S.V.T. 1ère D - Géologie - Etude des strates

Le cycle sédimentaire suite (html) Cours

Le cycle sédimentaire suite

2.2- Le transport

Les sédiments sont transportés depuis les zones sources jusqu'aux zones de dépôt par trois types de processus:

         glissements en masse par gravité en l'absence de fluides (avalanches de débris "rockfalls", glissements de terrain, "landslides");

         écoulements gravitaires en présence de fluides ("debris flows", "grain flows", "mudflows", turbidites);

         écoulements d'eau, d'air ou de glace.

 

221- glissements en masse en l'absence de fluides

Dans ce type de processus, les fluides ne jouent qu'un rôle mineur, par leur effet lubrifiant à la base des unités transportées. Ces processus déplacent des masses considérables de sols et débris rocheux sur des distances courtes (de l'ordre du km). Leur impact sédimentaire est  important, car ils mettent les matériaux mobilisés à la disposition du système fluviatile. Les glissements en masse gigantesques sont observés sur la Lune et sur Mars où, en l'absence de système fluviatile, ils forment l'essentiel des processus sédimentaires :

222- écoulements gravitaires

Dans ces phénomènes, les particules sédimentaires sont en suspension dans un fluide, mais leur mouvement est dû à la gravité, non au déplacement du fluide lui-même (à la différence d'un écoulement liquide conventionnel). On distingue quatre types d'écoulements gravitaires: (1) les «grains flows", (2) les "débris flows", (3) les "fluidised sediment flows" et (4) les courants de turbidité (="turbidity currents") (fig. 10).

 

 

Fig. 10 : classification des 4 types d'écoulements gravitaires en fonction des interactions entre grains et fluide.

 

a- grain flows

Les grains flows se déclenchent lorsque la pente d'un dépôt est supérieure à la pente d'équilibre. Les particules sont maintenues en mouvement par des forces dispersives dues aux collisions entre les grains. L'air (l'eau) n'agit que comme un lubrifiant mais ne propulse pas les grains. De grandes stratifications entrecroisées peuvent être produites, mais chaque unité est homogène et ne présente pas de structure interne (fig. 10). L'exemple le plus connu de grain flow est l'avalanche de sable provoquée au revers d'une dune devenue trop raide.

 

b- fluidised sediment flows

Ce type d'écoulement gravitaire est constitué de grains maintenus en suspension par un excès de pression du fluide intergranulaire. Les fluidised sediment flows demeurent en mouvement aussi longtemps que cet excès de pression est maintenu. De nombreuses structures sédimentaires caractéristiques sont produites: figures de charge("load casts"), "convolute laminations", volcans de sable ("sand volcanoes"), figures en assiettes ("dish structures"), structures d'échappement de fluide ("fluid escape structures"). L'exemple le plus connu de ce phénomène est les sables mouvants (="quick sand"): ces sables saturés en eau (par exemple suite à un dépôt rapide) perdent leur cohésion lors de l'application d'une pression extérieure. A l'échelle géologique, cette pression extérieure est souvent le fait d'une onde sismique.

c- debris flows et mudflows

Les mudflows sont des écoulements de boue sous l'action de la gravité. Si on a de gros éléments (galets, blocs), on l’appelle debris flow. Ces écoulements ont l'aspect du béton frais et se mettent en mouvement lorsque de fortes pluies ont saturé d'eau leur fraction fine. Leur vitesse de propagation peut atteindre une centaine de km/h et ils provoquent le déplacement de blocs de taille parfois considérable. Ces unités sont mal classées avec localement un granoclassement inverse à la base (Fig. 11).

 

d- courants de turbidité

Les courants de turbidité sont des écoulements gravitaires dans lesquels le sédiment est maintenu en suspension par la turbulence du fluide interstitiel. Ils se produisent lorsqu'un choc (tremblement de terre, vague) ébranle une masse de sédiment. Ce mélange d'eau et de sédiment possède une densité plus grande que celle de l'eau et se déplace vers le bas sous l'effet de la gravité. Insistons une fois de plus sur le fait que ce n'est pas le fluide qui fait se mouvoir le courant de turbidité, mais la pesanteur. Le fluide ne fait que maintenir les particules en suspension.

Les sédiments déposés par les courants de turbidité sont appelés "turbidites" (Fig. 11). Une séquence turbiditique idéale a été mise en évidence et formalisée: il s'agit de la "séquence de Bouma" (1962). Elle comprend de la base au sommet :

- unité massive et grossière, granodécroissante; (terme A)

- une unité à laminations planes, granodécroissante (terme B) ;

- une unité à stratifications obliques (terme C) ;

- unité avec alternance de sable fin, et de pélite (terme D) ;

- une unité pélitique laminaire et granodécroissante (terme E) ;

 

 

Fig. 11: lithologie, texture et figures sédimentaires des 4 types d'écoulements gravitaires.

 

 

 

 

 

223- Ecoulement des fluides

a- écoulement laminaire- écoulement turbulent

La capacité d'un fluide à mobiliser et transporter des sédiments dépend de nombreux facteurs dont les principaux sont sa densité, sa viscosité et sa vitesse. Pour mémoire, la densité de l'eau de mer est d'environ 1,03 g/cm3, celle de l'eau douce de 1 g/cm3, celle de la glace de 0,9 g/cm3. Par contre, la densité de l'air est très faible, de l'ordre de 0,001 g/cm3. En ce qui concerne la viscosité, celle de l'air est très faible, celle de la glace est élevée et celle de l'eau est intermédiaire. Les principales différences entre sédiments éoliens (sable fin et silt), glaciaires (galets, sable, boue) et alluviaux sont la conséquence de ces densités et viscosités distinctes.

La vitesse de l'agent de transport détermine le type d'écoulement : soit laminaire, ou turbulent.

-          écoulement laminaire : les filets d'eau restent parallèles entre eux: ce régime tranquille est réalisé par exemple pour un écoulement d'eau étalé sur de grandes surfaces ainsi que pour des fluides visqueux comme les coulées boueuses.

-          régime turbulent, les filets d'eau se mélangent et forment des tourbillons et ne restent plus parallèles entre eux et parallèles au fond. Ceci a une conséquence importante quant à la capacité d'érosion et de transport du fluide: la composante ascendante des tourbillons et filets d'eau maintient les sédiments en suspension ou favorise leur érosion.

 Le "nombre de Reynolds" permet de mettre en évidence la transition écoulement laminaire-écoulement turbulent. Il est défini comme suit :

rRe=2rV

où V est la vitesse du fluide; sa densité; µ sa viscosité et r le rayon du "cylindre der fluide"; en surface, c'est la profondeur du chenal dans lequel se fait l'écoulement.

 

Pour des Re de 500 à 2000, l'écoulement est laminaire ; c'est le cas

_ des glaciers (qui ne sont de bons agents de transport que parce que la viscosité élevée de la glace retarde le dépôt des sédiments), des écoulements aqueux sur de grandes surfaces ("sheet flows"),

_ des fleuves à débit lent.

 

Pour des Re > 2000, l'écoulement est turbulent: c'est le cas de la plupart des rivières, des courants de turbidité et du vent. Il faut ajouter à ceci un effet particulier dû à la présence d'une couche-limite turbulente à proximité immédiate des substrats, même dans le cas d'un écoulement laminaire. Cette couche limite favorise l'érosion et le transport.

 

b- mise en mouvements des sédiments

La mise en mouvement d'une particule sur le fond peut être largement expliquée par le principe de Bernoulli. Brièvement, ce principe établit que la somme des vitesses et pression d'un fluide sur un objet doit être constante. En d'autres termes, cela signifie que quand la vitesse d'un courant s'accélère autour d'un objet, la pression diminue. L'illustration classique de ce principe est l'écoulement de l'air autour d'une aile d'avion: l'air passant au-dessus de l'aile parcourt un chemin plus grand et accélère; sa pression diminue donc par rapport à l'air circulant en dessous de l'aile et est responsable de l'apparition d'une force ascensionnelle. Ce phénomène est le même pour un grain au fond d'un chenal et est responsable de sa mise en suspension. Dès que le grain est en suspension, le trajet des lignes de courant devient symétrique et d'autres forces prennent le relais pour rendre compte de son transport.

 

c- transport des sédiments

Il y’a plusieurs modes de transport (Fig. 12). Il s'agit du :

-          le roulement et de la traction le long du fond,

-          la saltation (transport par bonds, suite à des chocs successifs)

-          et le transport en suspension.

Les particules en mouvement par roulement, traction et saltation constituent la charge de fond ("bedload"), généralement formée de galets et de sable. La charge en suspension est surtout constituée d'argile et de silt. La charge en suspension des écoulements turbulents est beaucoup plus importante que celle des écoulements laminaires.

Fig. 12- modes de transport des particules dans un courant.

 

La granulométrie des particules sédimentaires a donc une influence majeure sur leur transport (et sur leur vitesse de sédimentation). Ces relations sont synthétisées par le diagramme de Hjulstrom (Fig. 13). Ce graphe (essentiellement basé sur des expériences en laboratoire) montre la vitesse minimale d'un courant nécessaire pour mobiliser, transporter et déposer des grains de quartz de granulométrie variable. Si l'on examine d'abord la partie supérieure de ce graphe (érosion des particules), la portion de la courbe représentant l'érosion des particules moyennes à grossières (sable fin à galets) semble logique: la vitesse du courant nécessaire pour mobiliser des grains augmente avec leur granulométrie. Pour les particules fines, par contre, la courbe montre une augmentation de la vitesse du courant avec la diminution de la granulométrie. Ce comportement paradoxal est la conséquence de la cohésion élevée des particules fines, surtout liée à un effet électrostatique. La partie inférieure du graphe montre la relation entre la granulométrie des particules et la vitesse du courant lors de leur dépôt.

Fig. 13- diagramme de Hjulstrom.

 

L’action du transport est de continuer celle de l’altération (surtout de l’eau) et conduit un tri minéralogique et mécanique. Le tri minéralogique est fonction de la résistance à l’altération et à l’usure (exemple : le quartz, très dure, constitue la quasi-totalité des roches détritique). L’usure des particules qui subissent des chocs conduit à l’arrondissement des cailloux (sphère), l’examen morphoscopique des grains permet d’évaluer l’usure et de donner une idée sur l’agent du transport.

2.3- Le dépôt.

Le dépôt des sédiments, ou la sédimentation, a lieu lorsque la vitesse de l'agent de transport diminue ou lorsque cet agent disparaît (fonte de la glace). La granulométrie des particules, la texture des sédiments, la géométrie des dépôts sont d'importants indices sur l'agent de transport (sa vitesse au moment du dépôt, sa direction, etc).

Les grains se déposent avec leur face plane parallèle au lit sédimentaire. Ils montrent souvent un phénomène d'imbrication. Les grains allongés sont stables quand leur grand axe est parallèle à la direction du courant. La sédimentation s’effectue dans des dépressions de la surface de la terre appelées zones de sédimentation, milieux de sédimentation ou bassins sédimentaires. Elle est déterminée par des processus mécaniques, chimiques et biologiques.

Les milieux de sédimentation :

- milieux terrestres (de cônes de déjection alluviaux, de plaine alluviale fluviatile, lacustres, désertiques, glaciaires)

- côtiers, domaine d'influences mixtes entre la terre et la mer (estuariens, de baie, de marais côtiers, du domaine intertidal et supratidal, de plage, marins glaciaires)

- néritiques, profondeur inférieur à 150-200 m (plateau continental, plate-forme récifal, bassins évaporitique)

- marins profonds ( de pente sous-marins et canyon sous-marin, de cône de déjection sous-marin, de plaine abyssale.

 

 

 

 

 

 

MILIEUX DE SEDIMENTATION

EROSION

EQUILIBRE

SEDIMENTATION

CONTINENTAL

sub-aérien

dominante

pénéplaine

R. résiduelle

rare (éolienne, glaciaire)

 

sous-aquatique

localisée

transit sédimentaire

localisée (fluviatile ; lacustre)

MARIN

sous-marin

rare

surfaces durcies

dominante

 

DOMAINES

SYSTEMES DE DEPOT

PROCESSUS DE DEPOT

FACTEURS LOCAUX OU GENERAUX

 

 

CONTINENTAL

    fluviatile ou alluvial (cône ou plaine)

    lacustre

    eolien-désertique

    glaciaire

Courants :

gravitationnels

fluviatils

glaciaires

éoliens

Géomorphologie

Morphotectonique

Climat

 

 

 

 

MIXTE

   deltaïque

   littoral

        plage

        lagune

        marais tidaux

Courants

fluviatiles

       de vagues

       de marées

Evaporation

Concentration

Géomorphologie

Morphotectonique

Climat

Apport terrigènes

Capacité de redistribution

 

 

 

 

MARIN

   plate forme

   récifs

Courants

            de marrées

            gravitationels

Décantation

Activités organiques

Géomorphologie

Climat

Dynamique

Bathymétrie

 

Profond ( turbiditique ; pélagique )

Courants

            de marrées

            de turbidité

Décantation

Matériaux

Morphotectonique

Tectonique

Bathymétrie

 

Les séries sédimentaires :

Pour les milieux continentaux:

* L'environnement alluviale: sédiments détritiques grossiers (conglomérats, grès) hétérogènes et hétéromètriques.

* L'environnement fluviatile: dépôts détritiques, abondance des faciès sableux avec une hétérogèniété lithologique fréquente et accumulations de la matière organique.

* L'environnement lacustre: dépôts très hétérogènes: 1) sédimentation mixte carbonatée et silico-clastique; 2) sédimentation à dominante chimique et organique (évaporite, croûte algaire, récifs construits)

* L'environnement désertique: dépôts essentiellement détritique, conglomérats, sable à grains arrondis et dépolis, bien classés, très riche en quartz et induit ferriques.

 * L'environnement glaciaire: moraines et fluvio-glaciaire .

Pour les milieux mixte:

* L'environnement deltaïque et estuaire: la différence entre un delta et une estuaire: dans un delta l'influence fluviatile prédomine et détermine la progression irrégulière des traits de la côte vers le large. Dans l'estuaire les influences marines sont très importantes principalement celle de la marrée. La sédimentation est détritique essentiellement sablo-argileuse et boueuse;

activité biologique importante.

* L'environnement littoral: sédimentation très hétérogène: carbonatée, détritique et évaporitique.

Pour les milieux marins :

* L'environnement de plate-forme et récifs: sédimentation essentiellement carbonatée : calcaire chimique et biochimique (construit).

* L'environnement profond: sédimentation essentiellement détritique et fine (turbidite) et siliceuses (pélagique).

 

2.4- Evolution post-sédimentaire

Dans l'évolution post-sédimentaire, il est possible de distinguer un certain nombre de grandes étapes, qui vont se succéder au cours du temps et amener des modifications de plus en plus importantes du sédiment originel. On distinguera principalement 3 processus :

la pédogenèse, qui peut intervenir lorsqu'un sédiment est émergé;

 la compaction, qui consiste essentiellement en une expulsion d'eau suite à la surcharge provoquée par l'accumulation des sédiments ; la diagenèse qui concerne surtout des phénomènes chimiques de dissolution et cristallisation. 

On abordera aussi, de manière brève, le problème de la fossilisation et de la perte d'information qu'il représente.

La pédogenèse : c’est l’ensemble des transformations susceptibles d'affecter un sédiment lors de son évolution en milieu continental. De tels témoignages d'émersion doivent absolument être mis en évidence pour leur intérêt paléogéographique. Il concerne spécialement le développement des paléosols sur horizons carbonatés est essentiellement la conséquence de phénomènes de dissolution et précipitation, avec comme résultat la redistribution et la réorganisation d'une grande partie des carbonates originaux.

 

La compaction : le dépôt successif de sédiments entraîne une surcharge progressive faiblement compensée par une augmentation de la pression d'eau interstitielle. La compaction des sédiments consiste en une réduction, par voie physique ou chimique, de leur épaisseur originelle. La compaction mécanique correspond à une perte de porosité associée à l'expulsion de fluides par réarrangement des grains sédimentaires tandis que la compaction chimique correspond à des processus de dissolution par pression ("pression-solution"). Tous les sédiments ne réagissent pas de la même façon lors de la compaction : c’est le phénomène de la compaction différentielle.

 

La diagenèse : la diagenèse se rapporte à l'ensemble des modifications physico-chimiques que subit un sédiment, après dépôt, dans les conditions de pression et température "faibles" qui règnent en environnement de sub-surface. La diagenèse n'englobe pas les modifications du sédiment liées uniquement aux facteurs biologiques (bioturbation) et s'arrête là où commence le métamorphisme. Les principaux processus diagénétiques sont la cimentation, la dissolution, la

recristallisation et le remplacement, ils sont regroupés en quatre phases (Fig. 14) :

- La cimentation correspond à la précipitation de matière sur un substrat et à l'accroissement progressif des cristaux ainsi formés. La cimentation a pour conséquence la disparition progressive de la porosité.

- La dissolution d'un substrat ou d'une phase diagénétique préexistante a évidemment comme conséquence une augmentation de la porosité. Ce phénomène joue à diverses échelles, depuis celle du système karstique jusqu'à la porosité intraparticulaire.

- La recristallisation implique un changement de cristallinité de la phase préexistante, sans modification chimique. Exemples: augmentation de la taille moyenne des cristaux par coalescence dans une masse déjà cristallisée; "inversion" de l'aragonite en calcite (l'aragonite étant 8% plus dense que la calcite, du CaCO3 est dès lors disponible pour des processus de cimentation).

- Le remplacement implique  non seulement un changement de cristallinité, mais également un changement chimique d'un substrat préexistant (exemple :la dolomitisation  secondaire et la silicification). Notons que les minéraux constituant les fossiles peuvent être remplacés sans que leur morphologie soit affectée.

 

La fossilisation : Après la mort des organismes, leur corps subit en général toute une série de processus qui vont limiter la qualité de leur préservation, telque les phénomènes de prédation, putréfaction, transport. Ces phénomènes sont responsables de la perte précoce de certaines parties moles et des squelettes. Par la suite, les fossiles peuvent être affectés dans les roches même qui les contiennent par des processus de déformation. Les fossiles subissent aussi des transformations chimiques incluant non seulement la dissolution des tests, mais aussi leur remplacement par d'autres minéraux. C'est pourquoi l'on connaît non seulement des fossiles calcaires, chitineux, siliceux, mais aussi pyriteux, gypseux, en hématite, etc.

La figure 15 présente de manière schématique les différentes modalités de la fossilisation d'une coquille.

Fig. 15: modalités de la fossilisation. A: coquille originelle; B: coquille enfouie mais sans remplissage ultérieur; C: coquille et gangue remplacées secondairement; D: cavité originelle remplie secondairement de matériel; E: seul le remplissage (moule interne de la coquille) est conservé; F: seul le matériel de la coquille originel est remplacé; G: la coquille en matériel remplacé est dégagée ultérieurement; H: coquille remplie et enfouie; I: dissolution de la coquille originelle; J: le moule interne a été dégagé de la gangue; K: la cavité correspondant à la coquille est remplie par des dépôts tardifs; O: coquille enfouie non remplie; P: coquille dissoute avec formation d'un moule externe; Q: remplissage du moule externe; R: dégagement naturel du moule externe.

 


Last modified: Wednesday, 13 January 2016, 9:10 AM
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