Cours de Géologie

Milieux de Sédimentation

1 PARAMETRES D'UN MILIEU DE DEPOT

Au cours de la sédimentation, les facteurs physiques, chimiques et biologiques interviennent d'une façon conjointe: cette interdépendance rend difficile leur étude systématique.

1.1 Agents de Transport

a)Principaux agents

agents de transport

Figure 2-1: Principaux agents de transport

b) Caractéristiques physiques de l'agent

La densité, la viscosité et la vitesse de l'agent de transport déterminent la forme de l'accumulation sédimentaire (corps sédimentaire), et la texture du sédiment (taille, surface, agencement spatial des grains, figures de courant...) Schématiquement:

    * vitesse forte : pas de dépôt

    * vitesse faible: décantation, lamination

    * viscosité faible: courant de traction, éléments classés

    * viscosité forte: coulée de débris, éléments en vrac.

c) Recherche de l'agent dans un sédiment ancien.

On cherche à reconnaître l'agent qui a transporté les éléments dans un milieu de sédimentation ancien à partir des caractères (facies) du dépôt. C'est un exercice difficile qui permet néanmoins de reconnaître un milieu aérien ou aquatique.

Exemple: comment faire la distinction entre dunes éoliennes, produites par le vent en milieu aérien, et les dunes hydrauliques, formées par un courant d'eau en milieu aquatique? On étudiera les caractères du sable formant l'accumulation dunaire ancienne, à savoir:
* l'état de surface des grains de quartz: les grains transportés par le vent montrent des traces de choc de haute énergie; leur surface prend un aspect dépoli; * l'orientation des plans de litage: la variance est plus grande pour un dépôt éolien;
* l'inclinaison des litages est plus forte dans un dépôt en milieu aérien (force de frottement plus grande entre les grains);
* le rapport hauteur/longueur d'onde des rides de courant sur la dune qui sont plus serrées dans le cas du vent,
* le type de fossiles et de traces biologiques observées.

Néanmoins aucun de ces caractères n'a une valeur définitive; les transformations diagénétiques faisant passer le sédiment à l'état de roche modifient les caractères d'origine: la corrosion chimique altèrent la surface des grains, la compaction change la forme des structures sédimentaires, les restes biologiques peuvent avoir été remaniés...Dans bien des cas le doute demeure quant à la nature exact du milieu de dépôt d'un sable ancien.

1.2 Profondeur d'un milieu de dépôt aquatique

La profondeur de l'eau est accompagnée des variations de l'énergie du milieu, de son potentiel redox (oxygénation), de la composition minéralogique du dépôt (néoformation de certains minéraux, teneur en carbonates...), de son contenu biologique, lui-même fonction de la lumière, l'oxygénation et la salinité. Dans un milieu ancien on ne pourra estimer la profondeur du dépôt que d'une façon indirecte, à partir des caractères physiques, chimiques et biologiques des sédiments.

a) estimation de l'énergie

En général, l'énergie hydrodynamique (agitation de l'eau) règnant dans un milieu diminue quant la profondeur augmente. En surface, le mouvement des vagues et les courants créent une agitation constante de l'eau: l'énergie est forte. En profondeur, l'agitation est faible, les sédiments décantent lentement. On admet qu'en mer, les vagues font sentir leur effet juqu'à une profondeur d'une centaine de mètres, peut-être plus, pendant les tempêtes. Selon la théorie d'AIRY, l'amplitude d'une vague est fonction de sa longueur d'onde. Néanmoins, l'hydrodynamisme peut être important à plus d'un millier de mètres de profondeur: le long des marges continentales, les courants marins de contour forment des rides de courant sur le fond; les courants de turbidité déplacent d'énormes volumes de sédiments en suspension au pied des talus continentaux.

La texture et les structures sédimentaires sont des indicateurs d'énergie et non de profondeur s.s.

* énergie très forte: pas de dépôt; figures d'érosion sur le fond,

* énergie moyenne: accumulation de sédiments sous forme de corps sédimentaires irréguliers (dunes, rubans sableux), rides de courant; sédiments grossiers (galets, graviers, sables)

* énergie faible: accumulation sous forme de corps sédimentaires réguliers; sédiments fins laminés.

Les exceptions sont nombreuses: des courants rapides peuvent déposer des sables en lamines régulières sur un fond plat (lamines de haut régime d'écoulement); les courants de turbidité de haute énergie déposent des corps sédimentaires étendus et réguliers.

b) Utilité des fossiles et des traces fossiles

L'état de conservation des fossiles donne une indication sur l'hydrodynamisme du milieu de dépôt. Des fossiles fragiles délicatement conservés (fins tests de foraminifères, articles de crinoïdes en connexion...) témoignent d'une énergie trés faible. En revanche, des coquilles cassées et classées sont caractéristiques d'un milieu agité. Leur orientation indique l'intervention d'un courant tracteur. Les traces de locomotion laissées sur le fond par un organisme correspondent à un milieu calme; l'absence de traces d'activité biologiques indique souvent un milieu agité: les organismes non fixés ne peuvent pas s'installergénéralement, les traces biologiques sont remplacées par des traces mécaniques produites par le courant.

La nature des fossiles peut être également un bon indicateur du milieu où les organismes ont vécu, et donc de celui où leurs restes se sont déposés s'il n'y a pas eu transport latéral. La présence d'algues est liée à la photosynthèse, donc à la lumière de la zone photique, quelques dizaines de mètres de profondeur au maximum. Les coraux, contenant pour la plupart des algues symbiotiques, ne se développent généralement que dans la zone photique. Certaines espèces de foraminifères benthiques actuels ne se rencontrent qu'à des profondeurs déterminées: on peut généraliser les conclusions aux espèces voisines fossiles.

Le problème principal rest néanmoins de savoir si les restes trouvés correspondent à des organismes ayant vécu sur place. Les courants de turbidité peuvent disperser les coquilles de la plate-forme littorale dans les plaines bathyales océaniques. En l'absence de restes organiques, les traces d'activité peuvent se montrer trés utiles. Des traces sont laissées par des organismes vivant à faible profondeur (plage, plate-forme littorale), d'autres à des profondeur plus grandes (bassin océanique). Des assemblages de traces caractéristiques ont pu être corrélées avec la profondeur.


Figure 2-2 : Répartition des traces d'activité en milieu marin selon SEILACHER. Dans la zone tidale, les organismes fouisseurs creusent des terriers en U (comme celui de l'annelide actuel du genre Arenicola) et se nourissent de suspension. Sur la plate-forme, on trouve les terriers également en U mais d'animaux se nourissant de la matière organique du sédiment. Plus profondément, les terriers des animaux fouisseurs sont plus complexes .

c) Liaison profondeur-anoxie

Le teneur en oxygène de l'eau diminue généralement avec la profondeur si le corps d'eau n'est pas intensément brassé.


Figure 2-3: Teneur en gaz dissous dans la Mer Noire. La teneur en O2 décroit avec la profondeur; elle est nulle au-delà de 200 m; sa diminution à la surface est due au métabolisme du plancton. Le sulfure d'hydrogène et le méthane sont produit par la décomposition bactérienne de la matière organique des sédiments du fond.

Les zones profondes et calmes sont pauvres en oxygène (anoxie). Cependant, une agitation, même temporaire, de l'eau apporte de l'oxygène de la surface: c'est le cas des tempêtes, des courants profonds, des courants de turbidité. Certains corps ne peuvent se former ou s'accumuler qu'en milieu anoxique: la matière organique est fermentée par les micro-organismes et produit des sulfures et du méthane.

d) Profondeur de compensation des carbonates

Le carbonate de calcium est dissous en profondeur; il n'y a plus de carbonate dans les mers actuelles au delà de 5400 m de profondeur. Les tests calcaires de foraminifères issus du plancton sont dissous et ne laissent plus de trace dans le sédiment. La profondeur de compensation des carbonates (Carbonate Compensation Depth ou CCD) varie selon les mers actuelles, à plus forte raison pour les mers anciennes. Néanmoins on peut toujours affirmer qu'un sédiment carbonaté ne s'est pas formé à grande profondeur: c'est le cas de la craie constituée de test calcaires de micro-organismes planctoniques.

e) Structures de glissement

Un sédiment qui glisse sur une pente se déforme est acquiert des structures particulières, les structures de glissement, dont les slumps sont les plus représentatifs. Ces structures sont préservées ensuite dans la roche. On estime qu'une pente minimale de 1°30 est nécessaire pour permettre un glissement. La présence de slumps dans une couche permettra d'estimer grossièrement la pente ancienne (paléopente) et indirectement la profondeur minimale d'un bassin d'accumulation.

f) figures indiquant une mise à l'air libre.

Les fentes de dessication, les traces de gouttes de pluie, les traces de locomotion de vertébrés terrestres (comme les traces de pas de dinosaures, au Secondaire, et celle d'australopithèques au Quaternaire), témoignent d'une mise à l'air du sédiment meuble. Les traces d'activité algaire, ou stromatolites, sont assez caractéristiques des zones intertidales. De nombreuses formes d'érosion ne se produisent qu'en milieu aérien (fragmentation des roches par variations de température, galets éolisés par exemple). Les altérations donnant naissance aux sols et aux croûtes calcaires ne peuvent se produire qu'en milieu continental.

g) Rapports brome/chlorures dans les évaporites.

La quantité de brome dans l'eau de mer augmente en fonction de la profondeur si la masse d'eau est immobile. Les roches produites par précipitation des sels de l'eau, ou évaporites, contiendront une quantité de brome qui dépendra de la profondeur de formation. Cette méthode a apporté des arguments à l'hypothèse qui suggère que les évaporites anciennes ne résultent pas toutes de l'évaporation superficielle d'un volume d'eau mais peuvent être également précipitées au fond de bassins marins sursalés.

1.3 Action de la température

Son action est multiple. Elle agit d'abord sur la solubilité de nombreux corps. En général, les minéraux sont plus solubles à chaud, néanmoins, c'est l'inverse pour le CO2 et les carbonates: les carbonates précipitent quand la température s'élève. La température conditionne également l'état physique de l'eau: glace , liquide transporteur, vapeur accompagnée de la précipitation des corps en solution (évaporites). D'une façon générale, elle agit sur la vitesse des réactions chimiques: son rôle est particulièrement important dans les phénomènes d'altérations.

Plusieurs méthodes permettent d'évaluer les températures règnant dans les milieux anciens (paléotempérature). La composition de la faune et de la flore donne de bonnes indications pour les périodes récentes: des restes d'hippopothames dans un dépôt quaternaire indiquent un climat chaud, ceux de rennes, un climat froid. Il faut que le sédiment contienne des restes fossiles, que les espèces identifiées soient identiques ou voisines des espèces actuelles, et qu'elles aient des exigences écologiques définies. La couleur du sédiment peut apporter quelques renseignements sur les dépôts continentaux: les dépôts sont plutôt rouges en climat tropical (fer à l'état ferrique), ils sont plutôt gris en climat froid où les réactions d'oxydation sont plus lentes. Certains minéraux ne se forment que dans des conditions de température particulière: le sulfate de calcium précipite à l'état de gypse pour une température inférieure à 25°C, à l'état d'anhydrite pour une température supérieure.

D'autres caractères sédimentologiques peuvent avoir une utilité: l'accumulation de moraines, les roches striées indiquent le passage d'un glacier, donc un climat froid; les évaporites pour se former demandent une forte évaporation, donc un climat chaud.

Une méthode précise mais plus délicate à mettre en oeuvre est celle des isotopes de l'oxygène. Au cours de l’évaporation d’un corps d’eau, le départ de l'isotope léger est favorisé par rapport à l’isotope lourd. Le rapport 18O/16O sert donc de (paléo)thermomètre. On dose ainsi les carbonates marins, en particulier ceux des coquilles mais aussi les dépôts continentaux. On a pu mettre ainsi en évidence de grandes fluctuations climatiques au cours des temps géologiques.


Figure 2-4: Variation isotopique de l'oxygène contenu dans les tests d'un foraminifère planctonique dans une carotte de sédiment du Pacifique équatorial. La teneur en isotope 18 est exprimé par rapport à un standard international, le PDB .



1.4 Paramètres chimiques

Ils dépendent des paramètres physiques comme la température et la profondeur; ils conditionnent les facteurs biologiques.

a) Potentiel d'oxydo-réduction (Eh)

Eh des milieux sédimentaires:

* Eh > 0 : milieux oxydants en contact avec l'air: milieux aériens, milieux aquatiques superficiels ou agités

* Eh < 0 : milieux réducteurs, à l'abri de l'air: milieux aquatiques calmes, eaux stratifiées, sols hydromorphes.

Le potentiel d'oxydo-réduction régnant dans le milieu de dépôt agit sur l'intensité de l'activité biologique, sur l'état d'oxydation de certains éléments (fer, manganèse...), sur l'évolution de la matière organique. L'Eh agit sur la nature des espèces vivantes et sur l'abondance des individus. En milieu réducteur, pauvre en oxygène (anoxique), la faune est rare, les espèces sont adaptées aux conditions défavorables, les bactéries réductrices contribuent à l'abaissement de l'Eh. Les minéraux à base de fer sont des oxydes ferriques (Fe+++) en milieu oxydant, des oxydes, carbonates et sulfures à fer ferreux (Fe++) en milieu réducteur. La couleur du sédiment varie du rouge ou jaune (oxydant) au vert-gris (réducteur). Les restes organiques disparaissent par oxydation pour un Eh>0; ils sont conservés, s'accumulent et sont réduits en hydrocarbures et carbone en Eh négatif: le sédiment est noir.

b) Acidité ou basicité du milieu (pH)

Un milieu de sédimentation est généralement proche de la neutralité: son pH est compris entre 6 et 8. Il existe des milieux particulièrement acides comme les tourbières (pH voisin de 5) ou basiques comme les lacs sodiques du grand Rift africain (pH > 9). Certains minéraux comme la calcite et la silice, sont sensibles au pH qui agit sur leur solubilité.

Dans l'eau de mer:

    * la calcite précipite en totalité pour pH > 8; elle est dissoute aux pH inférieurs

    * la silice précipite en grande partie pour pH < 7.

Figure 2-5: solubilité de la silice amorphe et de la calcite dans l'eau de mer à 20°C.

On voit que ces deux minéraux ne sont généralement pas simultanément en équilibre avec leur environnement chimique dans un même sédiment; s'ils coéxistent, l'un a toujours tendance à se substituer à l'autre. Dans les grès à ciment calcaire, les grains de quartz sont trés souvent corrodés par le ciment calcitique. La nature du sulfure de fer dépend également du pH. La marcasite se forme préférentiellement en pH acide (c'est le cas des marais houillers); la pyrite se forme en milieu basique comme dans l'eau de mer (pH voisin de 8). Parmi les minéraux argileux, la kaolinite est plutôt formée en milieu acide, à l'inverse des smectites. Le pH agit conjointement avec l'Eh dans un milieu. Des champs de stabilité caractérisent les conditions de formation des minéraux.
 



Figure 2-6a: Eh et pH de quelques milieux de dépôt

Figure 2-6b: Stabilité de quelques composant de roches sédimentaires
en fonction de l’Eh et du pH (d'après GARREL et CHRIST).


c) Salinité

La salinité d'un milieu marin est évaluée en g/l de sels dissous (surtout NaCl) ou en % d'ion chlorure (chlorinité). La salinité de l'eau de mer est d'environ 35 g/l, sa chlorinité de 19,4 pour mille. La salinité des milieux aquatiques varie de 0 g/l à plus de 100 g/l. On parle d'eau douce, d'eau saumâtre, d'eau de mer, d'eau sursalée (hypersaline). Les sels précipitent à saturation. Certains caractères faciologiques permettent de connaître la salinité d'un milieu ancien (paléosalinité). La faune est un bon critère: des espèces vivent en eau douce, d'autres en eau de mer; certaines supportent des variations de salinité (espèces euryhalines), d'autres non. Les populations animales des milieux sursalés sont pauvres en espèces mais nombreuses en individus souvent de petite taille. La présence d'évaporites (gypse, halite...) indiquent une sursalure; la précipitation des sels de potassium est la preuve d'une évaporation complète de la masse d'eau. Ces évaporites se trouvent en bancs continus ou dispersées en cristaux dans le sédiment (cristaux de sel). Les cristaux de sels peuvent être par la suite dissous et laisser une cavité cubique qui est remplie par un sédiment fin: ce moulage est une pseudomorphose de cristal de sel.

La teneur en bore des argiles constitue un bon indicateur de paléosalinité. En effet, la teneur en bore de l'eau est fonction de sa salinité. Le bore se fixe dans les feuillets argileux, surtout ceux des illites qui enregistrent donc la salinité de leur milieu de dépôt. Des illites contenant moins de 50 ppm de bore ont été déposées en eau douce. Des teneurs voisines de 300 ppm indiquent un milieu salé de type marin. Des teneurs supérieures sont celles de sédiments de milieux sursalés.

1.5 Paramètres biologiques

Les êtres vivants dépendent étroitement des autres paramètres: énergie du milieu, température, salinité, Eh-pH, teneur en oxygène. Ils dépendent également les uns des autres (équilibre d'une population avec son milieu, notion de chaîne alimentaire, nourriture disponible, surpopulation...). Ils agissent en retour sur les paramètres physico-chimiques directement et indirectement:

  • sur l'énergie du milieu: par exemple, les organismes marins fixés diminuent par leur présence l'hydrodynamisme ambiant (cas des récifs, des herbiers) et favorisent le dépôt des sédiments; ils créent un micro-milieu protégé (lagon d'un atoll par exemple).

  • sur l'Eh et le pH: la surproduction de matières organiques par dans un milieu aquatique entraîne son eutrophisation; la teneur en oxygène de l'eau diminue(anoxie), la matière organique s'accumule au fond et subit l'action des bactéries réductrices (production de méthane, de sulfures).

  • sur le taux d'accumulation de sédiments en produisant des débris organiques (déjections...) et minéraux (squelettes, coquilles, tests...) qui constituent les bioclastes des roches calcaires (principale source des carbonates marins).


2. PRINCIPAUX MILIEUX DE SEDIMENTATION

2.1 Les milieux continentaux

a) milieux aériens

    * sols

    * pentes: éboulis, coulées de solifluxion

    * vallées torrentielles: alluvions

    * piedmonts:

    * milieux glaciaires

    * dépôts éoliens

b) milieux aquatiques:

    * plaines alluviales (grandes rivières permanentes)

    * lacs

    * marécages

2.2 Les milieux marins

a) milieux littoraux (plage et plate-forme littorale)

    - sédimentation à dominance silico-clastique quand l'apport détritique est fort

    - sédimentation à dominance carbonatée là où l'apport détritique est faible et le climat favorable au développement des organismes contructeurs.

b) milieux de talus sous-marin:

sédiments détritiques rythmés mis en place en bas du talus par les courants de turbidité

c) bassin et fosse océanique:

détritiques fins venant du talus auxquels s'ajoutent les particules fines tombant de la surface: débris planctoniques, poussières volcaniques...dépôt de boues pélagiques ou hémi-pélagiques. Le long des marges actives, un prisme sédimentaire souligne la position de la subduction.

3. Les milieux intermédiaires

Ils sont situés aux limites du domaine marin et du domaine continental et présentent des caractères mixtes.

    * estuaires: influence de la mer prépondérante

    * deltas: le fleuve a une action dominante; sédimentation abondante.

    * lagunes: trés étendues si la bordure du continent est trés plane.


    milieux de sédimentation

Figure 2-7: principaux milieux de dépôt.

La source de cet article :

http://www.u-picardie.fr/~beaucham/cours-sed/sed-2.htm

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