Université de Liège Faculté des Sciences
Département de Géologie
Eléments de Sédimentologie
Eléments de Sédimentologie Eléments de Sédimentologie
Eléments de Sédimentologie
et de Pétrologie sédimentaire
et de Pétrologie sédimentaire
et de Pétrologie sédimentaire
et de Pétrologie sédimentaire
Cortèges de galets multicolores, de chocs en chocs, ils évoluent vers une perfection déjà révolue que chaque vague aussitôt colore.
Réseau fluviatile en tresse (Peonera, près Alquesar, Espagne), FB.
Prof. F. Boulvain, 2021
Table des matières
• I. AVANT-PROPOS
• II. INTRODUCTION
o 1. LES ROCHES SEDIMENTAIRES o 2. LES BASSINS SEDIMENTAIRES
o 3. QUELQUES REMARQUES GENERALES
• III. LES SEDIMENTS DETRITIQUES
o 1. INTRODUCTION
o 2. ROCHES DETRITIQUES MEUBLES o 3. ROCHES DETRITIQUES COHERENTES
3.1. Conglomérats et brèches
3.1.1. Composition 3.1.2. Texture 3.1.3. Classification 3.2. Les grès
3.2.1. Généralités
3.2.2. Composition minéralogique 3.2.3. Granulométrie
3.2.4. Classification 3.3. Les pélites
3.3.1. Composition 3.3.2. Classification
o 4. LES ENVIRONNEMENTS DE DEPOT DES ROCHES DETRITIQUES
4.1. Sables et graviers
4.1.1. Dépôts de cônes d'éboulis 4.1.2. Dépôts éoliens
4.1.3. Dépôts fluviatiles 4.1.4. Dépôts côtiers 4.1.5. Dépôts de plate-forme 4.1.6. Tempestites
4.1.7. Dépôts de bassin 4.1.8. Tsunamites 4.2. Les pélites
4.2.1. Dépôts résiduels/altérites 4.2.2. Dépôts détritiques
4.2.3. Dépôts d'origine volcanique
• IV. LES EVAPORITES
o 1. INTRODUCTION
o 2. EVAPORITES CONTINENTALES
o 3. EVAPORITES MARINES PEU PROFONDES
o 4. EVAPORITES PROFONDES o 5. DIAGENESE
o 6. LA TECTONIQUE EVAPORITIQUE
• V. LES SILICITES
o 1. INTRODUCTION o 2. PETROGRAPHIE o 3. GEOCHIMIE
o 4. CHERTS ET SILEX LITES
o 5. CHERTS ET SILEX NODULAIRES o 6. SILICITES NON MARINES
• VI. LES PHOSPHORITES
o 1. INTRODUCTION o 2. CLASSIFICATION
• VII. LES SEDIMENTS FERRIFERES
o 1. INTRODUCTION
o 2. GEOCHIMIE ET PETROGRAPHIE
o 3. FORMATIONS FERRIFERES PRECAMBRIENNES o 4. FORMATIONS FERRIFERES PHANEROZOIQUES o 5. FORMATIONS FERRIFERES ACTUELLES
5.1. Fer des marais
5.2. Nodules polymétalliques
• VIII. LES GRANDS ENVIRONNEMENTS DE DEPOT DES CARBONATES
o 1. INTRODUCTION
o 2. LE DOMAINE CONTINENTAL
2.1. Carbonates lacustres 2.2. Tufs et travertins 2.3. Grottes
2.4. Caliches, calcretes o 3. LE DOMAINE MARIN
3.1. Plates-formes carbonatées tempérées 3.2. Plates-formes carbonatées tropicales
3.2.1. Les facteurs du milieu
3.2.2. Les grands environnements de dépôt
3.2.3. Critères de caractérisation des milieux de dépôt 3.3. Le talus
3.4. Le bassin
• IX. DESCRIPTION ET INTERPRETATION DES ROCHES ET DES PALEOENVIRONNEMENTS CARBONATES
o 1. GENERALITES
o 2. CLASSIFICATION DES ROCHES CARBONATEES
2.1. Classification de Folk
2.2. Classification de Dunham complétée par Embry & Klovan et Tsien
o 3. DESCRIPTION DES PALEOENVIRONNEMENTS CARBONATES: LA NOTION DE FACIES
o 4. LES MICROFACIES STANDARDS DE WILSON-UN MODELE DE PLATE-FORME CARBONATEE o 5. LE MODELE DE RAMPE
o 6. INTERPRETATION DES PALEOENVIRONNEMENTS CARBONATES: UNE BREVE ANALYSE DES METHODES UTILISEES
• X. MICROBIALITHES, STROMATOLITHES & Co
o 1. TAPIS MICROBIENS ET STROMATOLITHES ACTUELS
1.1. Introduction
1.2. Description et classification
1.2.1. Les stromatolithes 1.2.2. Les oncolithes
1.3. Quelques caractéristiques des stromatolithes
1.3.1. Biologie
1.3.2. Origine de la lamination 1.3.3. Ecologie
o 2. MICROBIALITHES DU GIVETIEN
• XI. LES RECIFS
o 1. GENERALITES - TERMINOLOGIE o 2. STABILISATION - MINERALISATION
o 3. EVOLUTION AUTOGENIQUE - EVOLUTION ALLOGENIQUE o 4. LES RECIFS DANS L'HISTOIRE GEOLOGIQUE
o 5. RECIFS ALGO-CORALLIENS DES EAUX SUPERFICIELLES TROPICALES
5.1. Introduction
5.2. Généralités: morphologie des récifs actuels 5.3. Un exemple: les atolls
5.3.1. Quelques définitions: atolls, îles hautes carbonatées 5.3.2. Fonctionnement
5.4. Un autre exemple: le récif barrière
5.5. Rôle des paramètres physiques sur la répartition et la morphologie des coraux o 6. BIOCONSTRUCTIONS A CORAUX AHERMATYPIQUES
6.1. Les lithohermes
6.2. Les monticules coralliens profonds
6.2.1. Exemple des Bahamas
6.2.2. Exemple des monticules de l'Atlantique nord o 7. MONTICULES WAULSORTIENS
o 8. MONTICULES MICRITIQUES FRASNIENS o 9. BIOSTROMES GIVETIENS
• XII. LES SEDIMENTS ORGANIQUES
o 1. INTRODUCTION
o 2. LES SEDIMENTS ORGANIQUES ACTUELS o 3. LES SEDIMENTS ORGANIQUES ANCIENS o 4. LES CHARBONS
o 5. LE PETROLE
o 5. LES HYDROCARBURES NON CONVENTIONNELS
• XIII. DEPOTS VOLCANO-SEDIMENTAIRES
o 1. INTRODUCTION
o 2. ROCHES PYROCLASTIQUES
o 3. AUTRES DEPOTS VOLCANO-SEDIMENTAIRES
o 4. DIAGENESE DES DEPOTS VOLCANO-SEDIMENTAIRES
Lexique de géologie sédimentaire
I. Avant-propos
Ce cours fait suite au cours de "Processus sédimentaires", centré sur l'étude des processus d'altération, érosion, transport, dépôt, diagenèse. Le but ici est d'identifier les différents types de roches sédimentaires et de comprendre leur genèse et le contexte (paléogéographique,
paléoclimatique) de cette genèse.
Puisqu'en sédimentologie comme en bien d'autres domaines mieux vaut avoir la tête bien faite que bien pleine, ces notes ne se veulent certainement pas exhaustives. Si elles couvrent brièvement l'essentiel des types de sédiments et de roches sédimentaires, une certaine
accentuation est mise sur le monde des carbonates. J'ai en effet choisi de traiter plus en détail les bioconstructions, qu'elles soient de type récifal, microbien ou algaire. Ces bioconstructions diffèrent par leur géométrie, les communautés organiques qui les édifient, leur mode de stabilisation et la source d'énergie primaire utilisée (soleil, matière organique, méthane,...). Outre leur intérêt intrinsèque, le choix d'illustrer particulièrement les bioconstructions est justifié par le fait que nous en possédons, en Belgique, de multiples et splendides exemples paléozoïques.
L'approche théorique sera complétée, au cours des travaux pratiques, par l'étude de lames minces et par des journées d'excursion (ces excursions correspondent aussi au cours de géologie de la Wallonie).
Enfin, chaque chapitre est suivi d'une sélection bibliographique ("pour en savoir plus"). La lecture de certains de ces ouvrages, suivant l'intérêt personnel, est recommandée.
Pour en savoir plus:
Quelques ouvrages généraux de sédimentologie:
• F. Boulvain, 2010. Pétrologie sédimentaire: des roches aux processus. Technosup, 259 pp.
• H. Chamley, 1990. Sedimentology. Springer-Verlag, 285 pp. Un bon ouvrage, clair et précis, centré plus sur les sédiments détritiques que sur les carbonates. Pas de photographies, mais de bons schémas.
• I. Cojan & M. Renard, 2006. Sédimentologie (2e édition). Dunod, 444 pp. Un bon ouvrage récent (en français) de sédimentologie intégrant les derniers développements (analyse séquentielle, diagenèse, etc.). Pas beaucoup de photographies, mais de bons schémas.
• D. Prothero & F. Schwab, 1998. Sedimentary geology (an introduction to sedimentary rocks and stratigraphy). Freeman & Co, 422 pp. Très bel ouvrage, bien illustré de schémas et photographies.
• H.G. Reading, 1996. Sedimentary environments: processes, facies and stratigraphy. Blackwell, 688 pp. Bon ouvrage, très complet.
• M. Tucker, 2001. Sedimentary petrology (3rd edition). Blackwell, 262 pp. Une des meilleures introduction à la pétrologie sédimentaire, bien illustrée.
II. Introduction
1. LES ROCHES SEDIMENTAIRES
Les roches sédimentaires font partie inhérente du cycle géologique, puisque leurs constituants (grains ou ions solubles) résultent de l'altération de roches ou de sédiments préexistants, que ces constituants ont subi un certain transport et qu'ils se sont déposés, ont été précipités ou bioprécipités dans un bassin de sédimentation. Seuls les dépôts volcano-sédimentaires échappent à ce schéma. L'évolution post-dépôt de ces sédiments
(diagenèse) les transforme en roches sédimentaires. Ces roches peuvent subir un métamorphisme et être à leur tour soumises à l'altération lors de leur passage à la surface des continents.
Il est possible de classer les roches sédimentaires en quatre grandes classes génétiques:
- les roches détritiques: elles sont formées de particules minérales issues de l'altération de roches préexistantes. Comme il s'agit de matériel issu des continents, on les appelle aussi terrigènes. Ces particules sont transportées par l'eau, la glace, le vent, des courants de gravité et se déposent lorsque la vitesse de l'agent de transport diminue (ou lors de la fonte de la glace). Lorsque les roches détritiques sont essentiellement constituées de fragments de quartz, on les appelle aussi siliciclastiques. Les roches détritiques sont généralement classées en fonction de la granulométrie de leurs constituants (conglomérats, grès, siltites, argilite, voir ci-dessous). Elles forment près de 85% de l'ensemble des roches sédimentaires;
- les roches biogéniques, biochimiques ou organiques: elles sont le produit, comme leur nom l'indique, d'une activité organique ou biochimique. L'altération fournit, outre les particules solides entrant dans la constitution des roches terrigènes, des substances dissoutes qui aboutissent dans les mers, les lacs et les rivières où elles sont extraites et précipitées par des organismes. Dans certains cas, l'action des organismes modifie l'environnement chimique et le sédiment est précipité directement à partir d'eaux marines ou lacustres sursaturées. Dans d'autres, les organismes utilisent les carbonates, phosphates, silicates pour constituer leurs tests ou leurs os et ce sont leurs restes qui constituent les roches sédimentaires. Les plantes accumulent des matériaux carbonés par photosynthèse et sont directement à l'origine du charbon. D'autres types de sédiments carbonés comme les schistes bitumineux, le pétrole sont générés par des bactéries. Les roches biogéniques forment près de 15% des roches sédimentaires;
- les roches d'origine chimique résultent de la précipitation (purement physico-chimique cette fois) de minéraux dans un milieu sursaturé. Les évaporites (anhydrite, halite, gypse, sylvite,...) en sont le meilleur exemple: elles se forment par évaporation de saumures. L'importance relative de ces roches est faible: de l'ordre du %;
- une dernière classe est consacrée aux "autres roches sédimentaires" dont l'origine n'est pas liée à l'altération: les pyroclastites, les roches liées aux astroblèmes, les cataclastites (liées à des phénomènes de bréchification par collapse, tectonique, glissements de terrain, etc.).
2. LES BASSINS SEDIMENTAIRES
Même si des sédiments peuvent se déposer pratiquement dès leur érosion, leur devenir est en général de terminer leur voyage au sein d'un bassin sédimentaire. Un bassin sédimentaire ne se forme que là où des sédiments peuvent s'accumuler. Cette évidence recouvre un concept majeur : l'accumulation des sédiments nécessite une création d'espace, résultat soit d'un enfoncement de la base du bassin (subsidence), soit d'une hausse du niveau marin. On reviendra plus tard sur ces notions importantes (cours de diagenèse/dynamique des bassins).
D'une manière générale, on peut distinguer les bassins sédimentaires en fonction de leur position dans le cycle géologique : (1) les bassins sédimentaires actifs, (2) les bassins non fonctionnels (parce qu'exondés) mais peu déformés et (3) les anciens bassins, généralement fortement déformés et incomplets, intégrés dans une chaîne de montagnes.
On peut aussi les distinguer sur la base des mécanismes qui les génèrent, c.-à-d. des mécanismes responsables de leur subsidence (Fig. II.1).
Figure II.1 : bassins sédimentaires en fonction du contexte tectonique. A : rift continental. B : marge passive avec structuration en demi-grabens et bassin océanique. C : bassins d'arrière-arc, d'avant-arc et fosse océanique en zone de subduction. D : bassins liés à une faille transformante (décrochement dextre).
• Les bassins associés à des zones de divergence de plaques tectoniques. Ces bassins se forment là où la croûte terrestre est étirée et amincie:
o rifts continentaux (Fig. II.1A) : c'est le début de la phase d'ouverture. Le substrat est une croûte continentale. Les remplissages sédimentaires consistent en dépôts continentaux de cônes alluviaux, de lacs, de fleuves (exemple : le graben du Rhin). Du volcanisme est souvent associé, suite à l'extension crustale (basaltes des plateaux, basaltes alcalins,…);
o rifts océaniques : à partir d'un certain stade, le rift continental est envahi par la mer. Les sédiments sont variés, depuis des dépôts continentaux jusqu'à des dépôts beaucoup plus profonds (exemple : le sud de la mer Rouge). Le volcanisme est intense et évolue vers des tholéiites;
o marges passives et bassins océaniques (Fig. II.1B) : c'est l'évolution ultime des rifts continentaux. Les marges continentales sont structurées en demi-grabens et de la croûte océanique nouvellement formée sépare les continents. Le volcanisme est réduit au niveau des marges passives et les sédiments sont très variés, depuis des dépôts de plate-forme jusqu'à des dépôts pélagiques (exemple : l'océan Atlantique). Les épaisseurs sédimentaires diminuent depuis la marge continentale vers le bassin océanique. La subsidence résulte du jeu des failles normales, de la charge sédimentaire et du refroidissement progressif de la croûte océanique.
Un exemple de rift continental : le graben du Rhin. Les Vosges et la Forêt-Noire correspondent aux bordures du graben, la plaine d'Alsace au remplissage sédimentaire de la partie effondrée. La photo est prise vers l'est depuis Husseren-les-Châteaux (versant est des Vosges).
• Les bassins associés à des zones de convergence de plaques (Fig. II.1C) :
o fosses océaniques : ce sont des dépressions océaniques profondes localisées au niveau des zones de subduction. Les sédiments consistent en dépôts pélagiques, associés à des turbidites si le continent est proche. Ces sédiments sont rapidement et intensément déformés suite à la subduction: ils constituent le prisme d'accrétion (exemple: la fosse du Japon);
o bassins d'avant-arc : géographiquement proches des précédents, situés comme leur nom l'indique en avant des arcs volcaniques, sur la plaque supérieure. Leur subsidence serait due à la flexure de cette plaque suite à l'entraînement par la plaque subductée. La déformation est moins intense que dans le prisme d'accrétion et les sédiments sont à caractère moins profonds et plus riches en dépôts volcano-sédimentaires (exemple : la mer Tyrrhénienne);
o bassins d'arrière-arc: ces bassins ressemblent par leur mécanisme de subsidence et par leur remplissage aux bassins liés à la divergence de deux plaques. Les dépôts volcano-sédimentaires y sont cependant mieux représentés (exemple: la mer du Japon);
o bassins d'avant-chaîne : lorsque la subduction de deux plaques se poursuit par une collision continentale, l'épaississement de la plaque continentale supérieure provoque une subsidence due à la surcharge. Les apports en provenance de la chaîne en voie d'érosion sont énormes et les dépôts sont variés (marins, continentaux). Le volcanisme est rare (exemple: la plaine du Pô).
• Les bassins associés à des zones où les plaques continentales coulissent le long de failles transformantes (Fig. II.1D) : ces bassins s'ouvrent suite à des changements dans la direction de failles décrochantes ou à la présence de zones de relais. Les sédiments sont continentaux et le volcanisme est rare (exemple: le bassin de la mer Morte le long de la faille du Levant).
• Les bassins intra-montagneux: ces bassins se forment en contexte d'extension après collision. Ils sont emplis de sédiments continentaux (cônes alluviaux, évaporites, lacs, charbon, rivières,…) (divers exemples dans les Andes et l'Himalaya).
• Les bassins intracontinentaux en contexte atectonique: ces bassins stables et à subsidence relativement faible résultent d'un
amincissement modéré de la croûte (sans apparition de rift) ou d'un refroidissement du manteau. La subsidence peut être entretenue par la surcharge sédimentaire. Les sédiments sont continentaux (lacustres, désertiques, etc.) voire marins et ne sont pas plissés (exemple : le Bassin de Paris).
L'enregistrement géologique montre que certains bassins possèdent une histoire polyphasée et peuvent passer d'un type à l'autre. C'est bien sûr le cas des rifts continentaux qui peuvent évoluer en marge passive/bassins océaniques et aussi celui des fosses océaniques/bassins d'arrière-
arc/bassins d'avant-arc qui peuvent être repris dans un bassin d'avant-chaîne lors d'une collision continentale.
2. QUELQUES REMARQUES GENERALES
La phase initiale d'une étude sédimentologique est bien évidemment une campagne de terrain. Ce travail peut prendre de nombreux aspects, depuis la récolte d'échantillons de sédiment actuel en mer jusqu'au levé d'une coupe paléozoïque en bord d'autoroute... Il est bien sûr impossible d'envisager la démarche à suivre dans des circonstances aussi variées, mais il faut garder à l'esprit quelques règles de "bon sens géologique":
- toujours se remémorer le principe de la hiérarchie des échelles d'observation: ne pas passer de l'échelle de l'affleurement à celle du microscope à balayage;
- bien localiser les prises d'échantillons: à la fois dans le temps (position dans une succession lithologique) et dans l'espace (position de la coupe, du domaine sédimentaire au sein du bassin);
- ne pas oublier l'importance des documents d'observation: ce sont les documents de base et les seuls qui sont résolument objectifs... Ils doivent pouvoir servir à d'autres. Il n'est pas rare que des affleurements disparaissent: les seules traces que nous en possédons alors sont les levés des géologues des générations précédentes;
- bien faire la différence entre un document de base et un document de synthèse: outre leur caractère simplificateur (parfois simplement pour une question d'échelle), ces documents de synthèse servent toujours à montrer quelque chose, ils sont orientés. Je donne comme exemple la coupe des calcaires givétiens de Vaucelles (Fig. II.2): à gauche le document de base, à droite la synthèse destinée à être réduite pour publication et tendant à mettre en évidence les niveaux repères dans la succession: récifs et tapis algo-microbiens.
On trouvera dans le livre "Géologie de terrain: de l'affleurement au concept" (Boulvain & Vander Auwera, 2011) quelques conseils quant au levé banc par banc et la réalisation d'une colonne lithologique.
Figure II.2: synthèse d'une colonne lithologique de terrain (calcaires). Exemple de Vaucelles, Formation de Trois-Fontaines, Givétien, bord sud du Synclinorium de Dinant.
III. Les sédiments détritiques
1. INTRODUCTION
Les sédiments et roches détritiques sont les plus abondants des dépôts sédimentaires. Au sein de ces dépôts, ce sont les variétés dont les grains sont les plus fins qui dominent: argiles/silts: 2/3; sables, graviers: 1/3.
Une première distinction parmi les roches détritiques est fondée sur l'état d'agrégation des particules sédimentaires: on oppose les roches meubles et les roches plastiques aux roches dures ou cohérentes. Dans les roches meubles, les grains détritiques sont entièrement indépendants les uns des autres: ils forment un assemblage en équilibre mécanique dont les espaces intergranulaires (pores) représentent une fraction importante du volume de la roche. Dans les roches plastiques, la présence de minéraux argileux en quantité importante permet une déformation sous la
contrainte. Dans les roches cohérentes, les constituants sont intimement soudés les uns aux autres et la roche garde sa forme aussi longtemps que des contraintes ne viennent la briser. La transformation du sédiment meuble en roche indurée résulte soit de l'introduction d'un ciment entre les grains, soit de la compaction du sédiment, soit encore de la déshydratation des constituants argileux. On appelle diagenèse l'ensemble des processus physico-chimiques responsables de la transformation d'un sédiment meuble en une roche indurée.
Un même critère général sert à la classification des roches meubles et cohérentes: c'est la dimension des grains détritiques. On admet généralement trois grandes classes ganulométriques:
Diamètre des particules
Brongniart (1813)
Grabau
(1904) sédiments/roches meubles roches cohérentes
> 2 mm pséphite rudite gravier conglomérat, brèche
de 2 mm à 62 µm psammite arénite sable grès
<62 µm pélite lutite de 62 µm à 4 µm silt
< 4 µm argile
de 62 µm à 4 µm siltite
< 4 µm argilite
Tableau III.1: classifications des roches détritiques.
Au sein des roches pélitiques meubles, la limite de 4 µm correspond à l'apparition de la plasticité. Il faut noter que les mots pséphite, psammite sont des termes généraux a connotation purement granulométrique mais qu'anciennement, les géologues de l'Ardenne appelaient psammite un grès particulier du Famennien du Condroz, caractérisé par un grain fin et un débitage aisé suivant des joints de stratification couverts de paillettes de micas.
L'étude des sédiments détritiques est relativement différente selon que l'on s'intéresse à des roches meubles ou consolidées. Dans le cas des sédiments meubles, elle débute sur le terrain par une description minutieuse des affleurements, elle se poursuit par un échantillonnage qui exige souvent des précautions spéciales (enrobage, carottage,...) Elle se termine au laboratoire par des analyses très variées dont les principales sont les suivantes:
• analyses granulométriques;
• analyses morphoscopiques (forme des grains, état de leur surface);
• analyses minéralogiques (ex: minéraux lourds);
• analyses pétrographiques sur sédiment enrobé.
Dans le cas des roches cohérentes par contre, c'est l'analyse pétrographique en lame mince qui est l'outil privilégié et qui va permettre de déterminer la composition minéralogique du sédiment et les relations structurelles de ses différents constituants. Cette technique est surtout d'application pour les grès et les siltites.
2. ROCHES DETRITIQUES MEUBLES
Les sédiments bien classés s'inscrivent facilement dans la classification du Tableau III.1 et reçoivent ainsi un nom en fonction de leur
granulométrie. Il n'en va pas de même dans le cas des sédiments mal classés (moraines, limons, etc.) qui nécessitent l'utilisation d'un diagramme ternaire. Pour les mélanges de gravier, sable et silt, on peut utiliser le diagramme de la Figure III.1A ; pour les mélanges de sable, silt et argile, celui de la Figure III.1B.
Les mélanges de sable, silt, argile et gravier (diamicton) sont relativement rares dans la nature et nécessitent des agents de transport à très faible pouvoir de classement, comme la glace (moraines) et les coulées de boue.
Il faut noter que l'utilisation quantitative de ces diagrammes nécessite des analyses granulométriques.
Figure III.1 : classification des sédiments meubles mal classés. A : diagramme de Flint et al. (1960). B : diagramme de Folk (1954). Le terme boue concerne des sédiments imbibés d'eau alors que le terme limon désigne des sédiments secs.
3. ROCHES DETRITIQUES COHERENTES 3.1. Conglomérats et brèches
Les conglomérats (appelés aussi poudingues) sont des roches cohérentes constituées de galets arrondis à subanguleux d'un diamètre supérieur à 2 mm et d'un liant. Le terme brèche s'applique non seulement aux brèches sédimentaires constituées d'accumulations d'éléments anguleux, mais aussi aux roches broyées le long des accidents tectoniques (brèche de faille ou brèche cataclastique) et aux projections volcaniques grossières recimentées (brèches pyroclastiques).
Les conglomérats et brèches ne représentent qu'un à deux % des roches détritiques et sont généralement d'extension limitée (dans le temps et l'espace). La corrélation stratigraphique de ces unités est donc difficile, car elles sont discontinues et manquent en général à la fois de macro- et de microfossiles.
3.1.1. Composition
Suite à la grande taille des constituants (plus grande que la taille moyenne des cristaux de la plupart des roches), ce sont les fragments lithiques qui dominent. On peut classer ces fragments en fonction de leur résistance décroissante à l'altération: quartzite, quartz filonien, rhyolite, roches plutoniques et métamorphiques, calcaire, schiste. La présence de constituants instables indique bien sûr un faible transport/altération. Avec le classement, l'arrondi et la diversité des constituants, on obtient ainsi la notion de maturité d'un conglomérat: un conglomérat immature contient des constituants fragiles, peu arrondis et mal classés, alors qu'un conglomérat mature est formé de galets résistants, arrondis et bien classés.
Maturité croissante de dépôts de galets actuels: A: moraine; B: cône d'avalanche; C: rivière; D: plage.
3.1.2. Texture (la texture traite des relations de grain à grain dans une roche)
Les études texturales sont effectuées directement sur le terrain. Pour la granulométrie, par exemple, on emploie la méthode de la ficelle:
• une ligne est matérialisée par une ficelle sur l'affleurement; on mesure les longueurs interceptées par tous les grains dont la longueur apparente La est égale ou supérieure à une valeur donnée;
• la somme des longueurs interceptées, pour une même gamme de longueurs apparentes (par exemple: de 2 à 3 cm; de 3 à 4 cm, etc.) représente la fréquence de cette catégorie.
Le classement est généralement moins bon que dans le cas des grès. De plus, beaucoup de conglomérats présentent une distribution
granulométrique bi- ou polymodale. C'est le cas par exemple des conglomérats d'origine fluviatile qui ont un mode pour la matrice sableuse et un mode pour la fraction grossière. Ces deux modes correspondent à deux types de transport différents: traction pour les galets et suspension pour les sables. Les conglomérats très riches en matrice sont encore plus mal classés: ceci reflète leur mise en place par des agents de transport à faible pouvoir de classement tels que glace, courants de turbidité, écoulements en masse.
La forme: d'une manière générale, la forme des débris reflète plus la nature des roches que le type d'agent de transport (granites, grès,... donnent des galets grossièrement équidimensionnels; schiste, gneiss, des galets allongés). Deux exceptions: les galets striés transportés par les glaciers et les fameux "dreikanter" façonnés par le vent du désert.
L'arrondi: le degré d'arrondi dépend évidemment de la nature du matériau de départ, du type d'agent de transport et de la durée du transport. On a montré que des fragments de calcaire sont bien arrondis après quelques dizaines de km de transport fluviatile. Même des roches aussi résistantes que des quartzites sont bien arrondies après un transport d'une centaine de km.
La morphologie de surface: contrairement aux sédiments plus fins, où l'étude de la surface des grains exige le MEB, le microrelief des galets est aisément observable. Il inclut les striations (glaciers), les marques d'impact (croissants), les impressions (au cours de la compaction, diagenèse), le poli (éolien).
La fabrique ou organisation tridimensionnelle des éléments: les éléments de certains conglomérats possèdent une orientation d'ensemble spécifique: on l'appelle imbrication. Les conglomérats d'origine fluviatile, glaciaire, marine, montrent généralement ce type d'imbrication (souvent parallèle, rarement perpendiculaire à la direction de transport), contrairement aux conglomérats et brèches issus d'écoulements gravitaires.
Imbrication des galets sur la plage d'Olympic Peninsula, Etat de Washington, USA.
3.1.3. Classification
Les conglomérats (et brèches) peuvent être qualifiés d'après la dimension de leurs constituants (pisaire, ovaire, céphalaire, etc.), d'après la diversité lithologique plus ou moins grande des galets (conglomérats polymictiques ou polygènes d'une part; conglomérats oligomictiques ou monogènes d'autre part), selon la provenance locale ou lointaine des cailloux (conglomérats intraformationnels ou extraformationnels) ou encore suivant la nature du liant ou sa proportion (orthoconglomérats: moins de 15% de matrice, structure jointive; paraconglomérats, plus de 15%, structure empâtée à dispersée).
Prothero & Schwab (1996) proposent une classification dichotomique d'application aisée sur le terrain (Fig. III.2). Ce schéma distingue d'abord (1) les conglomérats et brèches intra- et extraformationnels, sur base de la provenance des constituants. Il faut noter que dans le cas d'un
conglomérat intraformationnel, c-à-d. formé pratiquement sur place, la matrice et les cailloux ont souvent la même lithologie. Exemples de brèches ou conglomérats intraformationnels: conglomérats littoraux à éléments calcaires issus du remaniement de copeaux de dessiccation;
conglomérats à éléments argileux formés par des augmentations brutales de la vitesse de courants dans des rivières ou des canyons sous-marins.
Exemple de galets intraformationnels: fragments de boue légèrement indurée, érodés par les courants. Plage près de la Chapelle Sainte-Anne, Baie du Mont-Saint-Michel, France.
On distingue ensuite (2), sur base de la teneur en matrice (valeur-pivot: 15%), les ortho- des paraconglomérats. Les premiers sont mis en place par des écoulements d'eau qui opèrent un classement des débris. Les galets sont déposés en période d'écoulement rapide, tandis que la matrice fine est déposée lors de phases de ralentissement de l'agent de transport et elle s'infiltre entre les cailloux (exemples: rivières, plages). Les paraconglomérats par contre, sont généralement déposés par la glace ou les glissements en masse.
L'étape suivante (3) consiste à distinguer au sein des orthoconglomérats, les conglomérats polymictiques des conglomérats oligomictiques. Ces derniers sont formés presqu'exclusivement de quelques variétés de roches très résistantes: quartz filonien, quartzite, chert. Dans les conglomérats polymictiques, on observe des éléments de roches moins stables à l'altération comme des basaltes, des schistes et des calcaires: ceci implique un relief vigoureux et/ou une altération chimique faible.
Les paraconglomérats sont subdivisés (4) sur la base de la nature et de la fabrique de leur matrice. Ainsi, on observe des paraconglomérats à matrice argileuse ou argilo-silteuse laminaire dans lesquels les galets, blocs, déforment les laminations proches. Ces blocs sont des dropstones, c- à-d. soit des éléments amenés par des icebergs ou des débris flottants qui tombent ensuite (fonte, pourrissement du support) sur les sédiments fins du fond marin ou lacustre, soit encore des bombes volcaniques. Les paraconglomérats à matrice non laminaire sont soit des tillites (d'origine glaciaire donc associés à des galets striés, dépôts varvaires, etc.), soit des tilloïdites (formées par des glissements en masse).
Figure III.2: classification des conglomérats et brèches d'après Prothero & Schwab (1996).
A: orthoconglomérat oligomictique; B: paraconglomérat à matrice non laminaire: tillite.
3.2. Les grès 3.2.1. Généralités
Les grès sont l'équivalent consolidé des sables, c-à-d. des roches dont les constituants détritiques ont une granulométrie comprise entre 2 mm et 62 µm. L'examen montre d'une part une phase granulométrique principale, la plus grossière, qui comporte les grains du grès et d'autre part, soit une matière interstitielle qui réunit les grains et qu'on appelle le liant, soit des fluides comme de l'eau, des hydrocarbures, de l'air.
Ce liant peut être de nature chimique et représenter une précipitation in situ de matière minérale (silice sous forme d'opale, de calcédoine ou de quartz, carbonate de calcium ou plus rarement hématite, goethite, gypse, anhydrite, etc.): on parlera dans ce cas du ciment de la roche. Si l'on observe au contraire qu'une phase détritique plus fine occupe les interstices entre les grains de la phase grossière, on parlera d'une matrice intergranulaire, représentant une infiltration mécanique de particules fines entre des grains jointifs (en trois dimensions!).
Si les grains les plus gros ne sont pas jointifs, on doit considérer que l'on a affaire à un sédiment mal classé où les particules grossières et fines ont été déposées en même temps: on distinguera alors entre un simple empâtement des gros grains dans la matrice silteuse ou argileuse (structure empâtée, caractéristique des "wackes", voir ci-dessous) ou une franche dispersion des gros grains au sein de la matrice (structure dispersée).
Dans les structures jointives, on peut avoir un simple ciment de contact, conservant à la roche une porosité importante, mais le plus souvent, le ciment comble la totalité des interstices entre les grains. Dans les quartzites, les grains de quartz s'entourent d'une auréole d'accroissement formée de quartz, de même orientation optique que le grain détritique. Le phénomène de croissance syntaxique peut être mis en évidence lorsque les grains du sable primitif possédaient un mince revêtement ("coating") d'oxydes de fer.
3.2.2. Composition minéralogique
On peut envisager la composition minéralogique des grès sous des aspects très différents:
• selon la nature minéralogique du liant: grès à ciment siliceux, calcaire, ferrugineux, etc.;
• d'après la présence de constituants minéraux exceptionnels (grès glauconifères, micacés,...);
• on peut aussi opposer les constituants stables (quartz, débris de chert et de quartzite) aux constituants instable, c-à-d. aisément altérables comme les feldspaths, les micas, les débris de roches en général. Cette distinction conduit comme pour les conglomérats à la notion de maturité qui se traduit non seulement par la disparition progressive des constituants instables mais également par l'élimination de la matrice argileuse, par l'amélioration du classement granulométrique et par l'augmentation du degré d'arrondi des grains.
Passons en revue les constituants majeurs des grès:
• le quartz: c'est, en raison de sa résistance à l'altération, de loin le constituant le plus fréquent des grès. Diverses tentatives ont été réalisées quant à la détermination de la provenance des quartz, mais en général, les résultats ont été décevants. On peut dire néanmoins que les quartz monocristallins à extinction ondulante proviendraient de précurseurs plutoniques ou métamorphiques, alors que les quartz à extinction uniforme proviendraient de roches volcaniques ou de grès recyclés. Les quartz provenant de grès recyclés possèdent souvent
une relique d'un ciment syntaxique précipité durant un ancien épisode de lithification. La cathodoluminescence peut également aider à distinguer entre quartz de provenances différentes (Götte & Richter, 2006, p. ex.);
• les feldspaths: suite à leur fragilité (clivage) et leur grande altérabilité, les feldspaths forment rarement plus de 10 à 15% des grès. Une proportion importante de feldspaths dans un grès doit donc être considérée comme "anormale". Elle peut indiquer soit un climat où l'altération chimique est faible (aridité, gel permanent), soit la présence de reliefs, responsables d'un transit rapide des sédiments vers le bassin;
• les fragments lithiques: comme les roches plutoniques ont tendance à se désagréger avant leur incorporation dans le sédiment, les fragments lithiques les plus fréquents sont des morceaux de roches volcaniques, de schistes, de cherts;
• les micas et les minéraux des argiles: les micas sont fréquents dans les grès. Leur granulométrie les range dans les fractions silteuse et sableuse. Les argiles forment la matrice. Il est généralement difficile de déterminer si leur minéralogie est originelle (matériel détritique) ou est le résultat de la diagenèse.
3.2.3. Granulométrie
Plusieurs méthodes existent suivant les classes granulométriques et le fait que l'on étudie un grès peu ou bien consolidé. Dans ce dernier cas, en dehors de situations exceptionnelles où il est possible de désagréger le sédiment sans l'altérer (grès à ciment calcaire soluble dans l'HCL), il faut renoncer à faire des analyses granulométriques par tamisage. On ne peut que procéder à des comptages linéaires sous le microscope (cf méthode de la ficelle des conglomérats). Les résultats obtenus par cette méthode sont cependant entachés d'erreurs dues au caractère aléatoire des sections de grains et à l'accroissement des grains par précipitation syntaxique. Au terme d'une étude comparative des granulométries apparentes et réelles de différents sédiments, Friedman (1962) a établi un graphique permettant de comparer la distribution apparente d'un grès sous le microscope à celle qui serait déterminée par tamisage du sable correspondant.
Actuellement, l'utilisation de méthodes automatiques basées sur l'analyse d'image permet des développements intéressants dans ce domaine (augmentation de la précision, du nombre d'analyses,...).
3.2.4. Classification
La plupart des classifications modernes font intervenir la composition minéralogique du grès et sa teneur en matrice fine. La classification la plus utilisée est celle proposée par Dott en 1964 (Fig. III.3). Pour combiner la composition minéralogique des grès (évaluée sur un diagramme
triangulaire quartz-feldspath-fragments lithiques) avec la teneur en matrice fine (<30 µm), Dott a choisi de diviser les grès en deux grands groupes: les arénites et les wackes.
Figure III.3: classification des grès suivant Dott (1964). Le petit triangle à droite suggère une classification des greywackes lithiques sur base de la nature des fragments rocheux.
On peut préciser la granulométrie du grès en utilisant le tableau suivant:
grès très grossier 1-2 mm
grès grossier 500 µm-1 mm
grès moyen 250 µm-500 µm
grès fin 125 µm-250 µm
grès très fin 62 µm-125 µm
Tableau III.2: granulométrie des grès.
Sans diminuer l'intérêt de cette classification, il faut néanmoins souligner les points suivants:
• il s'agit d'une classification pétrographique; elle ne tient pas compte de toutes les données de terrain, souvent très importantes dans l'interprétation d'un grès: structures sédimentaires, géométrie du corps sédimentaire, autres faciès associés latéralement et verticalement;
• elle requiert normalement un comptage de points sous le microscope (500 points en général);
• les grains autres que le quartz, les feldspath et les fragments lithiques ne sont pas pris en compte;
• la matrice est définie comme la fraction inférieure à 30 µm. A vrai dire, une matrice représente la fraction granulométrique plus fine comblant les interstices entre les plus gros grains d'un sédiment. Le terme implique donc une taille relative et une disposition particulière et non pas une granulométrie particulière;
• les teneurs limites en matrice qui délimitent les domaines des arénites, des wackes et des mudrocks ont été choisies arbitrairement et varient en conséquence d'un auteur à l'autre. Il est clair que ces valeurs arbitraires deviendraient inutiles si l'on prenait en considération la structure d'agrégat: structure jointive pour les arénites et structure empâtée pour les wackes.
Nonobstant ces remarques, cette classification a l'avantage d'être très utilisée et elle permet de distinguer quatre grandes familles de roches, correspondant à des origines distinctes, les arénites quartziques, les arkoses, les arénites lithiques et les wackes.
Les arénites quartziques sont constituées essentiellement de grains de quartz, chert, quartzite associés à quelques minéraux lourds résistants.
Leur couleur est claire. Ce sont des sédiments matures, c-à-d. débarrassés des constituants instables, généralement bien triés et dont les grains possèdent un bon arrondi. Ce type de sédiment s'observe depuis la base de la zone d'action des vagues de tempête jusqu'au milieu continental:
plages, dunes, barrières, rides, etc... Le matériau provient typiquement de l'érosion de zones continentales stables à relief faible.
Les arkoses ou arénites feldspathiques sont composées principalement de quartz et de feldspath. Ce sont des roches claires, souvent roses ou rougeâtres. L'orthose et le microcline sont plus abondants que les plagioclases quand la croûte continentale représente la source principale du sédiment; dans le cas contraire, une source volcanique doit être suspectée. On y observe aussi des micas et des fragments de roches. Les arkoses ne sont pas des sédiments aussi matures que les arénites quartziques: elles sont généralement plus grossières et moins bien triées que ces
dernières (sauf certaines arkoses éoliennes de milieu désertique). Beaucoup d'arkoses sont des sédiments continentaux, de type cône alluvial,
"point bar" de rivière, voire plage. La présence du feldspath implique, comme dit plus haut, un climat aride (désertique ou arctique) et/ou un relief accusé (soulèvements récents, failles actives). Certaines arkoses sont des reliques, accumulées en tout début de transgression marine et surmontées par des arénites quartziques.
Les arénites lithiques sont constituées de fragments de quartz et de roches diverses. Le mélange de quartz et de débris divers leur donne un aspect poivre et sel. Les feldspath sont généralement peu abondants, les micas sont communs. Ces sédiments s'observent aussi bien dans des cônes alluviaux que des turbidites. Il s'agit de dépôts immatures, à proximité de reliefs vigoureux.
Les wackes (graywackes): ce sont des roches généralement sombres, constituées d'une matrice et de grains de quartz, de chert, de calcaire, de roches volcaniques, de schiste, de feldspath (souvent anguleux). Il s'agit de sédiments immatures, mis en place par des courants de turbidité. On y retrouve en effet les granoclassements et les autres structures sédimentaires produites par ce type d'agent de transport et de dépôt. Il faut faire attention au caractère primaire de la matrice et veiller, pour l'interprétation, à ce qu'il ne s'agisse pas plutôt d'une arkose dont les grains de feldspath ont été complètement altérés.
Pour les sédiments mixtes, comprenant à la fois des grains de quartz et de carbonate ou de la boue calcaire et siliciclastique, la classification de Mount (1985) est recommandée.
Exemples de roches détrtiques en lame mince. A: quartzophyllade; noter la réfraction de la schistosité (S1) et la stratification (S0), soulignée par un lit plus grossier; B: schiste à chlorite (flèche); C: arénite quartzique à structure quartzitique; D: quartzwacke.
3.3. Les pélites (silts et argiles)
Ces sédiments représentent entre 50% et 80% de la colonne stratigraphique. Leur étude pétrographique et leur classification est moins élaborée que celle des grès et des calcaires, en raison de leur granulométrie très fine, en partie sous le pouvoir de résolution du microscope. Leur
importance économique est cependant grande, avec des applications industrielles multiples comme la fabrication des ciments, des briques, des céramiques, etc.
3.3.1. Composition
La composition des roches silto-argileuses est relativement constante: le shale (voir ci-dessous) moyen comprendrait 30% de quartz, 10% de feldspath et 50% de minéraux argileux (ou de micas), avec les 10% restants constitués de carbonates ou d'oxydes de fer.
Les minéraux argileux sont le produit de l'altération de roches sédimentaires, métamorphiques et ignées. Ces dernières ne contiennent pas de minéraux argileux préexistants, mais un de leurs constituants, les feldspaths, sont aisément dégradables en argiles.
La nature des minéraux argileux (diffraction X) des roches détritiques a souvent été utilisée comme indicateur de paléoenvironnement ou de diagenèse (voir ci-dessous).
3.3.2. Classification
Ces roches appartiennent au grand groupe des pélites ("mudrocks" des géologues anglais). Ce groupe comprend tous les sédiments
siliciclastiques constitués majoritairement d'éléments de la taille des silts (1/16 à 1/256 mm ou 0,062 à 0,004 mm) et des argiles (< 1/256 mm ou 0,004 mm).
Le tableau suivant est une proposition de classification, basée sur les travaux de Lundegard & Samuels (1980):
sédiments
meubles indurés faible métamorphisme métamorphisme plus élevé
silt siltite schiste silteux quartzite
2/3 silt
mud
NON LAMINAIRE: mudstone, siltite argileuse
LAMINAIRE et FISSILE (// à S0):
SCHISTOSITE:
slate, schiste silto- argileux
argillite (pas de schistosité) SCHISTOSITE: schist, phyllade
mudshale, siltite argileuse laminaire 1/3 silt
clay (argile)
NON LAMINAIRE: claystone, argilite LAMINAIRE et FISSILE (// à S0):
clayshale, argilite laminaire
SCHISTOSITE: slate, schiste argileux
argillite (pas de schistosité) SCHISTOSITE: schist, ardoise, phyllade
T
ableau III.3: classification des pélites (les termes français sont en italique)Ce tableau montre que le vocabulaire français est moins précis que le vocabulaire anglo-saxon: nous manquons de mots pour désigner les shales et les mudstones (notons que ce terme anglais peut amener la confusion avec les mudstones calcaires, voir plus loin).
Les shales sont donc des argiles compactées, plus ou moins riches en silts, présentant une fissilité parallèlement à la stratification. En Belgique, on utilise souvent sur le terrain, le terme "schiste" (="slate") qui doit s'appliquer à une roche indurée, souvent de granulométrie fine, affectée d'une schistosité (c-à-d. d'un clivage dû à une dissolution et/ou une réorientation des minéraux sous l'effet des pressions tectoniques). On devrait utiliser pour être plus correct, l'appellation "schiste argileux". Les termes ardoise ou phyllade impliquent un métamorphisme: la plus grande partie des minéraux ont recristallisé, des espèces nouvelles sont apparues. Les minéraux ainsi développés sont allongés dans des plans perpendiculaires à la pression tectonique ou lithostatique. Parallèlement à ces plans, la roche se débite en fines plaquettes luisantes, d'aspect finement cristallin .
L'analyse granulométrique proprement dite ne peut être pratiquée que sur des sédiments meubles. La détermination des différentes classes est basée sur des techniques appliquant la loi de Stokes
.
A la classification granulométrique des sédiments s'ajoutent d'autres caractéristiques, celles-ci résultant soit d'analyses microscopiques, soit d'observations macroscopiques:
- la coloration, en cassure fraîche pour les roches indurées (utiliser éventuellement une échelle de teintes). Il s'agit d'une caractéristique importante qui renseigne sur l'état d'oxydation du fer (Fe3+ rouge; Fe2+ vert) et sur la présence de matière organique (schistes noirs);
- la présence de bioturbations, de laminations;
- la minéralogie de la fraction silteuse (quartzitique, feldspathique, micacée, chloritique).
4. LES ENVIRONNEMENTS DE DEPOT DES ROCHES DETRITIQUES
Il ne s'agit ici que d'une introduction. Des ouvrages entiers sont consacrés à l'identification des milieux de dépôt des sédiments détritiques.
Cette démarche interprétative est d'une certaine manière plus délicate encore que dans le cas des environnements carbonatés (voir ci-dessous) car manquent souvent ici les informations importantes livrées par l'écologie des communautés organiques. Dans de nombreux cas, seules des
informations issues de l'interprétation des figures sédimentaires, de la granulométrie, de la géométrie des corps sédimentaires sont disponibles.
Une grande prudence s'impose donc: des sédiments presque analogues, issus d'environnements différents ne sont pas rares. Tout est dans le
"presque"...
Par commodité, nous envisagerons d'abord les sables et graviers, ensuite les sédiments fins. Il est cependant évident que ces dépôts se retrouvent mêlés dans plusieurs types de milieux, fleuves, littoraux, etc.
4.1. Sables et graviers
Les sédiments détritiques grossiers se déposent dans une grande variété d'environnements, depuis les dunes éoliennes jusqu'aux fonds océaniques (dépôts gravitaires). Ils sont cependant particulièrement caractéristiques des environnements côtiers, ou l'hydrodynamisme permet leur transport et leur dépôt. Passons ces divers milieux en revue.
4.1.1. Dépôts de cônes d'éboulis
Avant leur mobilisation par le vent, le ruissellement ou les torrents, les fragments de roche détachés de leur substrat par l'érosion subissent un transport sous la forme d'avalanche de débris. Ces cônes d'éboulis se mettent en place au pied de reliefs jeunes et sont caractérisés par un classement et une maturité très faibles.
A: avalanche de débris au pied d'un relief; Piau Engaly, France. B: détail montrant la faible maturité des dépôts: grande variété lithologique, mauvais classement, faible émoussé.
4.1.2. Dépôts éoliens
Les dunes sableuses sont évidemment de bons indicateurs de climat aride: la plupart des déserts sont confinés entre 20° et 30° de latitude (ceinture des hautes pressions) ou derrière des chaînes montagneuses qui jouent un rôle d'écran pour les perturbations (Andes, par exemple).
Comme l'air a une densité un millier de fois inférieure à l'eau, sa capacité de transport est beaucoup plus faible et les matériaux grossiers sont laissés sur place, formant un pavement ou reg. Le vent possède par contre un bon pouvoir de classement et le transport s'effectue essentiellement par saltation et collisions intergranulaires des grains sableux, avec le matériau fin exporté plus loin. Ceci explique l'homogénéité granulométrique des dépôts éoliens. Contrairement à leurs équivalents marins, les courants aériens n'ont pas la limitation imposée par la surface de la mer et les dunes éoliennes ne sont limitées en hauteur que par la force des vents et l'apport en sable. On peut considérer les critères suivants comme diagnostiques de dunes éoliennes:
Elements diagnostiques des dépôts éoliens:
- géométrie: les champs dunaires peuvent couvrir des centaines de km2 et former d'épaisses unités
sableuses de grande continuité latérale. La pente des stratifications entrecroisées éoliennes peut atteindre 35° (en moyenne 25°-30°) et les unités individuelles ("cross-bed sets") peuvent avoir une épaisseur de l'ordre de 30 m;
- séquence de comblement: il n'y a pas de séquence type comme c'est le cas en milieu marin (coarsening upward, par exemple);
- faciès associés: graviers de déflation, fentes de dessiccation (lac temporaire, oued);
- pétrographie: il s'agit de sables quartzeux très bien classés, avec un bon arrondi. Au MEB, encroûtements d'oxyde de fer, aspect "grêlé";
- fossiles: rares, hormis quelques terriers, des traces de racines et des empreintes de pattes.
Il faut remarquer que comme pour tous les dépôts continentaux, les dépôts éoliens ont peu de chance d'être préservés dans l'histoire géologique (sauf dans des bassins à subsidence rapide).
Dunes éoliennes fossiles, Pléistocène supérieur, Hergla (Tunisie); le schéma à droite, souligne le pendage élevé des stratifications.
Stratifications obliques métriques dans les grès éoliens de la Formation de Navajo, Jurassique, Page, Arizona, USA.
4.1.3. Dépôts fluviatiles
En contexte fluviatile, les premiers corps sédimentaires à se former sont les cônes alluviaux ("alluvial fans"). Ces cônes se développent
(principalement en milieu désertique ou montagnard) au débouché d'un canyon dans une vallée ou une plaine, quand le courant fluviatile ralentit brutalement. Au fur et à mesure de sa décélération, le courant perd sa capacité de transport et dépose sa charge sédimentaire.
Cône alluvial débouchant dans la Death Valley, Californie, USA. La flèche désigne un chenal récent.
Ce type de système fluviatile, avec une charge abondante forme un réseau en tresse ("braided stream") (Fig. III.5). Outre le transport par les eaux fluviales, les sédiments des cônes alluviaux sont également mobilisés par des écoulements en masse (debris flows). Dans les régions désertiques, ces écoulements en masse ont souvent un caractère catastrophique ("flash flood") et peuvent transporter des blocs de plusieurs tonnes: les
sédiments qui en résultent sont extrêmement mal classés et non stratifiés.
Une coupe dans un cône alluvial donne en général une alternances d'écoulements en masse mal classés et de conglomérats (="fanglomérats") et sables fluviatiles. Suivant la prépondérance des faciès fluviatiles ou des écoulements en masse, on peut distinguer deux types extrêmes de cônes alluviaux ainsi que des types mixtes. Ceux qui sont dominés par les écoulements en masse (Fig. III.4A) montrent des faciès de paraconglomérats et sables, avec dans la zone proximale (près du débouché du canyon), des coulées de débris amalgamées (parfois en unités pluri-métriques) et
dans la zone distale, des coulées sableuses interdigitées avec des sédiments fins. Les cônes alluviaux dominés par les écoulements fluviatiles (Fig. III.4B) montrent des conglomérats chenalisés et des chenaux sableux à stratification oblique, avec une forte amalgamation dans la zone proximale.
Figure III.4: deux types de cônes alluviaux, avec l'organisation des corps sédimentaires. A: dominé par les coulées de débris. B: dominé par les écoulements fluviatiles.
On observe souvent une granocroissance générale du cône alluvial due à la progradation, avec les faciès distaux relativement fins surmontés par des faciès proximaux plus grossiers. Les deux types extrêmes évoqués ci-dessus peuvent aussi passer de l'un à l'autre en fonction d'évolutions climatiques (les climats arides à précipitations fortes et irrégulières correspondent au type à debris flow, les climats à précipitations plus régulières au type à chenaux).
Si le cône alluvial débouche directement en milieu marin, on a ce que l'on appelle un "fan delta" où les matériaux grossiers d'origine alluviale peuvent être mêlés à des sédiments marins plus fins. Il faut noter que cônes alluviaux et fan deltas sont caractéristiques de zones tectoniquement actives, avec un rajeunissement permanent du relief. Quelques éléments sont diagnostiques:
Eléments diagnostiques des cônes alluviaux:
- contexte tectonique actif, proximité de reliefs jeunes;
- géométrie: en forme de cône; la puissance peut être énorme si la subsidence est continue (plusieurs km);
- faciès: conglomérats fluviatiles, grès à stratification entrecroisée, debris flows non classés.
Matériaux anguleux, immatures. Lignes de courant divergentes à partir du sommet du cône;
- pas de fossiles.
Envisageons maintenant les réseaux fluviatiles. On distingue deux systèmes majeurs: les réseaux en tresse et les réseaux à méandres.
Exemples de systèmes fluviatiles: A: réseau à chenaux en tresse, Inde. B: réseau à méandres, Brésil; ma=méandre abandonné. Photos Google Earth.
Dans la partie supérieure de leur cours, beaucoup de systèmes fluviatiles possèdent un réseau en tresse (Fig. III.5). Sur un lit large, de nombreux chenaux enserrent des bancs caillouteux. Leur charge sédimentaire est importante et grossière et leur débit est extrêmement fluctuant. Toutes ces caractéristiques sont à l'origine du colmatage et de la rapide migration des chenaux. On observe des corps sédimentaires hétérogènes, de
granulométrie variable où les sédiments déposés sont encore immatures. Dans le cas particulier de chenaux plus stables, séparant des îles stabilisées par une certaine couverture végétale, on parlera de réseau à chenaux anastomosés.
Exemple actuel d'un réseau fluviatile en tresse, l'Arc en Savoie. A: vue générale des chenaux et des bancs sablo-caillouteux. B: détail d'un banc montrant les galets transportés lors des crues reposant sur des sédiments plus fins.
Grès et conglomérat dans un chenal fluviatile en tresse. Frankenbourg, Permien.
Figure III.5: schéma d'un système fluviatile à chenaux en tresse et exemple d'une séquence de comblement.
Eléments diagnostiques des systèmes fluviatiles à chenaux en tresse:
- contexte: relief jeune, comme pour les cônes alluviaux. Les réseaux en tresse sont localisés dans la partie amont du système fluviatile;
- faciès: corps sablo-graveleux allongés, relativement rectilignes, passant latéralement aux dépôts
plus fins de la plaine alluviale. Au sein de ce corps, les faciès sableux et sablo-graveleux sont dominants. Contrairement aux systèmes fluviatiles à méandres (cf. ci-dessous), silts et boues sont rares. Les stratifications entrecroisées en festons et en auges ("trough cross stratification") et les stratifications planes (vitesse de courant maximale) sont communes;
- séquences de comblement: relativement courtes et amalgamées: c'est une conséquence du caractère éphémère des chenaux. La séquence complète est la suivante (Fig. III.5): gravier (="lag deposit"), chenal (stratification en auges), éventuellement bancs sableux (stratification inclinée), sables boueux avec traces de racines (séquence de type "fining upward");
- fossiles: peu ou pas, hormis des traces de plantes.
Dans leur partie inférieure, les systèmes fluviatiles possèdent un profil à gradient faible et la plupart des matériaux grossiers ont été déjà déposés.
Leur tracé devient plus sinueux et l'on y observe des méandres. L'érosion ne se manifeste plus par la formation de nouveaux chenaux (comme dans le cas des réseaux en tresse), mais plutôt par la modification des chenaux existants. Mais revenons un peu plus en détail sur les chenaux.
Les chenaux sont des structures érosives, concaves vers le haut, pouvant atteindre des dimensions latérales importantes (de l'ordre de la centaine de m). Leur remplissage sédimentaire, d'épaisseur métrique à décamétrique, est souvent plus grossier que les sédiments qu'ils entaillent. L'érosion se produit le long de la rive concave. Le comblement se fait par accrétion latérale sur la rive convexe (Fig. III.6) avec production de
stratifications obliques à grande échelle ("point bars" ou lobes de méandre), ou encore par couches horizontales ou concaves vers le haut (festons, auges). Dans le sédiment remplissant le chenal, différents types de structures sédimentaires peuvent exister: rides de courant, lamination
horizontale, groove marks, slumps, figures de charge. La base érosive des chenaux est localement surmontée d'un dépôt grossier de galets mous ou de coquilles ("chanel lag").
Figure III.6: séquence classique de remplissage d'un chenal par progradation latérale d'un lobe de méandre (temps t1, t2, t3 et t4). On observe une déflexion du courant (flèches bleues) vers la rive concave, à l'origine de l'érosion. La composante latérale du courant, responsable du dépôt, est générée par une élévation de la surface de l'eau le long de la rive concave.
"Point bar" ou "lobe de méandre" dans un coude de la Chavratte (Lorraine belge).
Des levées latérales bordent les chenaux (Fig. III.7); elles sont dues au ralentissement des courants au niveau de la bordure du lit mineur.
L'existence de ces levées, formant relief, est à l'origine du développement de zones marécageuses en dépression, lorsque l'on s'écarte du cours de la rivière. Ces zones sont basses, mal draînées et servent de bassin de décantation pour les particules les plus fines lors des inondations de la plaine alluviale. En particulier, lors des grandes crues, des eaux peuvent emprunter des ouvertures au sein des levées, élargissant progressivement leur passage et creusant un réseau de chenaux secondaires sur les pentes supérieures des levées. Des sédiments relativement grossiers sont
amenés ainsi dans les dépressions latérales où ils constituent des dépôts en forme de langues surbaissées appelés "crevasse splay". Par suite de l'ouverture progressive des brèches, les "crevasses splays" sont des niveaux granocroissants!
"Crevasse splays", minces lits granocroissants de grès dans un sédiment fin de plaine alluviale. Sondage, carrière de Cielles, Formation de Saint-Hubert, Lochkovien.
Après un recoupement de méandre, le bras abandonné se caractérise par une sédimentation lacustre, plus fine, parfois interrompue par des dépôts plus grossiers de crue. Le comblement du lac se termine par des sédiments de marais ou de tourbière.
Les chenaux sont présents dans de nombreux types d'environnements : alluvial, mais aussi littoral (voir plus loin).
Voici quelques éléments caractéristiques des systèmes fluviatiles à méandres:
Figure III.7: schéma d'un système fluviatile à méandres et exemple d'une séquence de comblement. Les levées latérales bordant le chenal se développent suite à la diminution de la vitesse du courant près de la berge. Elles peuvent se rompre lors des crues (crevasse splays).
Figure III.8: photo et schéma interprétatif d'une coupe dans un système fluviatile triassique (L'Escalette, Larzac, France). (1) rides et mégarides sableuses en milieu deltaïque; (2) remplissage argileux d'un chenal après recoupement et abandon du méandre; alternance de chenaux à
remplissage sableux (3) et d'argiles bordeaux de plaine d'inondation (4).
Eléments diagnostiques des systèmes fluviatiles à méandres:
- contexte: les rivières à méandres sont localisées dans la partie basse des cratons. Elles sont
entourées de vastes plaines d'inondation à sédiments laminaires fins; localement, la rupture des levées naturelles bordant les chenaux donne naissance à des lentilles de sédiments plus grossiers à
granoclassement inverse: les "crevasse splays".
- faciès: proches des systèmes en tresse avec cependant une proportion beaucoup plus importante de sédiments fin et surtout des lobes de méandre (Figs. III.6, 7). Des lacs (méandres abandonnés) sont fréquents de même que tout le cortège des phénomènes de pédogenèse dans la plaine alluviale.
- séquences de comblement: mieux développées que dans le cas des systèmes en tresse, de type fining upward depuis des graviers jusqu'à des boues ou de la tourbe.
4.1.4. Dépôts côtiers
Généralement, la transition entre environnement fluviatile et environnement côtier est assez graduelle. Un certain nombre de milieux peuvent être considérés comme mixtes, reflétant des influences à la fois marines et continentales: c'est le cas notamment des deltas, des lagunes, des estuaires, des "tidal flats"...
En particulier, au niveau des embouchures de fleuves, en fonction du rapport apport fuviatile-érosion marine, on peut distinguer plusieurs morphologies: deltas, et divers types d'estuaires (cf. Strahler & Strahler, 1983 par exemple) (Fig. III.9).
