalement dissymétriques ; 3. Leur réponse stratigraphique diffère largement selon un même facteur déterminant ; 4. L'étude et la compréhension d'un système carbonaté est possible grâce à l'intégration de multiples paramètres dont certains sont très rarement pris en compte. Ils ont une influence majeure comme le contrôle de la relation spatiale entre la source des sédiments carbonatés et le système gravitaire de pente carbonatée, et enfin la nature de l'escarpement de la plate-forme, qu'il soit hérité, érosif ou tectonique et la présence de courants de contour.

Fig. 8 Modèle conceptuel illustrant l'évolution de la plate-forme depuis le GBB jusqu'au système d'Exuma du Tortonien au Quaternaire. A. Mid Pléistocène¿ Pléistocène sup. : système attaché de haut de pente. B. Pliocène sup. -  Pléistocène inf. : système détaché de haut de pente. C. Pliocène inf. : ennoiement et système détaché. D. Messinien : système détaché sur une pente en érosion et en by pass. E. Tortonien : Système attaché et accumulation en bas de pente.  F. Diagramme de Wheeler du Tortonien au Quaternaire (Polard-Taine et al., subm.; Polard-Taine, 2023).

 

Fig. 9 : Corrélation en termes de stratigraphie séquentielle entre la plate-forme et les marges marges leeward ¿ windward à travers le Grand Banc des Bahamas, calibré à la courbe des variations de niveau marin (Miller et al., 2011) (Polard-Taine et al., subm.; Polard-Taine, 2023).

 

Les dépressions sous-marines à l'embouchure des canyons et au pied du BBE

Les dépressions sous-marines (Fig. 10) sont des structures communes sur le fond marin oriental des Bahamas, mais la genèse des plus profondes (> 4000 m de profondeur d'eau) n'est encore pas bien comprise. Nous avons procédé à une analyse morphométrique et les avons comparées à une base de données mondiale de dépressions, quelle que soit leur genèse. Les dépressions profondes des Bahamas sont de grandes structures allongées, parmi les plus grandes sur Terre, d'une largeur supérieure à 1000 m et d'une profondeur parfois supérieure à 200 m. Elles s'étendent au pied de l'escarpement de Blake Bahama (BBE), l'un des plus hauts escarpements sur Terre (Fig. 11). Certains d'entre eux s'alignent parallèlement au BBE. D'autres dépressions s'alignent le long des axes des canyons sous-marins. Lorsqu'elles sont alignées le long des axes des canyons, les dépressions les plus proches de la tête du canyon sont suivies d'un haut topographique interprété comme un dépôt de rupture de pente, c'est-à-dire des sédiments déposés après l'expansion de l'écoulement à la suite d'un ressaut hydraulique. Les courants de turbidité dans ces canyons carbonatés ne sont pas des processus permanents, mais sont plutôt déclenchés lors des hauts niveaux marins relatifs lorsque la plate-forme carbonatée est inondée. De plus, certaines dépressions ne sont pas situées dans les axes des canyons. Par conséquent, la taille et l'emplacement des dépressions ne s'expliquent probablement pas par une simple érosion mécanique en bassin profond. Nos données suggèrent plutôt que toutes les dépressions pourraient être initiées par des structures géantes de dissolution hypokarstique (dolines ou gouffres). Notre interprétation montre que ceux situés dans les axes des canyons sont sporadiquement rafraîchis par des courants de turbidité chargés en carbonates. La hauteur des escarpements géants marquant le recoupement du BBE par les canyons génère un ressaut hydraulique permettant le dépôt de sédiments au fond de la dépression. Les grandes dépressions observées à cet endroit aux Bahamas sont donc le résultat d'une phase de dissolution initiale liée au retrait du BBE et à l'activité plus récente d'écoulement chargé en sédiments. Les dépressions orientées selon les axes des canyons ont facilité l'érosion régressive qui a formé les canyons. À l'heure actuelle, les dépressions situées à l'embouchure du canyon agissent comme des plunge pools.

 

Fig. 10 : Cartographie des dépressions géantes à l'embouchure du Canyon de Petit Abaco (Mulder at al., 2022).

Fig 11 : dépressions sous-marines à l'embouchure du canyon et au pied du BBE (Mulder at al., 2022).