Université de Liège

Faculté des Sciences

Département de Géologie

Eléments de Sédimentologie

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, 2013


Table des matières

 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 régionale).

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:

 

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 ou ont été précipités dans un bassin de sédimentation. 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) 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 et 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). 

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).

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: 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 meubles

sédiments indurés

> 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: classification 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; anciennement, les géologues de l'Ardenne appelaient psammite un grès particulier du Famennien du Condroz, caractérisé par un grain fin, un zonage net 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:

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. Les grès

3.1.1. 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, du pétrole, 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.

3.1.2. Composition minéralogique

On peut envisager la composition minéralogique des grès sous des aspects très différents:

Passons en revue les constituants majeurs des grès:

3.1.3. Granulométrie

Plusieurs méthodes existent suivant les classes granulométriques et le fait que l'on étudie un sédiment meuble ou 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, de la façon suivante:

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,...).

3.1.4. Classification

La plupart des classifications modernes font intervenir la composition minéralogique du grès et sa teneur en matrice fine. La classification la plus utilisée semble être celle proposée par Dott en 1964 (Fig. III.2). 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 trois grands groupes: les arénites, les wackes et les mudrocks.

Figure III.2: 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.

Sans diminuer l'intérêt de cette classification, il faut néanmoins souligner les points suivants:

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.

3.2. 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 difficile, car elles manquent en général à la fois de macro- et de microfossiles.

3.2.1. 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. Comme dans le cas des grès, 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 la proportion de matériaux plus fins, l'arrondi et la diversité, on rejoint ainsi la notion de maturité comme dans les grès.

Maturité croissante de dépôts de galets actuels: A: moraine; B: cône d'avalanche; C: rivière; D: plage.

3.2.2. 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: même méthode que pour les grès, avec une ligne matérialisée par une ficelle sur l'affleurement).

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.

3.2.3. 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.3). 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 conglomérats (extraformationnels), 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. Comme dans le cas des grès, 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.3: classification des conglomérats et brèches d'après Prothero & Schwab (1996).

A: orthoconglomérat oligomictique; B: paraconglomérat à matrice non laminaire: tillite.

3.3. Les sédiments argileux et silteux

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 "mudrocks" (littéralement "roches de boue") 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): mudshale, siltite argileuse laminaire

CLIVAGE: slate, schiste silto-argileux

argillite (pas de clivage)

CLIVAGE: schist, ardoise, phyllade

1/3 silt

clay (argile)

NON LAMINAIRE: claystone, argilite

LAMINAIRE et FISSILE (// à S0): clayshale, argilite laminaire

CLIVAGE: slate, schiste argileux

argillite (pas de clivage)

CLIVAGE: schist, ardoise, phyllade

Tableau III.2: classification des "mudrocks" (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 traités 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 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 seront 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 sédiments fins, ensuite les sables et graviers. Il est cependant évident que ces dépôts se retrouvent mêlés dans plusieurs types de milieux, fleuves, littoraux, etc.

4.1. Argiles et silts

4.1.1. Sédiments résiduels

Ces dépôts continentaux sont rares dans l'histoire géologique, car ils sont en général remaniés au cours des épisodes transgressifs.

On en connaît cependant un certain nombre d'exemples, dont l'identification est importante, car ce sont des marqueurs d'émersion relativement prolongée. Il s'agit, en milieu siliciclastique, des silcretes. Les structures déterminantes de ce type de formation (rhizocrétions, nodules, marmorisation, etc.) sont les mêmes que celles des calcretes (voir cours de processus sédimentaires). Un bon exemple de ces sols sont les niveaux à radicelles au mur des veines de charbon dans le Houiller. Ces niveaux contiennent aussi des nodules de sidérite. Un autre exemple important est la bauxite, accumulation de matériaux insolubles suite aux processus de "ferrallitisation" ou de "latérisation".

La nature minéralogique des argiles des sols est fréquemment utilisée comme indicateur paléoclimatique.

4.1.2. Sédiments détritiques

La grande majorité des silts et argiles provient de l'érosion continentale. Ces matériaux fins sont généralement transportés en suspension par les rivières et déposés dans des environnements calmes (plaines d'inondation, lacs, deltas, océan).

Le vent est aussi un agent de transport important, remaniant des matériaux issus d'environnements désertiques (déserts chauds ou froids) et les déposant en milieu continental sous la forme de loess ou dans les océans. Le transport par la glace est à la base de la formation des moraines. Envisageons plus en détail le transport par l'eau.

(1) En milieu continental, on distingue assez facilement les boues de plaine d'inondation fluviale des boues lacustres:

- les boues des plaines alluviales sont associées à des corps sableux (chenaux, voir plus bas) et montrent souvent des indices de pédogenèse (nodules, racines, etc.);

- il existe un grand nombre de types de boues lacustres, en fonction de la géochimie des lacs, du climat, de la nature des apports, de la productivité organique. Une caractéristique commune est néanmoins la présence d'une lamination millimétrique. Ces sédiments laminaires sont appelés varves. La rythmicité peut être due à des proliférations planctoniques ou des apports saisonniers de sédiments. Comme dans le cas des bassins océaniques, des black shales peuvent se former dans des lacs dont les eaux profondes sont déficitaires en oxygène.

(2) En environnement marin, les sédiments fins se déposent dans des zones de bathymétrie très différente: depuis la côte, en milieu protégé ou le long de "muddy coastlines" jusqu'à l'océan profond.

- Les "muddy coastlines" sont adjacentes à des estuaires de grands fleuves, amenant d'importantes quantités de matériaux fins. Un grand nombre de sous-environnements sont possibles, suivant la morphologie, le climat, etc: par exemple: "tidal flats", mangroves,... Des boues inter- à supratidales sont également déposées dans des fonds de baies (exemple: baie du Mont St-Michel) ou dans des lagunes, protégées des vagues par une barrière (exemples anciens: Marnes de Strassen, Formation d'Evieux).

Critères d'identification des boues côtières

présence de chenaux de marée remaniant éventuellement des sédiments plus grossiers;

entilles sableuses avec stratification entrecroisée bidirectionnelle ("herringbone"), formées par les courants de marée;

sédiments mixtes sablo-argileux avec structures en "flaser bedding";

structures liées à l'émersion: polygones de dessiccation, galets mous, etc;

flore et faune caractéristiques (voire adaptées à des milieux saumâtres ou hypersalins);

horizons pédogénétiques, traces de racines.

- Au-delà des sables côtiers, en direction de la pleine mer et à partir d'une certaine profondeur (sous la zone d'action des vagues "normales"), on trouve une vaste aire occupée par des boues détritiques ("nearshore mud belt"). La position de cette ceinture dépend bien sûr du caractère plus ou moins énergique de la houle. Pour des côtes nettement exposées, la ceinture boueuse peut être fortement déplacée vers le large. On peut utiliser les critères d'identification suivants:

Critères d'identification des boues de plate-forme (nearshore mud belt)

boues généralement bioturbées, riches en épifaune et endofaune (avec un caractère normal, c-à-d. non restreint);

organismes pélagiques fréquents;

des passées plus grossières traduisent des augmentations temporaires de l'agitation: ce sont les tempestites (Figs. III.8A et B). Selon leur éloignement relatif du rivage, leur fréquence et leur épaisseur diminue. Un très bel exemple de boues à tempestites est la Formation de la Famenne et la Formation d'Esneux. De la base vers le sommet de cette grande séquence, l'évolution des tempestites souligne une progradation côtière;

ces boues passent souvent verticalement, par progradation, à des corps sableux (barrière, plage).

- Les sédiments déposés en eaux plus profondes, en milieu océanique, sont appelées boues hémipélagiques. Ce type de dépôt couvre une part importante de la plate-forme externe, des talus et des bassins océaniques. Dans l'océan actuel, des eaux froides, denses et bien oxygénées plongent au niveau des régions polaires et diffusent vers les latitudes moins élevées (circulation thermohaline): ces courants sont responsables d'une bonne oxygénation des fonds marins. Les boues hémipélagiques possèdent généralement les caractères suivants:

Critères d'identification des boues hémipélagiques

les seuls organismes présents sont pélagiques: diatomées, foraminifères planctoniques, coccolithes (Mésozoïque-Actuel), radiolaires (Paléozoïque-Actuel), céphalopodes (Paléozoïque supérieur-Mésozoïque), graptolites (Paléozoïque inférieur);

on y observe des turbidites et des écoulements de débris ("débris flows") (Fig. III.10). Le Cambro-Ordovicien belge est riche en formations turbiditiques: citons en exemple les Formations de Tubize (Massif de Brabant) et de Jalhay (Massif de Stavelot);

des encroûtements de fer et de manganèses sont parfois présents;

on peut observer des remaniements, des érosions, des graviers ("lag-deposits") dûs à des courants de fond.

Les argiles sont un constituant important des boues hémipélagiques (voir Fig. V.1). Les espèces minérales les plus abondantes sont l'illite, la smectite et la kaolinite; la chlorite et certains interstratifiés sont également assez répandus. D'une manière générale, ces minéraux sont issus des terres émergées et reflètent de manière assez précise la nature des argiles compris dans les formations continentales superficielles. De fait, si l'on examine la Figure III.4, on constate:

Ces observations sont valables pour l'océan actuel: à partir d'un certain degré d'enfouissement, le cortège argileux évolue par diagenèse vers un assemblage illite-chlorite. L'utilisation des argiles comme indicateur climatique est donc à manier avec précaution.

- Dans certains bassins isolés, où la circulation des eaux est trop faible pour renouveler l'oxygène du fond, la matière organique s'accumule dans le sédiment et donne naissance à des "black shales". Certains de ces dépôts peuvent être riches en hydrocarbures. Ces black shales sont dépourvus d'endofaune et on n'y observe que des fossiles d'organismes pélagiques. Ils sont souvent riches en Cu, Pb, Zn, Mo, V, U et As. Ces éléments sont adsorbés sur les argiles et la matière organique. Une tendance anoxique peut résulter d'une diminution de la circulation des eaux mais aussi d'une augmentation de l'apport en matière organique (accroissement de productivité des eaux de surface). Des exemples actuels sont les fjords, la Mer Noire, certaines fosses océaniques. Dans l'Ancien et proche de nous, on peut citer les schistes noirs de la Formation de La Gleize (Cambrien du Massif de Stavelot).

Figure III.4: répartition des argiles dans l'océan actuel.

4.1.3. Sédiments d'origine volcanique

Les sédiments fins générés par l'altération des roches volcaniques sont appelés bentonites si la montmorillonite est le constituant principal et tonstein si la kaolinite est dominante. Des zéolites peuvent aussi se former. La reconnaissance de ces sédiments est basée sur la présence de pseudomorphes de verre volcanique (aiguilles, bulles,...), de cristaux euhédraux (zircon, par exemple) et sur la composition géochimique.

4.2. 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.

4.2.1. 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.

4.2.2. 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;

il n'y a pas de séquence type comme c'est le cas en milieu marin (progradation, 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.

4.2.3. 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.6). 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.5A) 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.5B) montrent des conglomérats chenalisés et des chenaux sableux à stratification oblique, avec une forte amalgamation dans la zone proximale.

Figure III.5: 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.6). 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.6: 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

comme pour les cônes alluviaux, relief jeune. 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 relativement courtes et amalgamées: c'est une conséquence du caractère éphémère des chenaux. La séquence complète est la suivante (Fig. III.6): gravier (="lag deposit"), chenal (stratification en auges), éventuellement bancs sableux (stratification inclinée), sables boueux avec traces de racines (séquence de type "fining upward");

peu ou pas de fossiles, 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.7) 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.7: 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.8); 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".

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.8: 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. Sable en beige, argile et silt en vert, tourbe en gris et paléosols en rouge.

Figure III.9: 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

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, des séquences mieux développées et surtout des lobes de méandre (Figs. III.7, 8). Des lacs (méandres abandonnées) sont fréquent de même que tout le cortège des phénomènes de pédogenèse dans la plaine alluviale.

4.2.4. 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.10).

Figure III.10: différents types d'embouchures. A: delta digité avec développement de chenaux en éventail bordés de levées sableuses (ls); lors de la rupture de ces levées se forment des dépôts de "crevasse splay" (cs); aux extrémités des chenaux se déposent des barres d'embouchure (be), suite à la décélération des courants fluviatiles; ce type de delta se forme lorsque les apports fluviatiles sont dominants. B: estuaire avec barres sableuses linéaires (bs), formées par les courants tidaux; ce type d'embouchure se développe lorsque les courants de marée sont dominants.C: estuaire avec flèche sableuse (f, cf. ci-dessous) et cordons sableux en bordure de plage; ce type d'embouchure se forme lorsque les effets de la houle (h) sont dominants et génèrent une dérive littorale.

Les deltas se développent lorsque les rivières amènent au milieu marin plus de sédiment que ce que l'érosion marine peut mobiliser (Fig. III.10A).

Dans une première approche, on peut subdiviser un delta en plusieurs sous-environnements: la plaine deltaïque avec son système fluviatile et son complexe littoral; le front deltaïque fortement incliné; et le pro-delta qui fait la transition avec la plate-forme marine. De même que les lobes de méandre, les deltas progradent latéralement et les lignes-temps sont parallèles à la surface du front deltaïque (Fig. III.11).

Comme l'eau douce possède une densité moindre que l'eau salée, le courant fluviatile se propage au-dessus de l'eau de mer, parfois à grande distance du delta (plusieurs centaines de km dans le cas de l'Amazone...). Ce courant ralentit progressivement et dépose sa charge sédimentaire sous la forme de levées latérales ou de barres d'embouchure perpendiculaires au courant ("mouth bars"). En conséquence, beaucoup de deltas apparaissent comme une formation silto-argileuse (décantation de boues dans les lagunes, la plaine deltaïque, le pro-delta) dans lequel sont dispersés des corps sableux discontinus: chenaux, barres d'embouchure, dunes, etc.

Figure III.11: A: coupe simplifiée dans un delta. B: séquence sédimentaire produite par la progradation d'un delta; l'épaisseur d'une telle séquence dépend de l'apport sédimentaire, de la subsidence, des variations eustatiques. La partie supérieure de la séquence (fining upward) peut être très variable en fonction de la localisation des chenaux.

Eléments diagnostiques des deltas

les deltas sont situés en contexte de marge passive; ils sont associés à des dépôts fluviatiles et à des sédiments littoraux. Grossièrement triangulaires en plan et en forme de coin en coupe, leur superficie peut atteindre des milliers de km2 pour une puissance parfois pluri-kilométrique;

faciès: contrairement aux séquences de comblement fluviatile qui sont du type fining-upward, les séquences deltaïques sont de type coarsening-upward, avec le passage de boues pro-deltaïques à des sables de barres ou de chenaux et ensuite éventuellement de type fining upward en passant à des boues ou des sédiments riches en matière organique (charbon) de la plaine deltaïque (Fig. III.11). Les sables montrent des stratifications entrecroisées. Les levées et la plaine deltaïque sont constituées de boues laminaires à bioturbées. Les boues pro-deltaïques contiennent des niveaux sableux occasionnels correspondant à des crues fluviales. Slumps et déformations syn-sédimentaires sont fréquents suite à l'inclinaison du front deltaïque;

la matière organique végétale est très abondante dans la plaine deltaïque (marais, mangrove). Des organismes de milieux palustre peuvent y pulluler. La faune des boues pro-deltaïques montre un caractère marin plus affirmé.

Nombreux slumps dans des schistes de la Formation de Le Cosquer, Ordovicien. Il s'agit d'un front de delta et les slumps sont dus à des glissements sur la pente. Coupe du Verya'ch, Crozon, Bretagne.

Le long des côtes où l'apport sédimentaire des rivières est faible ne se forment pas de deltas. La sédimentation est dominée par l'influence des marées et/ou des courants côtiers générés par les vagues (Fig. III.10B, C). Les différents environnements sont étagés en fonction du taux d'exposition du sédiment dû au balancement des marées et selon l'énergie du milieu (Fig. III.12).

Figure III.12: zonation bathymétrique de la plate-forme continentale.

En climat humide (tempéré ou chaud), les côtes où dominent l'influence des marées voient la partie supérieure du littoral (zone supratidale) colonisée par des marais maritimes: c'est le "schorre" ou "herbus", inondé seulement lors des grandes marées. Ces zones légèrement surélevées, couvertes d'une végétation herbacée, sont des environnements exigeants où ne survivent que des organismes tolérants à de grandes variations de salinité (exemples: Verdronken Land van Saeftinge, Baie de Somme, Baie du Mont-Saint-Michel,...). Le sédiment est riche en matière organique (boues réductrices) et souvent intensément bioturbé.

Schorre. A: vue générale du marais, recoupé par un chenal à marée basse (Ile Grande, Bretagne); B: détail d'un chenal à marée haute (Paimpol, Bretagne).

Alternance de dépôts argilo-sableux (gris) et de tourbe (noir) dans un sondage recoupant l'Holocène de la plaine maritime belge. Il s'agit de dépôts de schorre.

Colonisation progressive de l'estran (zone de balancement des marées) par une végétation halophile; il s'agit ici de salicornes. La présence de cette végétation va favoriser l'ensablement en fixant les sédiments et la zone supratidale va s'étendre. Baie de Somme, France.

L'estran (ou zone de balancement des marées ou zone intertidale) peut voir le développement de "tidal flats" ou "slikke", zones à très faible relief. La partie supérieure de cette zone voit le dépôt de boues en environnement relativement calme ("mud flat"); la partie inférieure, soumise à l'action de courants plus forts, est caractérisée par des dépôts sableux ("sand flat"). Les chenaux tidaux qui se développent dans la partie inférieure du littoral et étendent leurs ramifications jusque dans la zone intertidale incisent les tidal flats. Leur migration latérale (par érosion et progradation de lobes de méandre, comme en environnement fluviatile) est responsable d'importants remaniements et transferts de sédiments. Dans les chenaux les plus larges, les courants de marée sont rapides et le remplissage sédimentaire est sableux, surmontant un "lag deposit" constitué de débris coquilliers et d'agrégats boueux. La vitesse de sédimentation est élevée et la bioturbation peu abondante. Dans les chenaux les plus petits, le remplissage est boueux.

Les marées impriment un cachet unique aux tidal flats: un cycle -courant de flux-courant de jusant-exhondaison- répété tous les jours ou deux fois par jour. Ce cycle produit ce que l'on appelle le "tidal bedding", à savoir la succession d'une lamine sableuse pour le flot, une lamine de boue pour l'étal de marée haute, une lamine sableuse pour le jusant et à nouveau une lamine de boue pour la marée basse. Souvant, les lamines sableuses montrent des stratifications inclinées en sens opposé, matérialisant les deux directions de courant ("herringbone"). Une autre caractéristique des tidal flats est le "flaser bedding" et le "lenticular bedding": ces structures se forment par dépôt de boue dans les espaces entre les rides de courant. Si les courants de flux et de reflux ne sont pas parallèles, des rides d'interférence peuvent se former; si les vitesses des deux courants sont différentes, deux systèmes de rides de longueur d'onde différentes se marquent.

Tidal bedding, Holocène, plaîne côtière belge.

Wavy bedding. Ces dépôts enregistrent des cycles semi-diurnes (alternances sables/silts) et des cycles semi-mensuels de vives eaux (ve) et de mortes eaux. Actuel, Pontaubault, Baie du Mont-Saint-Michel, France.

Eléments diagnostiques des schorres et slikkes

côtes à marées de forte amplitude;

faciès: sédiments fins dans la partie supérieure ("mud flat") des tidal flats et marais maritimes, relativement grossiers dans la partie inférieure ("sand flat") et dans les chenaux; la zone de transition correspond au "mixed flat". Nombreuses structures sédimentaires typiques: flaser bedding (sand flat), lenticular bedding (mud flat), herringbone, rides d'interférence. Bioturbation importante, nombreuses traces et témoins de l'activité d'animaux terrestres durant la marée basse. Matière organique (tourbe, charbon) abondante dans les marais maritimes;

séquences: la séquence de progradation est de type "fining upward": sables à stratifications entrecroisées, flaser ou lenticular bedding (boues et sables), boues noires bioturbées;

fossiles: faune et flore tolérants aux changements de salinité et à l'exposition: certains crustacés, huîtres,...

Des barrières, complexes sableux allongés parallèlement au rivage, se forment le long de côtes où l'apport sédimentaire est important et où le marnage est suffisamment faible (<3m en général) pour que l'influence des courants de dérive littorale soit prépondérante sur celle des courants de marée. Ces barrières peuvent isoler des lagunes où domine la sédimentation boueuse. Le phénomène de dérive littorale apparaît lorsque la houle n'est pas perpendiculaire à la plage et entrîne un déplacement latéral du matériel sédimentaire (Fig. III.13).

Figure III.13: A: la houle n'est pas perpendiculaire au rivage et le trajet d'un grain sédimentaire lors de l'avancée d'une vague est différent de son trajet lors du recul de la vague suivant la ligne de plus grande pente. Ceci induit un transport net parallèle au littoral. B: développement d'une flèche par dérive littorale.

Flèche sableuse aux Sables d'Or, Bretagne.

 

Succession lagune, barrière, plage. Dragey, Baie du Mont-Saint-Michel, France.

Le long d'un transect perpendiculaire à la côte, en progressant vers le large, on constate une diminution progressive de la granulométrie des sédiments et une grande variété de structures sédimentaires. La plage en elle-même est caractérisée par des laminations planes parallèles, témoins de la rapidité des courants. Ensuite, entre la basse plage et la base de la zone d'action des vagues de beau temps ("shoreface") on observe des rides d'oscillation de vagues symétriques et bifurquées, des stratifications en auges, des stratifications planes.

Sur les côtes exposées aux fortes houles (et où existe un stock sédimentaire suffisant) peuvent se mettre en place des cordons de galets, localisés en haut de plage. Le transport a lieu lors des tempêtes.

A: cordon de galets en haut de plage;  la mer est à gauche de l'image; B: détail du cordon reposant sur le sable de la plage; remarquer les marques de ruissellement ("rill marks") sur le sable. Erquy, Bretagne.

A: stratification plane de plage. B: passage latéral entre des rides de courant et une stratification plane, Zuydcoote.

Eléments diagnostiques des plages et barrières

association avec d'autres faciès côtiers, ainsi qu'avec des faciès de mer ouverte;

faciès: sédiments sableux matures (quartz), occasionnellement minéraux lourds. Stratification plane, herringbone, entrecroisée en auges, rides d'oscillation. Les fossiles sont généralement brisés; lumachelles;

la séquence de progradation est de type coarsening upward et comprend les termes suivants: sables fins bioturbés, stratifications HCS (ZAVT-ZAVBT), sables bien classés avec stratifications planes et entrecroisées (auges, oscillation, courant).

4.2.5. Dépôts de plate-forme

La profondeur de la plate-forme peut varier entre 10 et 200 m (un bon exemple actuel de plate-forme siliciclastique est la Mer du Nord, mais la majeure partie des matériaux sont des reliques d'environnements glaciaires, fluviatiles ou côtiers, formés avant la transgression post-glaciaire).

Les sédiments de plate-forme subissent l'action des courants tidaux et des courants et des vagues de tempêtes. On distingue en général deux grands types de plates-formes (Fig. III.14): les plates-formes où les processus sédimentaires sont dominés par l'action des vagues ("weather dominated"=WD) et les plates-formes où ces processus sont dominés par l'action des marées ("tide-dominated"=TD).

- Les courants modérés induisent la formation de rides sur les fonds sableux et les courants forts (>60 cm/s), de mégarides ou dunes sous-marines ("megaripples"). Ces dunes peuvent atteindre une quinzaine de mètres de hauteur pour une longueur d'onde de 500 m. La stratification est inclinée (avec "foresets") ou entrecroisée en auges. Dans le cas des rides, l'épaisseur des unités ("sets") est inférieure à 4 cm, dans le cas des mégarides, elle peut atteindre 1 m (très beaux exemples dans le Sinémurien de la Lorraine belge). Le sédiment sableux est bien classé.

- Le sédiment peut être également transporté par des courants générés par des tempêtes (courants de densité). Les plus grandes des structures ainsi produites peuvent ressembler aux rides de courants tidaux, avec stratifications entrecroisées. Un certain nombre de différences permet cependant d'effectuer la distinction:

Eléments diagnostiques des dépôts sableux de plate-forme

association avec des dépôts côtiers, voire des dépôts de bassin;

faciès: corps sableux lenticulaires (parfois de grande dimension) au sein de sédiments plus fins (argiles, shales). Sédiments matures, souvent bien classés: quartz, fragments de coquilles, glauconite. Nombreuses figures sédimentaires dont: HCS, stratification inclinée à grande et petite échelle, lits granoclassés (tempestites), etc.

la séquence progradante type est la suivante: boues bioturbées, boues à niveaux sableux de tempêtes, sables à HCS, mégarides à stratifications en auges ou inclinée;

fossiles: caractère marin ouvert, non restreint.

 

Figure III.14: quatre séquences typiques de plate-forme siliciclastique. A: plate-forme progradante de type "storm-dominated"; B: plate-forme rétrogradante de type "storm-dominated"; C: plate-forme rétrogradante de type "tide-dominated"; D: plate-forme aggradante de type intermédiaire.

4.2.6. Tempestites

Sur la plate-forme, entre la base de la zone d'action des vagues de beau temps (ZAVBT ou en anglais "Fair Weather Wave Base") et la zone d'action des vagues de tempête (ZAVT ou "Storm Wave Base"), on observe dans des sédiments généralement fins, des niveaux sableux avec des stratifications en auges et mamelons (HCS, "hummocky cross stratification"): les tempestites.

Ces corps sédimentaires développés sur des plates-formes ouvertes, soumises à des tempêtes périodiques, montrent à la fois une évolution verticale, sur quelques cm à quelques dm (séquence dite de tempestite, Fig. III.15) et une évolution latérale, depuis des dépôts proximaux jusqu'à des dépôts distaux.

La séquence idéale de tempestite se caractérise par les éléments suivants (de bas en haut):

- des sillons (" furrows ") plus ou moins érosifs à la base, témoins de l'augmentation brutale de la vitesse des vagues et des gouttières d'érosion ("gutter casts"). Les sillons sont des figures de base de banc, concaves, de largeur supérieure à 50 cm ; les gouttières peuvent être droites ou sinueuses, ont de 2 à 25 cm de largeur pour une profondeur pouvant atteindre 15 cm. Leur surface peut comporter de nombreux "tool marks" et leurs parois latérales peuvent être abruptes;

- un premier dépôt grossier très souvent constitué de coquilles et débris;

- un sable avec des laminations planes parallèles, passant vers le haut à des stratifications en mamelons ("hummocky cross stratification"), puis éventuellement des stratifications de rides de vagues;

- des sédiments plus fins, souvent bioturbés: ces derniers dépôts correspondant à la sédimentation de "beau temps", avec une diminution de la vitesse de sédimentation et de la granulométrie.

Cette séquence est la plus complète. En zone plus distale, les sillons sont de moins en moins marqués et finissent par disparaître vers le large. En ce qui concerne la séquence sédimentaire, elle se réduit latéralement d'abord aux sables à stratification en mamelons, ensuite à des "strates granoclassées" laminaires d'épaisseur centimétrique, enfin à des sphéroïdes. Les sphéroïdes sont des objets ovoïdes cm à dm, déposés en lits, le grand axe dans la stratification. Ils sont souvent laminaires ou présentent des stratifications entrecroisées.

Il faut noter aussi qu'une caractéristique importante des tempestites est leur caractère amalgamé. Ceci signifie qu'une tempestite peut remanier une bonne part de la tempestite précédente, détruisant ainsi la partie supérieure de la séquence (sables à rides de vague, dépôt de beau temps).

Dans les séquences sableuses cycliques, on doit toujours rester attentif à faire la distinction entre tempestite et turbidite

Eléments diagnostiques des tempestites

contexte général de plate-forme;

absence de figures de base de banc de type flute casts et au contraire présence de sillons;

absence de granoclassement vertical;

présence de stratifications en mamelons et souvent absence de rides de courant.

Figure III.15 A: position relative des trois principaux faciès des tempestites au sein d'un épandage sableux (la source d'alimentation n'est pas nécessairement le littoral: il peut s'agir de barres sous-aquatiques ou même de dépôts de tempêtes antérieurs. L'évolution distal-proximal ne s'effectue donc pas nécessairement par rapport à la côte). B: séquences élémentaires à l'échelle de la strate pour plusieurs types de tempestites. Les tempestites amalgamées résultent de la superposition de plusieurs tempestites avec érosion basale des dépôts antérieurs.

Tempestite gréso-carbonatée. Durnal, Famennien.

Exemples de tempestites. A: tempestites gréseuses proximales (niveaux gréseux largement dominants), Formation de l'Armorique (Dévonien inférieur), coupe de la Fraternité, Crozon, Bretagne. B: tempestites médianes (les niveaux gréseux sont séparés par des niveaux schisteux épais), Formation de Postolonnec (Ordovicien), coupe de Camaret, Crozon, Bretagne. C: tempestites carbonatées distales (accumulations de bioclastes), Formation de Reun ar Chrank (Emsien), Le Faou, Crozon, Bretagne. D: mamelons en surface d'un banc de grès, Formation de Luxembourg, Fontenoille, Belgique.

4.2.7. Dépôts de bassin

Les sédiments de bassin sont surtout des sédiments boueux. Les principaux sédiments grossiers qu'ils contiennent sont les turbidites (Fig. III.16). Il faut noter (Shanmugam, 1997) que l'appellation "turbidite" devrait être restreinte à des dépôts dont le mode de transport est un courant de turbidité, c-à-d. un fluide où les particules sont maintenues en suspension par la turbulence seule. On a vu qu'à ceci s'opposent notamment les debris flows, qui sont des écoulements gravitaires où les particules sont supportées par une matrice. Les turbidites vraies sont granoclassées et constituées de sédiments fins, à la différence des debris flows qui peuvent inclure des débris de toute taille.

Figure III.16: séquence idéale de turbidite de moyenne densité ("séquence de Bouma").

A proximité des zones sources d'où proviennent les écoulements gravitaires (pieds de talus continentaux), les dépôts s'organisent sous la forme de lobes ou éventails sous-marins. Dans le détail et à partir du canyon sous-marin dont proviennent les sédiments, on peut distinguer (Fig; III.17):

- des dépôts de type debris flow (1) au niveau du chenal principal;

- les bordures des chenaux (levées) sont caractérisées par des faciès de débordement, sous la forme de minces niveaux de turbidites (2);

- plus en aval, les chenaux montrent des unités granoclassées de sable et gravier (3) ou massives de sable (4);

- entre les lobes proximaux et distaux, hors chenaux, s'observent des turbidites de moyenne densité (5) ou de faible densité (6) selon la distance à la source et la nature du matériel.

Figure III.17: organisation en plan des dépôts gravitaires au pied d'un talus continental. Explication des chiffres dans le texte. La taille du système est variable et peut atteindre plusieurs dizaines de kilomètres.

4.2.8. Tsunamites

Les événements dramatiques de décembre 2004 ont rappelé l'importance des tsunamis. Avec une fréquence moyenne dans la nature actuelle d'un tsunami majeur tous les 20 ans , on peut considérer qu'il s'agit de phénomènes susceptibles d'apparaître communément dans l'enregistrement sédimentaire. Or, les mentions de "tsunamites" sont rares. Il s'agit vraisemblablement d'un problème d'identification de ces dépôts, encore mal connus. Une possible source de confusion vient du fait que les énergies libérées par les tsunamis sont colossales et que leur influence peut se marquer dans tous les environnements marins, depuis la zone littorale jusqu'à plusieurs kilomètres de profondeur dans les bassins océaniques. L'enregistrement sédimentaire d'un tsunami peut donc correspondre à un niveau grossier en zone supratidale, à un corps ressemblant à une tempestite sur la plate-forme et à une turbidite dans le bassin (Fig. III.18).

Les phénomènes susceptibles de déclencher un tsunami sont de quatre types:

- tremblement de terre sous l'océan: un mouvement vertical le long d'une faille déplace toute la colonne d'eau de la valeur du rejet; c'est ce qui s'est produit en décembre 2004 dans l'Océan Indien. Les tsunamis généré par les tremblements de terre se propagent très loin (http://www.noaanews.noaa.gov/video/tsunami-indonesia2004.mov) mais l'amplitude des vagues reste relativement faible, à peu près égale au rejet de la faille (jusqu'à 13 m pour le tsunami de 2004: http://www.asiantsunamivideos.com);

- un glissement de terrain ou une avalanche: dans ce cas, une masse importante de roche ou de sédiment déplace un même volume d'eau. L'amplitude du tsunami est grossièrement proportionnelle à la hauteur de la masse déplacée. Ces phénomènes génèrent des vagues très hautes, mais dont la propagation est faible (en 1958, une avalanche de rochers dans la Baie de Lituya en Alaska a généré une vague de 500 m de haut);

- une explosion volcanique: un des exemples les plus célèbres est l'explosion du Santorin en Crête (vers 1500 av. JC). Le tsunami généré par l'explosion a ravagé tous les rivages de Mediterrannée et provoqué la formation d'une méga-turbidite;

- un impact de météore ou de comète dans l'océan: dans le cas de météores de diamètre kilométrique, la hauteur du tsunami est égale à la profondeur de l'océan et sa propagation est mondiale. Outre la vague générée par le déplacement de la masse d'eau lors de l'impact, d'autres tsunamis secondaires se forment par des processus de rebond lors du remplissage de la cavité transitoire, par des glissements de terrains et des tremblements de terre.

Une fois généré, le tsunami se déplace dans l'océan, parfois sur des milliers de kilomètres, à des vitesses de l'ordre de 600 à 800 km/h. Son amplitude est faible, de l'ordre de quelques dm à quelques m, mais sa longueur d'onde peut atteindre des centaines de kilomètres. Comme l'ensemble de la colonne d'eau est affectée, il semble que des sédiments de bassin de la gamme des silts puissent être déplacés. Lorsque le tsunami pénètre sur la plate-forme, sa vitesse diminue par frottement jusqu'à des valeurs de 30 à 60 km/h et sa hauteur augmente. Enfin, lorsqu'il arrive sur la plage, il ralentit jusqau'à une vingtaine de km/h et sa hauteur atteint un maximum. C'est à ce moment que sa force érosive est maximale. Des sillons profonds peuvent être creusés et du matériel venant de l'ensemble de la plate-forme peut être érodé et transporté. Une unité basale est formée, très grossière, comprenant localement des blocs de taille plurimétrique, des organismes de milieu marin ouvert et quelques stratifications indiquant un courant orienté du large vers le continent. Cette unité peut se mettre en place jusqu'à plusieurs km à l'intérieur des terres.

Après le passage de la vague, l'eau qui a envahi le continent commence à se retirer; une partie des sédiments déposés peut être remise en suspension et redéposée, mêlée à des débris venant du continent (plantes, artefacts,...) et avec des stratifications indiquant un courant de retour. Les vitesses de courant atteintes peuvent être très grandes, d'autant que cet écoulement de retour est généralement chenalisé. Lors du calme relatif qui suit , des sédiments plus fins peuvent commencer à s'accumuler, avant le passage éventuel d'une seconde vague, puisque la fréquence des tsunamis est de l'ordre de plusieurs dizaines de minutes, voire d'une heure. Comme dans le cas des tempestites, la mise en place de tsunamites amalgamées est donc possible.

En bordure de plate-forme et dans les bassins, le passage d'un grand tsunami peut s'accompagner du déclenchement d'écoulements gravitaires (debris flows et turbidites). Des dépôts de type debris flows peuvent s'observer également sur la plate-forme et même en zone littorale si la mise en suspension de sédiments conduit à la formation d'un écoulement visqueux. 

Eléments diagnostiques des tsunamites

granulométrie plus grossière que les sédiments encaissants;

association avec des sédiments déformés (seismite);

érosion basale profonde;

sédiments mal classés; présence de blocs de grande taille, d'éléments remaniés de la plate-forme;

changement de sens des stratifications entrecroisées (flux et reflux);

stratifications entrecroisées de grande longueur d'onde (de l'ordre de la dizaine de m);

présence de débris (végétaux, artefacts) venant du continent;

avancée importante du niveau sédimentaire sur le continent.

 

 

Figure III.18: modèles de tsunamites.

Bloc de calcaire récifal transporté par un tsunami. Lifou (Drehu), archipel des Loyauté.

Pour en savoir plus

Sur la classification des roches détritiques:

Sur les structures sédimentaires:

Sur les turbidites, les tsunamites et les "debris flows":

Un exemple actuel de système côtier siliciclastique:

Des exemples "belges" anciens de systèmes côtiers siliciclastiques:

Sur l'utilisation des cortèges argileux dans la reconstitution des paléoenvironnements:

Sur l'origine du quartz:

 

IV. Les évaporites

1. INTRODUCTION

Les évaporites sont des sédiments résultant de l'évaporation de l'eau et de la précipitation des sels qui y sont dissous. Les minéraux principaux en sont le gypse, l'anhydrite et la halite. D'autres minéraux, quoique moins fréquents, peuvent être des constituants importants de certains dépôts salins. Le Tableau IV.1 en donne une liste.

 

minéraux des évaporites marines

minéraux des évaporites non marines

halite

NaCl

halite, gypse, anhydrite

sylvite

KCl

epsomite

MgSO4.7H2O

carnallite

KMgCl3.6H2O

trona

Na2CO3.NaHCO3.2H2O

kainite

KMgClSO4.3H2O

mirabilite

Na2SO4.10H2O

anhydrite

CaSO4

thenardite

NaSO4

gypse

CaSO4.2H2O

bloedite

Na2SO4.MgSO4.4H2O

polyhalite

K2MgCa2(SO4)4.2H2O

gaylussite

Na2CO3. CaCO3.5H2O

kieserite

MgSO4.H2O

glauberite

CaSO4.Na2SO4

Tableau IV.1: principaux constituants des évaporites.

Les évaporites ont une grande importance économique. En particulier, elles forment le toit imperméable de certains des plus grands gisements pétroliers du monde. Au point de vue sédimentologique, leur reconnaissance est essentielle puisqu'elles sont de bons marqueurs climatiques (climat aride, où l'évaporation excède de loin les précipitations, c-à-d. dans la ceinture tropicale des hautes pressions, entre 10° et 30° de latitude).

Pour comprendre la genèse et la constitution des dépôts évaporitiques, il est nécessaire de revenir à la composition chimique des eaux de mer et de rivière, exprimée au Tableau IV.2. On voit rapidement que si les rivières contiennent principalement HCO3- et CO3=, avec une proportion moindre de Ca++, H4SiO4, SO4=, Cl-, Na+, Mg++ et K+, les océans contiennent en grande quantité de SO4=, Cl-, Na+ et K+. Ces différences reflètent en fait la manière dont les sels dissous sont extraits de l'eau de mer et incorporés dans les sédiments. Le Tableau IV.3 donne les temps de résidence des principaux ions de l'eau de mer (temps de résidence en années=masse totale d'un ion dans les océans / apport annuel des rivières).

eau de rivière moyenne

(% du résidu solide)

eau de mer moyenne

(% du résidu solide)

HCO3- et CO3=

48,6

0,4

Ca++

12,4

1,2

H4SiO4

10,8

<0,01

SO4=

9,3

7,7

Cl-

6,5

55

Na+

5,2

30,6

Mg++

3,4

3,7

K+

1,9

1,1

Fe++ et Fe+++

0,6

<0,01

Al(OH)4-

0,2

<0,01

NO3-

0,8

<0,01

total

99,7

99,7

salinité

121 ppm

35.000 ppm

Tableau IV.2: abondance relative des ions dissous dans l'eau de mer et l'eau de rivière (d'après Mason, 1966 et Livingston, 1963, respectivement).

temps de résidence (années)

principaux types de sédiments

Cl-

¥

évaporites

Na+

260.000.000

évaporites

Mg++

12.000.000

évaporites, dolomite

K+

11.000.000

argiles, évaporites

SO4=

11.000.000

évaporites

Ca++

1.000.000

carbonates

HCO3- et CO3=

110.000

carbonates

H4SiO4

8000

cherts, dépôts siliceux

Mn++

7000

nodules

Fe++ et Fe+++

140

sédiments riches en Fe

Al(OH)4-

100

argiles

Tableau IV.3: temps de résidence et devenir des principaux ions dissous dans l'eau de mer. D'après Prothero & Schwab.

Le sodium et le chlore sont très abondants dans l'eau de mer car d'une part, ils ne sont pas utilisés par les organismes et incorporés au sédiment sous la forme de tests comme le calcium, la silice, les carbonates et d'autre part, ils n'entrent pas dans le réseau des argiles au cours de la diagenèse comme l'aluminium et le fer. Seule l'évaporation de l'eau de mer, dans des circonstances forcément exceptionnelles, permet leur extraction des océans. Notons aussi que la circulation de l'eau de mer dans la croûte océanique, au niveau des dorsales, modifie sensiblement la composition de l'eau de mer.

 Si l'on observe l'apparition progressive des précipités lorsque l'on fait évaporer de l'eau de mer (salinité 3,5%), on a la séquence suivante:

- dans certaines circonstances, de la calcite ou de l'aragonite précipitent lorsque le volume de l'eau est réduit de 50%;

- le gypse et l'anhydrite commencent à précipiter lorsque le volume de l'eau de mer n'est plus que 35% du volume initial;

- lorsque le volume de l'eau n'atteint plus que 10% du volume de départ, des minéraux plus solubles comme la halite et la sylvite cristallisent;

- enfin, lorsque l'évaporation est presque totale, des borates et nitrates précipitent.

 Si l'on examine les dépôts évaporitiques naturels, on constate que cette séquence idéale est rarement réalisée. Des répétitions, des cycles tronqués sont fréquents: c'est le signe d'une évolution plus mouvementée du bassin évaporitique, alternant remplissage, périodes d'évaporation, nouveau remplissage avec dissolution d'une partie des espèces précédemment précipitées, etc.

 Les évaporites s'observent depuis le Précambrien jusqu'à l'époque actuelle, mais leur répartition spatiale et temporelle est inégale: elles sont particulièrement représentées au Cambrien, au Permien et au Trias. On classe généralement les évaporites en trois grands types: les évaporites continentales, les évaporites marines de milieu peu profond et les évaporites marines profondes.

2. EVAPORITES CONTINENTALES

Ces dépôts s'accumulent dans des lacs endoréiques en région aride ou semi-aride. La minéralogie de ces évaporites est relativement variable puisqu'elle dépend de la composition des eaux fluviales, elle-même dépendante de la géologie régionale.

On observe en général une répartition horizontale concentrique des différents dépôts (gypse-halite-nitrates) en fonction de leur degré de solubilité, les plus solubles étant localisés au centre, lorsque l'extension du lac en cours d'assèchement était la plus restreinte. Cette structure particulière, la présence d'autres types de sédiments continentaux, certaines espèces minérales rares en environnement marin comme le borax, l'epsomite, le trona , la gaylussite et la glauberite permettent de reconnaître des évaporites continentales dans l'Ancien.

Dépôts d'évaporites continentales à Bad Water, Death Valley, Californie, USA.

3. EVAPORITES MARINES PEU PROFONDES

Ces évaporites comprennent les dépôts inter- et supratidaux comparables à ceux qui se forment actuellement le long du Golfe Persique, de certaines zones de la côte d'Afrique du Nord, etc. et les dépôts subtidaux de plate-forme.

- Les premiers sont aussi appelés évaporites de sabkhas (Fig. IV.1). Ces sabkhas sont des plaines côtières développées le long de zones continentales arides. Outre les évaporites, les sédiments de sabkha comportent des éléments détritiques provenant du continent (amenés par les vents, les cours d'eau) et des sables et boues provenant de la plate-forme, transportés lors de tempêtes. Au point de vue hydrologique, les sabkhas sont des systèmes assez complexes avec une recharge due aux inondations marines périodiques, mais aussi aux apports souterrains à partir de la nappe phréatique marine.

Figure IV.1: localisation et coupe dans la sabkha El Melah.

Les minéraux typiques des évaporites de sabkha sont l'anhydrite, le gypse et la dolomite. La dolomitisation de particules calcaires est courante et est une conséquence du haut rapport Mg/Ca (suite à la précipitation des sulfates de calcium) des solutions interstitielles. La dolomitisation elle-même libère des ions Ca++ qui favorisent une poursuite de la formation de gypse et d'anhydrite. Le gypse est le plus commun des précipités (cf. les roses des sables par exemple), surtout en climat semi-aride. Si l'évaporation est très intense, le gypse est progressivement remplacé par de l'anhydrite. La morphologie originale des cristaux de gypse (lentilles, chevrons) est conservée si le sédiment est suffisamment cohérent. Souvent, une précipitation continue d'anhydrite refoule progressivement les sédiments carbonatés ou détritiques interstratifiés, avec comme conséquence ultime la formation de la structure bien connue appelée "chicken wire" (nodules d'anhydrites séparés par de minces lamines de sédiment). Une autre structure courante est appelée "entérolithes": il s'agit de lits d'anhydrite à aspect irrégulièrement contourné (Fig. IV.2).

Structure en "chicken wire" dans la Formation de Martinrive à Chanxhe.

Dépôt de halite dans la Sabkha El Melah, Tunisie; on observe un système de conduits où circulent des eaux à caractère réducteur.

Les sédiments de sabkha possèdent fréquemment une nature cyclique: au cours de la progradation (comblement progressif) de la plaine littorale, la sabkha s'avance en direction de la mer, surmontant des sédiments de type stromatolithique, des boues lagonaires bioturbées, des corps oolithiques.

Figure IV.2 A: Photo aérienne de la plaine d'accrétion à Abu Dhabi. (a): chenal de marée sous-aquatique; (b): lagune infra-tidale; (c): zone intertidale à peloïdes; (d): tapis algaire; (e): zone supratidale (sabkha) évaporitique avec nombreuses traces d'accroissement. B: séquence type de sabkha, montrant la progradation de la plaine littorale depuis un milieu subtidal jusqu'à l'émersion.

- Certaines formations évaporitiques de grande extension ne peuvent être expliquées par des dépôts de sabkha. Il s'agit vraisemblablement de plates-formes isolées par un seuil permettant une recharge continuelle par les eaux océaniques. Dans ce cas, du gypse précipite sur le fond marin, en cristaux généralement de forme prismatique, dressés comme le sont les brins d'herbe d'une prairie ("gazon" sélénitique). A ces niveaux s'associent diverses structures sédimentaires comme des cristaux cassés et redéposés, des péloïdes, des niveaux à stromatolithes, etc.

A: couches plissées (slump) formées de croûtes de gypse ("gazon sélénitique"); B: détail montrant les cristaux prismatiques. Messinien, Heraklea Minoea, Sicile.

4. EVAPORITES PROFONDES

Certains types d'évaporites, souvent laminaires, sont associées à des critères indiscutables d'environnement profond: grande continuité latérale des lamines individuelles, turbidites, slumps, absence d'algues,... Dans ces évaporites, les lamines de gypse, d'anhydrite, de halite, alternent avec des lamines de micrite ou de matière organique. Ce caractère pratiquement varvoïde est attribué à des variations saisonnières (température, humidité, "bloom" de certaines espèces).

5. DIAGENESE

Si la diagenèse est souvent responsable de la déshydratation du gypse et de sa transformation en anhydrite (à partir d'une profondeur de 700 m suivant certains auteurs), le processus inverse peut se produire lors du passage de couches d'anhydrite dans la zone phréatique météorique, au cours par exemple d'un soulèvement régional. Le gypse secondaire se présente alors sous la forme de porphyrotopes et d'albâtre. Les porphyrotopes sont de grands cristaux de gypse, dispersés au sein de l'anhydrite. L'albâtre consiste en masses de gypse à bordure cristalline irrégulière, à extinction ondulante. On peut observer aussi (Keuper du sondage de Latour, par exemple), des veines de gypse fibreux dont les fibres sont perpendiculaires aux épontes. Ces veines sont probablement créées par fracturation hydraulique.

A: dolomie et gypse en rosettes. B: célestite. C: baryte. D: de gauche à droite, successivement: dolomite (d); gypse (g); anhydrite (a). Nicols croisés.

Pseudomorphes silicifiés de halite dans une dolomie du Muschelkalk, Luxembourg. Nicols croisés.

6. LA TECTONIQUE EVAPORITIQUE

 Le caractère exceptionnel de la tectonique évaporitique (qui justifie un paragraphe dans un cours de sédimentologie) tient au fait que les évaporites sont constituées de minéraux très ductiles et peu denses. Leur densité ne se modifie pas au cours du temps (anhydrite: 2,96; gypse: 2,32; halite, 2,17), contrairement à celle des sédiments encaissants (calcaire, argile, sable) qui augmente au cours de l'enfouissement, suite à la compaction (Fig. IV.3). Ainsi, au cours de son remplissage, un bassin salifère va voir la couverture sédimentaire de la couche d'évaporites s'épaissir et se compacter jusqu'à arriver à un point où la densité de la couche de sel devient inférieure à celle de la couverture sédimentaire. A partir de ce moment, des contraintes tectoniques ou des instabilités gravitaires peuvent provoquer la mise en mouvement des évaporites. Une fois le mouvement initié, l'inversion de densité entretient la remontée des évaporites sous la forme de diapirs, murs de sel, etc.

Figure IV.3: évolution de la densité du sel et d'autres roches sédimentaire en fonction de la profondeur.

Une instabilité gravitaire peut être initiée par un amincissement local de la couche sédimentaire par érosion différentielle (creusement d'un canyon en surface par exemple) ou par des hétérogénéité de dépôt (couche de couverture d'épaisseur inégale ou de densité variable latéralement). La surcharge sur la couche d'évaporites va induire un fluage latéral et le percement de la couche de couverture là où elle pèse le moins sur les évaporites (Fig. IV.4A).

Dans le cas de structures de déformation extensives (par exemple suite à des processus de glissement gravitaire sur une pente ou suite à un phénomène de rifting, Fig. IV.4B), le diapirisme intervient là où la couche de couverture est amincie.

En contexte compressif (domaines orogéniques, parties distales en compression de marges passives soumises à des processus gravitaires), la tectonique évaporitique est initiée par la formation de plis. Les anticlinaux représentent ainsi le départ de structures en murs de sel (Fig. IV.4C).

 

Figure IV.4: tectonique évaporitique. A: fluage de la couche de sel suite à une surcharge différentielle. B: initiation du diapirisme par amincissement de la couche sédimentaire de couverture en contexte extensif. C: idem en contexte compressif.

Enfin, il faut noter que la tectonique évaporitique peut se manifester durant la sédimentation, initiant des hauts-fonds, dômes, localement responsables de la formation de cônes alluviaux subaériens, écoulements gravitaires sous-marins, etc.

 

Pour en savoir plus

Sur les évaporites du Viséen de la Belgique:

 

V. Les sédiments siliceux

1. INTRODUCTION

Les américains utilisent le mot chert comme terme générique pour qualifier l'ensemble des roches siliceuses massives à cassure conchoïdale, constituées de calcédoine fibreuse, d'opale amorphe ou de quartz microcristallin. En Europe, ce terme s'applique aux concrétions, nodules et lits siliceux intercalés dans les calcaires ante-Crétacé. En Belgique, on l'utilise uniquement pour les accidents siliceux des roches paléozoïques. Le mot silex est réservé aux accidents siliceux de la craie mésozoïque. Porcelanite se rapporte à des roches siliceuses à grain fin, de texture comparable à celle de la porcelaine non vernie. On pourrait utiliser comme terme général englobant toutes les roches siliceuses le mot "silicite"

Les silicites (ou cherts au sens large) sont généralement subdivisées en deux grandes catégories: les silicites nodulaires et les silicites litées. Ces dernières sont considérées comme primaires et seraient les équivalents des boues océaniques actuelles à diatomées et radiolaires. Les silicites nodulaires, fréquentes dans les calcaires et, dans une moindre mesure, les shales et les évaporites, seraient quant à elles d'origine diagénétique. Les sédiments siliceux s'observent en milieu marin aussi bien que lacustre.

2. PETROGRAPHIE

Les cherts (s.l.) comprennent quatre sortes de silice: le microquartz, le mégaquartz, les formes fibreuses et l'opale:

- le microquartz consiste en cristaux équigranulaires de quartz, de quelques microns de diamètre. Ils se forment à partir de solutions impures, sursaturées en silice dissoute;

- le mégaquartz, comme son nom l'indique, est constitué de cristaux beaucoup plus grands, dépassant 20 µm et montrant des formes cristallines bien développées. Ces cristaux réguliers apparaissent lorsque les solutions siliceuses sont diluées et pauvres en cations;

- les formes fibreuses (terme général: calcédoine) où les cristaux ne sont plus individualisables au microscope optique et s'empilent pour former des fibres. Elles comprennent plusieurs espèces suivant les caractères optiques:

- l'opale est une forme amorphe et hydratée de la silice (contenant jusqu'à 10% d'eau), constituant (entre autre) le squelette des diatomées, des radiolaires et les spicules d'hyalosponges. L'opale est métastable, de sorte que son abondance décroît au cours du temps: elle est absente des roches paléozoïques. L'opale biogénique amorphe (appelée opale-A) se transforme au cours du temps en opale-CT, déjà cristalline (il s'agit d'un interstratifié cristobalite/tridymite), puis en quartz et calcédoine. L'opale précieuse est constituée d'un empilement régulier de sphères dont le diamètre varie entre 150 et 350 nm, constituant ainsi une sorte de réseau cristallin à grande échelle dont l'ordre de grandeur est proche de celui de la lumière visible; la diffraction de la lumière blanche produit des irisations qui varient en fonction de l'angle d'incidence.

- la lechatelliérite, forme amorphe assez rare, se rencontre dans les roches quartzeuses vitrifiées par l'impact de la foudre (fulgurites) ou par les impacts de météorites. On en observe aussi dans les geyserites.

Insistons sur le fait que d'une manière générale, les formes fibreuses de la silice à allongement positif, remplacent des sulfates. Les formes à allongement négatif par contre, apparaissent dans les roches où l'ion S042- est absent au moment de la silicification. Elles remplissent des cavités et sont les plus courantes dans la nature.

A: radiolarite; les radiolaires sont cimentés par de la calcédonite et du mégaquartz, la matrice par du microquartz; noter la présence d'épines de radiolaires dans la matrice. B: spiculite totalement silicifiée; C: lutécite dans un calcaire partiellement silicifié. D: fracture remplies par du quartz et de la calcédonite; la matrice est remplacée par du microquartz.. Nicols croisés.

3. GEOCHIMIE

La solubilité des différentes formes de silice est variable. La silice biogénique est très peu stable et possède une solubilité de 50 à 80 ppm à 0°C, atteignant 100 à 140 ppm à 25°C. La forme la plus stable, le quartz, est aussi la moins soluble des formes de silice: 6 à 14 ppm. Les calcédoines sont intermédiaires entre la silice biogénique et le quartz, mais plus proches du quartz. L'opale a une solubilité variable, supérieure aux calcédoines et inférieure à la silice biogénique dès qu'une organisation cristalline apparaît.

L'eau de mer est très nettement sous-saturée par rapport à la silice (environ 1 ppm). La silice amenée par les eaux fluviales (altération continentale des feldspaths), fournie par l'altération sous-marine des basaltes et injectée directement par l'hydrothermalisme est immédiatement utilisée par les organismes. Ceci se marque notamment dans la variation de la concentration de la silice dans l'océan en fonction de la profondeur: moins de 1 ppm dans la zone photique, jusqu'à 11 ppm au-delà de 2 km de profondeur.

La solubilité de la silice dans l'eau n'est que très peu influencée par le pH entre 2 et 9, bien qu'elle soit un peu plus soluble en milieu acide qu'en milieu faiblement alcalin. En solution fortement basique par contre, sa solubilité croît considérablement: elle atteint 4000 ppm à pH 11, par exemple (cas de certains lacs évaporitiques). Mais tout ceci n'est vrai qu'à nature d'ion constante. En effet, la solubilité de la silice n'est pas fonction du seul pH, mais aussi des ions en présence. C'est ainsi que Fe3+ en solutions acides (pH 1,5 à 3) produit une dissociation de la silice bien plus importante que Ca++ ou NH4+ dont les solutions ont des pH faiblement acides, neutres, voire alcalins. Parmi les autres ions, seuls Al+++ et Mg++ affectent la solubilité en l'abaissant. Il se formerait une mince couche protectrice de silicate d'aluminium ou de magnésium. Les organismes siliceux marins ne semblent échapper à la dissolution durant leur vie qu'en adsorbant des ions Al ou Mg ou en formant des complexes organo-siliciques.

L'influence du gel semble aussi importante, avec une précipitation de la silice pour des température froides.

Enfin, il faut bien noter qu'en terme de stabilité, la silice se dissout si le carbonate précipite et vice-versa: ceci explique la disparition très rapide des spicules d'éponges dans les récifs carbonatés. Hartman (1977) cite même des exemples actuels où les spicules siliceux de sclérosponges sont déjà en voie de dissolution alors même qu'ils sont incorporés dans le squelette aragonitique basal de l'éponge.

4. CHERTS ET SILEX LITES

Les boues à radiolaires et à diatomées s'accumulent actuellement sur les fonds océaniques, sous les zones de haute productivité des eaux de surface (grâce aux upwellings). Les boues à diatomées sont typiques des hautes latitudes, tandis que les boues à radiolaires s'observent en zone équatoriale.

L'accumulation des tests siliceux est la plus manifeste dans les zones où les sédiments siliceux ne sont pas dilués par un apport en carbonates et/ou en terrigènes, c'est-à-dire loin des embouchures fluviales et sous la zone de compensation des carbonates (CCD) (Fig. V.1). Des équivalents anciens de ces boues siliceuses, sous la forme de cherts lités, sont fréquemment observés. Dans ces cherts, les radiolaires sont mal conservés et on ne remarque généralement plus que quelques moules de tests, emplis de mégaquartz, isolés dans une matrice de microquartz. Certains de ces cherts lités montrent un granoclassement et des laminations entrecroisées ou planes parallèles. Il s'agit dans ce cas de turbidites remaniant des boues siliceuses provenant de zones en surélévation.

Les cherts lités sont souvent associés avec des pillow lavas, des black shales, des ophiolites, ou encore des turbidites siliciclastiques ou carbonatées, suivant le contexte paléogéographique général.

Figure V.1:  carte de répartition des différents types de sédiments océaniques. Les boues siliceuses s'observent au niveau des zones de haute productivité planctonique (équateur et hautes latitudes), les boues carbonatées au-dessus de la CCD (voir ci-dessous, ch. VIII), les sédiments terrigènes au débouché des grands fleuves et les sédiments glacio-marins au large de l'Antarctique et du Groenland.

A: radiolarites, Sumeini Group (Ladinien, Trias), Wadi Shu'yab, UAE-Oman. B: radiolarites, Al Jil Formation (Capitanien, Permien), Wadi Hawasina, UAE. Photos A-C. da Silva.

5. CHERTS ET SILEX NODULAIRES

Ces accidents siliceux sont fréquents dans les carbonates. Il s'agit de nodules, de rognons siliceux, généralement concentrés le long de certains plans de stratification. Ces nodules peuvent être coalescents et former des bancs, ressemblant dès lors aux cherts lités. On observe ces nodules aussi bien dans des calcaires de plate-forme que dans des calcaires pélagiques.

A: niveaux de cherts, parallèles à la stratification, dans les calcaires de la Formation de Leffe, Rocher Bayard; B: silex moulant des terriers (flèche) dans la craie, sur une surface de stratification, Etretat.

Diverses hypothèses ont été émises quant à leur origine. On considère généralement que la silice disséminée dans le sédiment (spicules en environnement peu profond, radiolaires en environnement pélagique,...) se dissout et précipite sous la forme d'opale-CT à proximité de germes de croissance (fossiles, grains détritiques) dans des zones favorables (terriers, souvent). La transformation diagénétique de l'opale en microquartz et calcédoine se fait ensuite progressivement de manière centripète. On a remarqué aussi que le microquartz remplace les carbonates, tandis que la calcédoine et le mégaquartz sont plutôt des remplissages de cavités.

6. SILICITES NON MARINES

Des sédiments siliceux peuvent se former en milieu lacustre, par exemple par accumulation de diatomées (diatomites), ou encore par évaporation d'eaux riches en silice dissoute (eaux à pH >9). Dans ce dernier cas, celui de certains lacs temporaires très riches en phytoplancton, quartz et minéraux des argiles sont dissous lors des proliférations planctoniques ("blooms") et la silice précipite ensuite sous la forme d'un gel lors de l'évaporation.

On trouve aussi des enrichissements en silice dans les silcretes, qui résultent d'une pédogenèse en milieu très riche en silice instable (sols sur rhyolithes, volcaniclastites).

Enfin, des dépôts de silice s'observent souvent en relation avec des sources hydrothermales, des geysers, etc. Cette forme de silice blanche et très fine est appelée geyserite et est constituée d'opale. Des microbes (bactéries, archées) pourraient intervenir dans la précipitation.

Dépôts de silice hydrothermale dans le parc national du Yellowstone (Wyoming, USA). A: le long d'un écoulement; la coloration orange est d'origine microbienne. B: autour d'une mare dont la couleur bleue traduit la présence de silice en suspension.

 

Pour en savoir plus

 

VI. Les phosphorites

1. INTRODUCTION

Beaucoup de roches sédimentaires contiennent des quantités mineures de phosphates. Les phosphorites (dépôts sédimentaires de phosphates, caractérisés par une teneur en P2O5 de l'ordre de 20% ou plus) sont par contre relativement rares. Le phosphate des roches sédimentaires se présente essentiellement sous la forme de fluorapatite (Ca5(PO4)3F), dont une part du phosphate peut être remplacée par du carbonate ou du sulfate, dont le fluor peut être remplacé partiellement par OH- ou Cl- et dont le calcium peut être substitué par Na, Mg, Sr, U et des terres rares. Les variétés cryptocristallines et isotropes d'apatite sont appelées colophane.

Dans la plupart des sédiments, le phosphate est disséminé sous la forme de quelques fragments d'apatite (minéral dense), de coprolithes ou d'ossements. Par quel mécanisme de concentration en arrive-t-on aux énormes gisements de phosphorites que l'on connaît actuellement?

Lit centimétrique à galets phosphatés dans le sommet de la Formation de Palliser (Dévonien Supérieur, Jura Creek, Alberta, Canada). La position de ce niveau phosphaté est particulière puisqu'il se situe (flèche) entre des calcaires et des schistes riches en matière organique. Il témoigne probablement d'un arrêt de sédimentation important.

Débris phosphatés (orangés) dans un packstone bioclastique (Jurassique, Lorraine belge); à gauche, lumière naturelle, à droite, nicols croisés.

Autre exemple dans un grainstone du Paléocène de Tunisie; à gauche, lumière naturelle, à droite, nicols croisés. Lame J-Y. Storme.

2. CLASSIFICATION

On classe en général les phosphorites en trois grandes catégories:

- les phosphorites nodulaires ou litées forment généralement des dépôts de grandes dimensions. Ces phosphorites semblent être les équivalents actuels des accumulations de phosphate qui se forment le long de la bordure océanique de certaines plates-formes. Le mécanisme responsable de telles accumulations est la présence de courants d'upwelling, riches en nutriments, favorisant des proliférations de phytoplancton. On peut supposer que périodiquement, ces proliférations provoquent une mortalité massive des poissons, avec apport d'os et de matière organique riche en phosphore dans le sédiment. D'un point de vue plus général, il semble que ce type de dépôt phosphaté soit lié à des périodes de haut niveau marin, voire de transgressions. Durant les périodes transgressives, un certain déséquilibre de la sédimentation peut se produire, déséquilibre qui se manifeste par des baisses de l'apport en terrigènes et la formation de fonds durcis. Dans ce cas, il est facile d'expliquer la concentration des débris phosphatés par un arrêt de la dilution par la sédimentation détritique.

- les bone beds: ce sont des niveaux plus ou moins enrichis en os et écailles de poissons. Ces graviers se forment lorsque les courants de vague ou de marée concentrent les éléments les plus lourds sous la forme de "lag deposits". En lame mince, le phosphate des éléments squelettiques se distingue par sa coloration jaune à brunâtre, la présence de structures d'origine biologique (lignes de croissance, canaux) et son caractère isotrope ou faiblement anisotrope. Associés à ces bone beds, on observe souvent des coprolithes riches en colophane. Au cours de la diagenèse, une phosphatisation plus poussée des sédiments (croissance de nodules autour des fragments osseux, cimentation par de la collophane,...) peut avoir lieu. Un bon exemple d'un de ces bone beds est le niveau graveleux de la Formation de Mortinsart (Rhétien), visible en Gaume, dans la coupe de Grendel. Le lecteur intéressé peut consulter les références ci-dessous.

- le guano: les déjections d'oiseaux et, dans une mesure moindre, de chauves-souris, peuvent dans certaines circonstances, former des gisements de phosphate d'intérêt économique. La percolation dans le soubassement carbonaté des solutions dérivées du guano peut être responsable d'une phosphatisation secondaire.

Pour en savoir plus

Sur un bone-bed rhétien en Gaume:

 

VII. Les sédiments ferrifères

1. INTRODUCTION

Comme dans le cas des phosphates, la plupart des roches sédimentaires contiennent une proportion mineure de fer. Ne sont actuellement considérés comme minerais que les roches où la teneur en fer dépasse 15%. Comme le fer existe sous deux degrés d'oxydation, Fe++ (l'ion ferreux) et Fe+++ (l'ion ferrique), son comportement est contrôlé par la géochimie des environnements sédimentaire et diagénétique.

La majorité des gisements ferrifères semblent s'être formée en milieu marin et beaucoup sont fossilifères. Un grand problème est cependant le manque d'équivalents actuels: les seuls grands dépôts ferrifères actuels sont les nodules métallifères des grands fonds océaniques et le fer des marais ("bog-iron") qui semblent être de peu d'importance géologique.

On distingue généralement deux grands types de dépôts ferrifères: les "banded iron formations" du Précambrien (BIF's) et les sédiments ferrifères phanérozoïques. Les premiers sont typiquement d'épaisses séquences constituées de sédiments ferrifères alternant avec des cherts noirs, déposés dans de grands bassins intracratoniques; les seconds sont d'extension plutôt réduite et forment des unités plus minces, généralement de nature oolithique.

D'une manière très générale, on observe que la formation de sédiments ferrifères est favorisée par de faibles taux de sédimentation, souvent liés à des épisodes transgressifs, et par une forte altération chimique continentale (climat tropical). Il semble également qu'une corrélation existe entre une faible concentration d'oxygène dans l'atmosphère et les époques de formation des gisements ferrifères: cette relation est vérifiée pour le Précambrien, l'Ordovicien, le Dévonien, le Jurassique. Ce phénomène est la conséquence d'un apport accru de Fe++ à l'océan par des eaux moins oxygénées.

2. GEOCHIMIE ET PETROGRAPHIE

On considère actuellement que la principale source de fer pour le bassin océanique est l'altération continentale des roches basiques et des sols latéritiques. Dans les conditions Eh et pH de la majorité des eaux de surface, le fer est à l'état Fe+++, largement insoluble. Sa concentration en solution est dès lors très faible, de l'ordre de 1 ppm pour l'eau de rivière et de l'ordre de 0,003 ppm pour l'eau de mer. Trois mécanismes de transport du fer sont envisageables:

- sous la forme de films d'oxyde sur des particules détritiques;

- en liaison avec la matière organique;

- sous la forme de suspensions colloïdales d'hydroxydes qui précipitent par floculation lors du mélange des eaux fluviales et marines.

Une fois déposé, le fer peut être remis en solution dans le sédiment si les conditions Eh-pH sont appropriées et être ensuite reprécipité sous la forme de minéraux ferrifères. La Figure VII.1 donne les conditions de stabilité de ces minéraux en fonction de l'Eh, du pH, de l'activité de S= (pS2- =-log [S2-]) et de la pression partielle de CO2. (Rappelons qu'un des principaux facteurs affectant l'Eh des eaux est la teneur en matière organique: sa décomposition bactérienne consomme de l'oxygène et génère des conditions réductrices). D'après ces diagrammes, on peut voir que l'hématite est la forme stable dans des conditions modérément à fortement oxydantes, c-à-d dans un sédiment pauvre en matière organique. Pour les minéraux comprenant du fer ferreux, les champs de stabilité sont fortement dépendants de la PCO2 et de la pS2- de la solution. Dans les sédiments marins, le soufre est généralement disponible par la réduction bactérienne des sulfates et c'est la pyrite ou la marcassite qui se forment; les carbonates de fer sont rares.

4 FeOOH + 4 SO4= + 9 CH2O ® 9 HCO3- + H+ + 6 H2O + 4 FeS

FeS + H2S ® H2 + FeS2

En environnement météorique (eaux douces), ce n'est pas le cas et les carbonates de fer sont plus fréquents. Cependant, même en milieu marin, si tout le soufre est consommé, de la sidérite peut aussi se former. Un bon exemple est la cristallisation de sidérite dans certains marais intertidaux actuels. Le développement des silicates de fer (glauconite,...) est encore sujet à hypothèses. Ajoutons enfin que beaucoup de ces réactions d'oxydation et de réduction sont catalysées par la présence de populations microbiennes.

Figure VII.1A: diagramme Eh-pH de stabilité du fer ferrique, du fer ferreux, de l'hématite, de la sidérite, de la pyrite et de la magnétite. Ce diagramme montre que l'hématite est le minéral stable dans les environnements modérément à fortement oxydants. Pour des minéraux comme la pyrite, la sidérite et la magnétite, stables en environnement réducteur, les champs de stabilité sont fortement dépendants du pH, mais aussi des concentrations en CO32- et S2-. Le cas illustré par le diagramme est celui d'une solution riche en CO32-et pauvre en S2-. Dans le cas inverse, le champ de stabilité de la pyrite s'étend pour occuper la presque totalité de la partie inférieure du diagramme.Lorsque à la fois CO32-et S2- sont en faible concentration, c'est le champ de la magnétite qui s'accroît. B et C: champs de stabilité des minéraux ferrifères en fonction (B) de l'Eh et de pS2- (-log de l'activité de S2- ) et en fonction (C) de l'Eh et de PCO2. D'après Garrels & Christ (1967), Krauskopf (1979) et Berner (1971), cités par Tucker (1991).

D'un point de vue pétrographique, l'hématite (rouge vif en réflexion) se présente surtout en ooïdes et imprégnations secondaires de fossiles, sauf dans les BIF's où elle peut former des lamines ou des niveaux massifs. La goethite (couleur jaune brunâtre) forme en général des ooïdes. La limonite, un mélange de goethite, d'argiles et d'eau, est un produit de l'altération subaérienne des oxydes de fer.

La sidérite remplace généralement des ooïdes et des bioclastes et peut former des ciments. On observe soit des cristaux de grande taille à clivage rhomboédrique (comme la calcite), soit des micro-rhomboèdres de taille micronique, soit encore des fibres regroupées en sphérulites.

La pyrite est facilement reconnaissable par ses cristaux cubiques et sa couleur jaune vif en réflexion; elle peut former des agrégats de microcristaux appelés "framboïdes". La marcassite n'est fréquente qu'en nodules dans les craies et les charbons.

Les silicates de fer: les plus importants sont la berthierine-chamosite, la greenalite et la glauconite. La berthierine est un phyllosilicate du groupe des serpentines (espacement réticulaire de 7 Å), riche en fer, tandis que la chamosite est une chlorite (espacement réticulaire de 14 Å), avec Fe++ comme cation principal dans les sites octahédriques. La berthierine est un minéral primaire qui se transforme en chamosite à partir de 120-160°C. Donc, si les sédiments ferrifères les moins anciens contiennent souvent de la berthierine, à partir du Paléozoïque, on ne trouve plus que la chamosite. Berthierine et chamosite (toutes deux vertes et à faible biréfringence) forment souvent des ooïdes dans les sédiments ferrifères phanérozoïques. Contrairement aux ooïdes aragonitiques, ces corpuscules paraissent être demeurés mous au cours de la diagenèse précoce. On observe en fait fréquemment des ooïdes fortement déformés, voire même des fragments d'ooïdes déformés formant le nucleus d'autres ooïdes. Les conditions de formation de ces ooïdes sont mal connues, mais on pense que la berthierine précipite directement dans le sédiment en milieu anoxique pauvre en soufre.

La greenalite est un minéral probablement très proche de la berthierine-chamosite, verte et isotrope. On la trouve généralement en péloïdes, mais on ne sait pas s'il s'agit d'un minéral primaire.

La glauconite est un alumino-silicate de fer et potassium avec un rapport Fe+++/Fe++ élevé. Certaines glauconites (dites ordonnées) sont des phyllosilicates de type illites, mais la plupart forment des interstratifiés avec la smectite. La glauconite est généralement observée sous la forme de péloïdes, de couleur verte, souvent pléochroïque et d'aspect microcristallin. La glauconite est fréquente dans les sables et grès et elle se forme actuellement sur beaucoup de plates-formes continentales, à des profondeurs de quelques dizaines à quelques centaines de mètres, dans des zones à sédimentation ralentie (au point de vue séquentiel, elle souligne souvent les "surfaces d'inondation maximales"). Comme pour les autres silicates de fer, il s'agirait d'un milieu anoxique pauvre en soufre.

"Calcarénite" à grains de glauconie (Cénomanien, Bettrechies). A: lumière naturelle; B: nicols croisés: remarquer l'aspect polycristallin des grains.

3. FORMATIONS FERRIFERES PRECAMBRIENNES

Ces formations, de grande importance économique, se retrouvent sur les boucliers anciens de la plupart des continents. D'après des études effectuées au Canada, deux types de gisements peuvent être distingués:

- un type lenticulaire, d'extension géographique relativement faible et associé à des roches volcaniques et des graywackes, d'âge 2500 à 3000 Ma;

- un type de grande extension régionale, déposé en contexte de plate-forme stable, d'âge 1900 à 2500 Ma.

Sur la base des minéraux ferrifères présents, il est possible de distinguer quatre faciès: (1) oxydé (hématite-magnétite), (2) silicaté (greenalite), (3) carbonaté (sidérite) et (4) sulfuré (pyrite). Les minéraux primaires seraient respectivement un composé amorphe de type Fe(OH)3, la berthierine, la sidérite et la pyrite en fonction des conditions géochimiques. On peut d'ailleurs observer, suivant l'augmentation de la paléobathymétrie, une zonation oxyde et silicate-carbonate-sulfure. Un des faciès les plus spectaculaires consiste en laminations millimétriques à centimétriques d'hématite alternant avec du chert. Certaines de ces laminations ont une extension de 30.000 km2.

Le gros problème de ces BIF's concerne le transport et l'origine du fer. On suppose que l'atmosphère précambrienne était pauvre en oxygène et plus riche en dioxyde de carbone. La plus grande richesse en CO2 aurait diminué le pH des eaux de surface, avec comme conséquence une altération continentale plus efficace. Le dépôt des lamines ferrifères pourrait être la conséquence d'upwellings, amenant des eaux anoxiques riches en fer sur la plate-forme plus oxygénée, de précipitation microbienne ou encore, de phénomènes saisonniers de mélange d'eaux (turnover) dans un océan ordinairement stratifié. Les lamines de chert pourraient quant à elles résulter de proliférations périodiques d'organismes siliceux (blooms).

Hématite et chert dans un BIF. Belo Horizonte, Brésil.

4. FORMATIONS FERRIFERES PHANEROZOÏQUES

Les plus importantes de ces formations sont les oolithes ferrifères, constituées d'hématite-chamosite dans le Paléozoïque et de goethite-berthierine dans le Mésozoïque. On en recense deux épisodes majeurs, durant l'Ordovicien et le Jurassique. Il s'agit de périodes caractérisées toutes deux par un haut niveau marin, de larges zones pénéplanées et un climat chaud et humide, responsable d'une importante altération chimique continentale.

Un exemple fameux et proche de nous de ces oolithes ferrifères est la Minette de Lorraine et du Luxembourg. D'âge aalénien, sa puissance varie de 15 à 65 m et on y observe plusieurs séquences.

En Belgique, la minéralisation est nettement moins développée. A Halanzy, l'Aalénien a 4,8 m de puissance et 4,5 m dans la région de Musson-Grand Bois. On y constate l'existence de deux couches de minerai sous lesquelles apparaît une troisième lentille vers le milieu de la concession de Musson. En limite des concessions de Musson et Halanzy, la couche supérieure a 2,15 m de puissance, la moyenne 1,35 m, séparée par 0,4 m de marne ferrugineuse. Le minerai est constitué par des oolithes ferrugineuses rougeâtres à brun rouge, avec grains de quartz émoussés. Le tout est dans un ciment argileux ou limoniteux, voire calcaire. Parfois, on trouve des débris coquilliers en calcite. On aurait observé en outre la présence de glauconie au toit de la couche supérieure dans le centre des oolithes. Les stériles différent seulement par la rareté ou l'absence d'oolithes ferrugineuses.

Modèle génétique de la Minette: "Le territoire où se situe le gisement lorrain représentait à la fin du Toarcien la bordure littorale d'une mer couvrant le bassin de Paris. Du NE, par la dépression eifelienne, arrivaient un ou plusieurs fleuves importants. Le bassin ferrifère se situait à l'emplacement de leur embouchure. On peut représenter (...) le paysage comme une aire très plate soumise à l'influence des marées. Les eaux fluviatiles se frayent un chemin vers la mer (...) Dans ces chenaux s'opère, au rythme des marées, la rencontre des eaux marines et fluviales. Les courants ne sont intenses qu'en certains endroits entre lesquels apparaissent des bancs de sable à stratification oblique (...) En dehors des chenaux, sur les aires plates, les sédiments sont soumis à un mouvement de va et vient, avec exondation temporaire: c'est la slikke vaseuse. Le courant marin sur le flanc de la lentille, où son action est dominante, apporte des sédiments marins et en particulier des débris de coquille et des grains de quartz. Les courants fluviatiles apportent le fer qui précipite dans cette zone en oolithes ferrugineuses. La phase qui précipite a donc une origine continentale (hydroxyde de fer). Les processus diagénétiques transforment la limonite en hématite, sidérose puis magnétite, lorsque la limonite est en excès; en chlorite et sidérose dans un sédiment fin et argileux (Waterlot et al., 1973). Signalons que d'après Teyssen (1984), la minette s'est formée en environnement subtidal, sous la forme de rides sableuses montrant une séquence de type coarsening upward (boue-faciès de transition-minette-faciès coquillier). Ces séquences sont également caractérisées par une augmentation du contenu bioclastique et par une diminution de la bioturbation.

Accessoirement, dans les formations ferrifères phanérozoïques, il faut encore citer les argilites et shales riches en sidérite, correspondant vraisemblablement à des environnements lagunaires, estuariens, voire deltaïques. La sidérite peut s'y manifester en cristaux dispersés, en nodules ou en bancs plus ou moins continus.

Ooides goethitiques, Aalénien, Luxembourg.

"Minette aalénienne", Differdange, Luxembourg. A: vue générale des couches de minerais, B détail des bancs affectés par des figures de charge.

5. FORMATIONS FERRIFERES ACTUELLES

5.1. Fer des marais

Les seuls dépôts ferrifères de quelqu'importance (avec les nodules océaniques) à se développer de nos jours sont donc les "bog iron ores". Ces sédiments s'observent dans les lacs et marais des latitudes moyennes à élevées, comme l'Amérique du Nord, l'Europe et l'Asie.

La nature du minerai est assez variable, variant depuis des ooïdes et des pisoïdes jusqu'à une forme terreuse. Le minéral prédominant semble être la goethite, suivie par la sidérite. Contrairement à la plupart des autres formations ferrifères, le contenu en manganèse est assez élevé, atteignant fréquemment 40%. Le fer des marais se forme lorsque des aquifères acides se déversent dans des lacs et marais relativement mieux oxygénés. L'augmentation de Eh et pH qui en résulte est responsable de la précipitation du fer ferreux en solution, sous la forme d'hydroxydes de fer.

A: précipitation d'hydroxydes de fer à l'intervention de bactéries (filaments) dans un marécage (Islande); B: nodule polymétallique.

5.2. Nodules polymétalliques

Les nodules polymétalliques, appelés aussi nodules de manganèse s'observent dans différents types d'environnements océaniques profonds, situés souvent à quelques centaines de m sous la CCD et caractérisés par une vitesse de sédimentation très faible. Il s'agit de concrétions de 1-10 cm de diamètre, constituées d'oxydes de Fe et Mn, accompagnés de Ni, Cu et Co (ces nodules constituent d'ailleurs -hélas- d'importantes réserves de ces métaux). On constate aussi la présence d'argile et de tests d'organismes planctoniques. Le nucleus des concrétions est habituellement un fragment d'origine organique (dent de poisson, etc.) Beaucoup de nodules ont leur partie supérieure (au contact des eaux océaniques) enrichie en Fe et Co et leur partie inférieure (au contact du sédiment), riche en Fe et Mn ce qui suggère des échanges chimiques entre les nodules et leur environnement. De plus, la composition des nodules est variable selon leur localisation (les nodules Pacifiques sont plus riches en Mn, Co et Cu, au contraire des nodules Atlantiques qui sont plus riches en Fe).

La vitesse de croissance des nodules polymétalliques est extraordinairement lente, de l'ordre de quelques mm par million d'années! C'est beaucoup plus lent que la vitesse de sédimentation des sédiments océaniques sur lesquels on les observe et cela pose évidemment le problème de leur présence en surface. Plusieurs hypothèses ont été proposées pour expliquer ce paradoxe: dissolution-reprécipitation à l'interface eau-sédiment; érosion des sédiments par des courants de fond; migration des nodules vers la surface par l'effet de la bioturbation. Le mécanisme de formation des nodules lui-même est encore peu connu: précipitation sous l'effet de conditions oxydantes (arrivée d'eaux oxygénées); activité bactérienne (ce seraient dans ce cas des "oncoïdes Fe-Mn"); recyclage et remontée en surface de solutions formées dans des zones plus réductrices du sédiment. Signalons enfin que beaucoup de nodules montrent des signes de déplacement (orientation préférentielle, cassures, granoclassement,...)

densité

environ 2

porosité

30-50%

concentration (zones d'intérêt économique)

7 kg/m2

Mn

29,5%

Al

1,12%

Fe

6,34%

K

0,8%

Si

4%

Ti

0,3%

Na

2,92%

Co

0,25%

Mg

2,88%

S

0,23%

Ca

1,44%

P

0,14%

Ni

1,40%

Zn

0,14%

Cu

1,16%

Mo

0,06%

Tableau VII.1: données générales concernant les nodules polymétalliques (d'après Chamley, 1990).

Pour en savoir plus

Sur l'influence microbienne dans la précipitation de minéraux ferrifères:

Sur la Minette de Lorraine:

Sur les oolithes ferrugineuses du Famennien du Massif de la Vesdre:

 

VIII. Les grands environnements de dépôt des carbonates

1. INTRODUCTION

Comme dans les autres domaines de la sédimentologie, un fondement essentiel de l'interprétation des paléoenvironnements carbonatés se trouve dans l'étude approfondie des modèles actuels. Le but du présent chapitre est d'introduire brièvement les grands environnements de dépôt des carbonates. Certains de ces environnements seront traités plus en détail aux chapitres suivants.

Dans une première approche d'ensemble, deux grands domaines s'individualisent de part et d'autre du trait morphologique important qu'est le rivage: le domaine continental et le domaine marin.

2. LE DOMAINE CONTINENTAL

Le domaine continental se caractérise par des dépôts souvent très localisés. Bien que ce domaine ne présente en général que peu de sédiments carbonatés, on citera les dépôts lacustres, fluviatiles, glaciaires (moraines,...), désertiques, karstiques, de grottes. Il est en outre soumis à l'action des phénomènes météoriques, ce qui est à l'origine d'importantes transformations diagénétiques (voir cours de "Diagenèse et dynamique des bassins sédimentaires").

2.1. Carbonates lacustres

Les carbonates lacustres (eaux douces et salées) sont le résultat de précipitations inorganiques ou d'accumulations algo-microbiennes ou coquillières.

- Les précipitations inorganiques peuvent être liées à une soustraction de CO2 (photosynthèse,...), à un mécanisme d'évaporation ou encore au mélange d'eaux à pH différents (lac/rivière, par exemple). L'équation suivante est une notation simplifiée de l'équilibre des carbonates:

CaCO3 + H2O + CO2 D Ca++ + 2 HCO3-

Le rapport Mg/Ca détermine le minéral précipité: Mg/Ca<2 précipitation de calcite ("LMC") (ex. Lac de Constance); Mg/Ca de 2 à 7 calcite magnésienne ("HMC") (Lac Balaton); Mg/Ca de 7 à 12 HMC et dolomite par transformation de HMC; Mg/Ca>12 aragonite.

- Les carbonates algo-microbiens sont le résultat de:

- Les accumulations de coquilles (gastéropodes, lamellibranches) sont du même type qu'en milieu marin (mais avec des genres différents!!). Elles ne forment jamais qu'une faible proportion des carbonates lacustres.

A: Calcaire de Ventenac (Eocène, Minerve); un niveau de lignite interrompt la sédimentation lacustre. B: oncolithe fluviatile (Eocène, Coustouge).

Stromatolithes lacustres. A: vue générale; B: détail. Lac Thetis, Cervantès, Australie.

2.2. Tufs et travertins

Au débouché de certaines sources, ou plus rarement en rivière, se forment des précipitations de calcite. Ces accumulations peuvent être constituées de lamines denses et régulières (travertin) ou de matériau très poreux et irrégulier (tuf) Un bel exemple de tuf est visible en Lorraine belge: la "Cranière" de Lahage. Il semble admis que les processus de précipitation inorganiques dominent dans le cas des travertins (perte de CO2) tandis que les tufs se forment par précipitation de calcite sur des mousses ou des algues.

Cranière de Lahage; A: vue générale du dépôt; B: production actuelle de travertin.

2.3. Grottes

Les concrétions aragonitiques de grottes (speleothems) peuvent être identifiées, même après leur transformation en calcite, par leur morphologie (planchers, stalactites, stalagmites, pisoïdes) et par l'alternance de lamines de fibres peu allongées et de fibres très allongées, atteignant plusieurs centimètres.

2.4. Caliches, calcretes voir également le cours de "processus sédimentaires".

On appelle caliche ou calcrete un paléosol en environnement carbonaté. L'identification des paléosols est importante dans l'analyse des bassins sédimentaires: leur présence témoigne en effet d'une émersion de longue durée. Une série de critères permet leur mise en évidence. Il faut garder cependant à l'esprit qu'en général, la présence d'un seul de ces critères n'est pas une preuve définitive d'émersion ou de pédogenèse. N'oublions pas aussi que les témoins d'émersion sont rarement conservés dans l'enregistrement sédimentaire: ils sont souvent remaniés par la transgression marine qui suit l'épisode continental.

Les critères d’émersion tirés de la littérature ont été classés en cinq catégories: les critères sédimentologiques, pédogénétiques, paléontologiques, diagénétiques et géochimiques. Certains critères sont observables macroscopiquement (M) et d’autres microscopiquement (m).

2.4.1. Critères sédimentologiques d'émersion

2.4.2. Critères pédogénétiques

2.4.3. Critères paléontologiques

2.4.4. Critères diagénétiques

2.4.5. Critères géochimiques

3. LE DOMAINE MARIN

On y distingue essentiellement un milieu de plate-forme et un milieu de bassin séparés par un talus incliné. La différenciation de ces environnements est morphologique, mais en gros, d'un point de vue bathymétrique, on peut dire que la profondeur varie de 0 à environ 200 m sur la plate-forme; le bassin étant caractérisé par des profondeurs beaucoup plus importantes.

La morphologie des plates-formes est sujette à variation, de même que la nature et la géométrie des corps sédimentaires qui s'y déposent. Une nette distinction sédimentologique peut être effectuée entre plates-formes carbonatées tropicales et plates-formes carbonatées tempérées. Lees & Buller (1972) opposent un modèle CHLOROZOAN à un modèle FORAMOL (Fig. VIII.1).

3.1. Plates-formes carbonatées tempérées

Ces dernières sont moins connues que leurs homologues tropicales. Certaines de ces plates-formes (sud de l'Australie, ouest de l'Irlande) couvrent pourtant des milliers de km2 de fonds marins. Même si certains organismes constructeurs sont présents (vers, algues rouges, bryozoaires), ils ne forment pas de récifs aussi spectaculaires que les récifs tropicaux. La sédimentologie de ces plates-formes tempérées, en l'absence de vastes structures récifales, s'apparente au fonctionnement des systèmes détritiques avec une répartition simple des sédiments en fonction de l'énergie du milieu. Ces sédiments carbonatés tempérés passent d'ailleurs souvent en transition graduelle aux sédiments mixtes et aux sédiments détritiques.

D'après Lees & Buller (1972), les principaux groupes d'organismes représentés dans les sédiments carbonatés tempérés sont: les mollusques, les foraminifères benthiques, les échinodermes, les bryozoaires, les barnacles, les ostracodes, les spicules (calcaires) d'éponges, les tubes de vers et les coraux ahermatypiques pour les animaux, les algues rouges (Lithothamnium) pour les plantes. Les foraminifères et les mollusques étant généralement dominants, cette association est appelée "foramol". En eau tropicale, cette association s'enrichit notablement en coraux et/ou algues vertes calcaires (ex: Halimeda), tandis que la contribution des bryozoaires et barnacles diminue considérablement: on a ainsi l'association "chlorozoan" (chlorophytes + zoanthaires).

A: concrétions calcaires dues à des Lithothamnium dans une mare côtière (Ile Grande, Bretagne). B: Halimeda (Poé, Lagon de Bourail, Nouvelle-Calédonie).

En ce qui concerne les grains non squelettiques (peloïdes, ooïdes, agrégats,...), ils semblent être largement liés à l'association chlorozoan, sauf peut-être pour les péloïdes qui peuvent déborder sur l'association foramol. La boue calcaire ou micrite est constituée d'aragonite et de calcite magnésienne dans le domaine tropical, tandis qu'en domaine tempéré, l'aragonite devient beaucoup plus rare. La cimentation est faible en milieu tempéré.

Signalons que dans l'océan actuel, le carbonate de précipitation chimique est l'aragonite (Fig. VIII.1) (suite à un rapport Mg/Ca élévé, cf. "Diagenèse & dynamique des bassins"). Ceci ne veut évidemment pas dire que toute boue calcaire d'origine marine est aragonitique puisque la dégradation des tests des organismes fournit une part importante des sédiments fins et que ces tests peuvent être calcitiques. Le Tableau VIII.1 donne la composition des test des principaux organismes calcaires.

Figure VIII.1: variation du type de carbonate "chimique" précipité dans l'océan au cours du temps.

TAXON

Aragonite

  Calcite (mol% MgCO3)

Aragonite et calcite

ALGUES CALCAIRES

rouges

10-20

vertes
oui

coccolithes

5

FORAMINIFERES

benthiques
rare
5-15

planctoniques

5-17

EPONGES

rare
10-20

STROMATOPORES

oui
5?

COELENTERES

rugueux

5

tabulés

5

scléractiniaires
oui

alcyonaires
rare
10-20

BRYOZOAIRES

rare
5-17
rare

BRACHIOPODES

5-10

MOLLUSQUES

chitons
oui

lamellibranches
oui
5-10
oui
gastéropodes
oui
5-10
oui
ptéropodes
oui

céphalopodes
oui

bélemnites

5

ANNELIDES

oui
5-17
oui

ARTHROPODES

décapodes

7-12

ostracodes

5-10

barnacles

5-10

trilobites

5

ECHINODERMES

7-17

Tableau VIII.1: types de carbonates précipités par les principaux groupes d'organismes. D'après Scholle (1978), modifié.

Concernant la répartition des deux associations, il semble que chlorozoan soit limitée aux latitudes inférieures à 30° (Fig. VIII.2), tandis que foramol puisse s'étendre entre 60° et l'équateur. Une étude plus fine des facteurs limitant chlorozoan montre que c'est en conjuguant une température océanique minimale supérieure à 14-15°C et une température moyenne annuelle supérieure à 23°C que l'on cerne le mieux l'aire de répartition. Il ne faut pas oublier évidemment que sous la zone photique, l'association chlorozoan disparaît.

Figure VIII.2: répartition des assemblages "foramol" et "chlorozoan" dans l'océan mondial et comparaison avec la répartition de grains caractéristiques.

3.2. Plates-formes carbonatées tropicales

3.2.1. Les facteurs du milieu

L'action différentielle de certains facteurs de l'environnement sur les plates-formes carbonatées permet de définir un certain nombre de sous-environnements (Fig. VIII.5). Ces facteurs particuliers sont la morphologie, l'hydrodynamisme, le chimisme (salinité, oxygénation) et la pénétration de la lumière. Les multiples possibilités de variation de ces facteurs expliquent la diversité des plates-formes carbonatées. Il ne faut donc pas raisonner à partir d'un modèle figé.

- La morphologie de la plate-forme: elle est contrôlée essentiellement par l'existence, l'absence ou la localisation variable d'une barrière ou d'un haut-fond plus ou moins continu (Fig. VIII.3). Cette barrière revêt une géométrie et une nature variable et complexe. L'existence d'un relief a une influence directe sur le niveau d'énergie, le chimisme des eaux (salinité, oxygénation) et l'activité biologique: il entraîne la distinction entre un milieu de plate-forme interne et un milieu de plate-forme externe ou de bassin. En l'absence de rupture de pente nette, la profondeur augmente de façon progressive depuis le littoral jusqu'au bassin: on parle alors de rampe.

Figure VIII.3: morphologie des rampes et plates-formes carbonatées.

Vue d'avion d'une barrière récifale, Tontouta, Nouvelle-Calédonie.

Il est à noter que le vocabulaire anglais est plus précis: les "carbonate platforms" regroupent à la fois les "ramps" (sans rupture de pente) et les "shelves" (avec rupture de pente). En français, nous ne disposons que du terme plate-forme que l'on doit donc opposer à rampe. On peut éventuellement regrouper rampe et plate-forme s.s. au sein des "plates-formes s.l."...

PLATE-FORME AVEC BARRIERE

RAMPE

rupture de pente

pas de rupture de pente

présence d'une barrière continue

pas de barrière continue

énergie forte près de la barrière, diminue vers le rivage

énergie forte près du rivage, formation de bancs ("shoals")

barrière=surtout framestones

bioconstructions=surtout bafflestones, bindstones

turbidites, blocs exotiques provenant de la barrière

peu de turbidites, pas d'olistolithes, tempestites

sédiments lagunaires cycliques de grande extension géographique

sédiments restreints peu étendus, non cycliques.

Tableau VIII.2: éléments diagnostiques permettant de distinguer entre rampe et plate-forme s.s.

- Les facteurs dynamiques: ils comprennent vents, courants de vagues et de marées. Leur résultat est surtout un tri granulométrique comme dans les systèmes détritiques. La granulométrie des sédiments et certains types de figures sédimentaires donnent donc des informations importantes quant au niveau d'énergie du milieu, souvent en relation avec la profondeur et le degré de protection.

- Le chimisme des eaux: la sursalure, le manque d'oxygénation des eaux entraînent de profondes modifications dans le contenu faunistique, ce qui peut conduire à distinguer:

Ces distinctions peuvent même exister en l'absence d'une barrière, par exemple dans le cas d'une plate-forme très étendue et peu profonde!

- Le contenu en nutriments des eaux est aussi un paramètre très important.  Ce paramètre permet de distinguer des environnements oligotrophique, mésotrophique, eutrophique et hypertrophique (Fig. VIII.4). En milieu oligotrophique, relativement pauvre en nutriments, les processus de recyclage de la nourriture sont essentiels et les organismes capables d'utiliser plusieurs sources d'énergie sont favorisé (exemple: les coraux hermatypiques qui outre leur caractère hétérotrophe, profitent de la photosynthèse de leurs algues symbiotiques); le facteur limitant dans ce type d'environnement est l'apport de nutriments. En milieu mésotrophique, l'apport de nutriments est plus important et d'autres organismes interviennent: algues, faune benthique plus riche; le facteur limitant est la compétition pour l'espace disponible. En milieu eutrophique, l'apport en nutriment est suffisant pour que se développe largement le phytoplancton; le facteur limitant est la lumière et la profondeur de la zone photique et enfin, en milieu hypertrophique, le développement de phytoplancton et l'accumulation de la matière organique sont tels que la dégradation de cette matière consomme une bonne part de l'oxygène du sédiment, limitant la vie benthique; dans ce dernier cas, le facteur important est la teneur résiduelle en oxygène.

Figure VIII.4: communautés organiques et nutriments dans les eaux tropicales.

- L'influence de la lumière: la pénétration de la lumière permet également de distinguer deux domaines entre lesquels les conditions biologiques varieront considérablement: un domaine photique et un domaine aphotique. L'absorption de la lumière par l'eau est sélective: les infrarouges sont absorbés dans le premier mètre, tandis que les longueurs d'ondes plus courtes (bleu) pénètrent relativement profondément dans l'océan (plus de 100m). Les différents organismes n'utilisant pas les mêmes longueurs d'onde en fonction de leur pigment (algues rouges et algues vertes, par exemple), l'étendue de la zone photique est variable suivant les communautés considérées.

Il est évident que certains facteurs ne sont pas indépendants les uns des autres et que l'édification d'un accident topographique continu (barrière, banc, récif, seuil) aura une incidence sur le chimisme des eaux et sur leur dynamique. Dès ce moment, la plate-forme interne sera à circulation restreinte. Si la barrière est de nature algaire (algues vertes, cyanobactéries) ou récifale (coraux, algues rouges), elle ne pourra s'établir que dans le domaine photique. Même si les eaux sont peu turbides et claires, les profondeurs d'implantation n'excéderont pas quelques dizaines de mètres.

3.2.2. Les grands environnements de dépôt

L'action des facteurs du milieu est à l'origine de la différentiation des environnements au sein des plates-formes. Pour les mers où la marée est sensible, on distingue sur la plate-forme interne (Fig. VIII.5):

A: sebkha en milieu supratidal sous climat aride (El Melah, Tunisie); les bords rebroussés des polygones métriques sont dus à la croissance d'évaporites dans le sédiment; B: mangrove à palétuviers en milieu intertidal sous climat tropical; observer les pneumatophores (flèche), permettant aux racines de respirer (Carnarvon, Australie).

A: Beach-rock le long de la plage de Coral Bay. B: détail d'un beach-rock montrant l'incorporation de coquilles et de fragments de grès (flèche), Australie.

La barrière isole ensuite la plate-forme interne de la plate-forme externe où l'environnement est beaucoup plus stable et homogène, en liaison avec le milieu océanique. Les organismes pélagiques deviennent prépondérants et les sédiments sont généralement fins, situés sous la zone d'action des vagues. La teneur des eaux en nutriments contrôle la productivité organique.

Figure VIII.5: répartition des environnements sur une plate-forme avec barrière.

 

3.2.3. Critères de caractérisation des milieux de dépôt

- Critères liés aux facteurs biologiques: le type de communauté organique renseigne sur la bathymétrie par la présence ou l'absence d'organismes photosynthétiques , sur l'agitation du milieu (formes robustes ou délicates), sur la température (foramol-chlorozoan), sur le degré de restriction (une faune abondante et peu diversifiée indique en général des eaux à salinité anormale) et sur la teneur des eaux en nutriments (Fig. VIII.4).

Sur cette plage, le seul animal présent est le lamellibranche Fragum erugatum. Il s'agit donc d'une faune abondante mais à faible diversité, due à une salinité élevée. Baie des Requins, Australie.

Dans le cas d'un profil complexe, à barrière, les critères biologiques peuvent contribuer à distinguer les zones internes par rapport au reste du profil. Le rôle d'écran joué par la barrière (organismes coloniaux constructeurs) permet généralement de différencier le milieu subtidal interne (organismes spécialisés) du milieu marin ouvert qui est le domaine de vie des organismes pélagiques. L'utilisation (réfléchie) de modèles de répartition de la faune et de la flore trouve ici sa pleine justification (voir exemples).

Si le profil est plus simple (sans barrière), la distinction entre plate-forme interne et externe est parfois difficile. Le passage peut être graduel et correspondre à une limite d'énergie entre un milieu peu profond et un milieu plus profond. La distinction entre ces milieux différents est alors basée sur la fréquence et l'oligospécificité d'organismes benthiques, plus forte en plate-forme interne et sur la fréquence des algues, également plus grande en plate-forme interne.

- Critères liés aux facteurs physiques (dynamisme des eaux): le niveau d'énergie est estimé en général en fonction de la taille, de la densité et de l'angularité des grains d'une part et de la présence ou non d'un matériau fin d'autre part (absence ou présence de boue primaire). Cependant, à la différence des séries détritiques, l'origine in situ des carbonates joue évidemment un rôle important et ne permet pas d'établir un rapport direct entre le niveau d'énergie et le faciès. Les variations du niveau d'énergie seront donc définies par estimation de la proportion relative du matériau fin et des grains, en relation avec leurs caractéristiques morphologiques initiales. Il faut toujours se rappeler que les éléments pris en considération doivent être critiqués en fonction d'autres facteurs possibles: taille des bioclastes et angularité fonction de leur origine, micrite d'origine secondaire, par microsparitisation d'un grainstone par exemple. Ceci permet en général de déterminer si les sédiments étudiés se sont déposés en eau calme ou agitée, sans indication d'environnement particulier. Dans le cas d'un profil de plate-forme complexe, le gradient des niveaux d'énergie est discontinu: la plate-forme externe et la barrière présentent des niveaux d'énergie forts, comparables à ceux de l'intertidal, alors que ceux de la plate-forme interne sont faibles. Un niveau d'énergie faible peut être significatif d'un dépôt en eau profonde, sous la zone d'action des vagues ou bien, au contraire, caractériser un dépôt en eau très peu profonde dans un domaine protégé par la présence d'une barrière.

3.3. Le talus

L'étude détaillée des talus est loin d'être achevée. Outre les plongées profondes, ce domaine exige l'emploi de méthodes sismiques lourdes.

Le talus possède une pente moyenne de 0,7 à 1,3 m par km et s'étage d'environ 130 m à environ 2000 m, c'est-à-dire sous la zone photique et sous la zone d'action des vagues. Une sédimentation déclive complexe caractérise les talus: cascade de sédiments, mise en place de turbidites par glissements liés à la gravité, à des cisaillements mécaniques ou à des contraintes tectoniques, séismes, chute de blocs, olistholithes,... (Fig. VIII.6). Le talus est de ce fait essentiellement une zone de transit des sédiments. A la base des talus, les dépôts sont étalés sous la forme de lobes profonds, coincés contre la base du talus et s'épandant vers les fonds océaniques (cf. sédiments détritiques). Leur superficie est parfois considérable, avec chenaux d'épandages, interfluves, ravinements intraformationnels et slumps.

 

Figure VIII.6: différents types de transfert de sédiment sur le talus en fonction d'une vitesse croissante des courants océaniques: à droite, cascade de sédiments; au centre, formation de canyons et écoulements gravitaires chenalisés; à gauche: vannage des sédiments et accumulation de blocs. D'après T. Mulder et le membres de la mission océanographique CARAMBAR (2010).

3.4. Le bassin

La température des eaux y est pratiquement constante et comprise entre -1° et 4°C. Au point de vue biologique, on y observe une dominance des organismes pélagiques. Le benthos est réduit, sauf pour certaines communautés spécialisées: certains types de crinoïdes, récifs profonds à Lophelia (ch. XI). On note l'absence totale d'algues, naturellement.

Par rapport aux eaux baignant les plates-formes, en général bien oxygénées par l'agitation due aux vagues et la production photosynthétique d'oxygène, les eaux plus profondes peuvent présenter des phénomènes de sous-oxygénation. Un élément important est la présence de la zone d'oxygène minimale (ZOM), résultant de la consommation d'oxygène par la respiration des organismes et surtout par la décomposition de la matière organique. Cette ZOM se développe dans l'océan actuel entre -500 et -1200 m environ. Les fonds baignés par des eaux sous-oxygénées se caractérisent par des sédiments anoxiques (sombres et non bioturbés). Rappelons qu'au contraire, la présence d'eaux arctiques ou antarctiques de fond, froides, denses et salées, contribue à l'oxygénation des fonds océaniques.

En ce qui concerne l'équilibre des carbonates, le degré de saturation de la calcite est inversement proportionnel à la profondeur, quel que soit le type d'océan concerné. L'augmentation de la pression et l'abaissement de la température augmentent le taux de solubilité du CaCO3, d'où une tendance à la décalcification générale des sédiments à partir d'une profondeur critique appelée lysocline (on note une très brusque diminution du CaCO3 vers -4000 à -5000 m). Dans les sédiments, la lysocline peut être définie par le passage d'un faciès à organismes carbonatés bien préservés à un faciès à organismes partiellement dissous (Fig. VIII.7). Inversement, le contenu en SiO2 et phosphates augmente progressivement avec la profondeur. Des concentrations en Fe et Mn, sous l'influence de mécanismes bactériens, sont également possibles.

Il faut remarquer que la dissolution des tests carbonatés est sélective et dépend de paramètres comme la minéralogie (par résistance croissante: aragonite-calcite Mg-calcite), la taille, la présence éventuelle d'enduits organiques, la présence de courants de fond froids qui favorisent la dissolution. Cette particularité permet de subdiviser la lysocline en plusieurs zones caractérisées par la nature des tests préservés (exemple: de bas en haut: lysocline des coccolites, lysocline des foraminifères).

En conséquence, les sédiments océaniques profonds ne peuvent être constitués de boues carbonatées qu'au-dessus de la lysocline. Il s'agit alors essentiellement de débris d'organismes planctoniques: coccolithes, foraminifères (globigérines), ptéropodes. Au-dessous ou à des latitudes non favorables, s'observent des boues à radiolaires et diatomées (eupélagique) et des boues terrigènes (hémipélagique) auxquelles s'ajoutent des turbidites (Fig. V.1). Il semble qu'un autre facteur important de la formation de carbonates profonds soit la précipitation de ciments (calcite Mg et surtout calcite) dans des zones à sédimentation très ralentie.

Figure VIII.7: profondeur de la CCD dans l'océan mondial et relation entre lysocline et CCD.

Pour en savoir plus

 

IX. Description et interprétation des roches et paléoenvironnements carbonatés

1. GENERALITES

Les roches carbonatées regroupent des calcaires francs, des calcaires dolomitiques et des dolomies, voire des roches franchement magnésiennes. Lorsque l'on dispose d'analyses chimiques, on peut distinguer plusieurs termes en fonction du rapport Ca/Mg (Fig. IX.1A). Sur le terrain, on se contentera de distinguer la dolomie du calcaire en se basant sur la réaction à l'HCl 10% : le calcaire réagit franchement, alors que la dolomie ne réagit qu'à chaud (mettre un petit peu de roche dans une cuillère et chauffer au briquet !).

Figure IX.1 : A : classification des roches carbonatées en fonction du rapport Ca/Mg. B : classification des roches carbonatées en fonction de la teneur en argile.

Les roches carbonatées peuvent aussi contenir de l'argile et constituer des calcaires marneux, marnes calcaires, marnes (Fig. IX.1B). En général, un calcaire pur est relativement cassant, alors qu'une marne est plus friable. L'introduction d'argile dans le calcaire facilite aussi l'apparition de la schistosité et la formation de nodules diagénétiques.

Certains calcaires peuvent être durs, d'autres plus tendres, comme les craies. Ces différences sont dues au degré de consolidation acquis lors de la diagenèse.

Pour aller plus avant dans la description et la classification des calcaires, une analyse pétrographique (lame mince) est en général nécessaire (voir ci-dessous). On pourra cependant distinguer à l'œil ou à la loupe sur cassure fraîche des calcaires grenus et des calcaires fins.

2. CLASSIFICATION DES ROCHES CARBONATEES

Les roches carbonatées peuvent être classées en fonction de leur composition chimique ou minéralogique, de propriétés physiques comme leur porosité ou encore en fonction de leur texture, matrice ou ciment et grains. Actuellement, les classifications les plus utilisées font appel à des paramètres accessibles sur échantillon ou en lame mince tels que proportion matrice-ciment-grains.

Un consensus semble s'être progressivement établi au sein de la communauté des sédimentologues quant à la classification la plus commode: il s'agit de la classification proposée par Dunham (1962) et complétée par Embry & Klovan (1972) et Tsien (1981). La classification de Folk (1959) possède également des adeptes.

2.1. Classification de Folk (Fig. IX.2)

On considère que les constituants majeurs des calcaires sont:

- les "allochems" (grains, corpuscules, éléments figurés):

- la matrice (micrite);

- le ciment (sparite).

Les appelations obtenues par combinaison d'un préfixe (intra-, pel-, oo-, bio-) et d'un suffixe (-micrite ou -sparite) peuvent être complétées par l'adjonction du terme "rudite" pour les grains dont la taille est supérieure à 4 mm (exemple: "biosparrudite" décrit un calcaire à grands bioclastes ou fossiles cimentés par de la sparite).

Figure IX.2: classification des roches calcaires selon Folk (1959).

2.2. Classification de Dunham complétée par Embry & Klovan et Tsien (Fig. IX.3)

Cette classification est basée essentiellement sur la texture de la roche et sur le type de liaison entre les grains. Les différents termes de la classification sont ensuite combinés avec les noms des types de grains les plus abondants. On a:

- contenant moins de 10% d'éléments > 2 mm:

- contenant plus de 10% d'éléments > 2 mm:

Figure IX.3: classification des roches calcaires selon Dunham (1962) et Embry & Klovan (1972).

3. DESCRIPTION DES PALEOENVIRONNEMENTS CARBONATES: LA NOTION DE FACIES

A la base de cette notion coexistent à la fois un souci de simplification et de standardisation de la description sédimentologique et une volonté de clarifier l'interprétation. Détaillons ces deux aspects.

- Il est évidemment possible, pour décrire une succession de types de sédiment, de reprendre à chaque banc, niveau, etc. une caractérisation détaillée de ce que l'on observe. Si certains de ces types de sédiment sont "raisonnablement" identiques, il est beaucoup moins fastidieux de définir une série de "sédiments-types" (faciès) et de représenter leur succession en regard de la coupe.

- Dans l'esprit de la plupart des sédimentologues, on trouve l'espoir qu'à un type de sédiment corresponde un environnement bien précis. Des exceptions à cette relation s'observent, bien entendu, mais si des types de sédiment analogues existent, ceux-ci, par des études plus approfondies, devraient voir leur individualité propre se dessiner de plus en plus nettement.

La description synthétique envisagée ici est aussi une aide à l'interprétation des paléoenvironnements dans la mesure où elle permet de détecter une organisation à grande échelle des types de sédiment dans un corps sédimentaire. Cette organisation à grande échelle est souvent une des clés de l'interprétation. Précisons maintenant ces fameux "types de sédiment".

Le lithofaciès: ce terme a été défini pour la première fois par Krumbein (1948, p. 1909) comme "the sum total of the lithological characteristics of a sedimentary rock", incluant donc outre la lithologie, la nature, l'abondance des organismes s'ils sont caractéristiques de la roche en question. Ce terme est descriptif et ne doit contenir aucun élément interprétatif. Il est donc, pour prendre un exemple, injustifié de parler de "lithofaciès de mer ouverte" pour ce qui devrait être appelé "lithofaciès des calcaires argileux gris foncé à brachiopodes".

Le microfaciès: c'est la correspondance microscopique du lithofaciès. Flügel (1982, p. 1) en propose la définition suivante: "Microfacies is the total of all the paleontological and sedimentological criteria which can be classified in thin-sections, peels, and polished slabs". Il va sans dire que cette notion est elle aussi purement descriptive.

L'utilisation conjointe des notions de lithofaciès et de microfaciès permet de respecter le principe de la gradation des échelles d'observation (on ne passe pas directement de la photo satellite au microscope à balayage...). L'expérience montre qu'en général, à chaque lithofaciès correspondent un ou plusieurs microfaciès. A chaque microfaciès ne correspond qu'un lithofaciès.

L'assemblage fossile: c'est la somme des constituants biotiques d'un sédiment. Cette notion à coloration plus directement écologique est donc incluse dans la notion de faciès. Un micro- ou lithofaciès est caractérisé à la fois par la nature, la texture,... du sédiment et par un assemblage fossile.

4. LES MICROFACIES STANDARDS DE WILSON-UN MODELE DE PLATE-FORME CARBONATEE

Afin d'une part d'arriver à une plus grande objectivité et homogénéité dans la description sédimentologique et d'autre part de faciliter l'interprétation des paléoenvironnements, un certain nombre d'auteurs ont proposé une série de "microfaciès standards", localisés dans un modèle général de plate-forme carbonatée.

Le plus connu et le plus utilisé de ces modèles est celui de Wilson (1975), basé sur 24 "standard microfacies types" ("SMF"), intégrés dans un système de neuf ceintures de faciès ("standard facies belts", "SFB") correspondant à des grands environnements de dépôt: "basin (SFB1)-open sea shelf (SFB2)-deep shelf margin (SFB3)-foreslope (SFB4)-organic buildup (SFB5)-winnowed edge platform sands (SFB6)-shelf lagoon, open circulation (SFB7)-shelf and tidal flats, restricted circulation (SFB8)-sabkhas with evaporites salinas (SFB9)". Voici ces microfaciès, avec successivement leur abréviation, leur nom et éventuellement une brève description et enfin, la ceinture de faciès où ils peuvent être observés (Fig. IX.4).

Fig. IX.4: microfaciès standards "SMF" et ceintures de faciès "SFB" de Wilson (1975) (hauteurs fortement exagérées).

L'utilisation des microfaciès standards peut aider lors d'une première approche et possède le mérite certain de structurer les observations. Dans un deuxième temps, l'affinement des observations doit permettre de mieux préciser les environnements de dépôt et de compléter en conséquence le modèle standard.

Grands environnements de dépôts (ceintures de faciès) au sein d'une plate-forme carbonatée avec barrière: Dévonien supérieur du Canning Basin, Australie.

5. LE MODELE DE RAMPE

On a vu dans le chapitre précédent que les différences sédimentologiques entre plate-forme et rampe carbonatées sont importantes, particulièrement en ce qui concerne la répartition des niveaux d'énergie. Les "SMF" et "SFB" de Wilson s'intègrent clairement dans un modèle de plate-forme avec barrière récifale. Il est donc nécessaire de considérer également la répartition des microfaciès au long d'un modèle de rampe. Ce modèle a été proposé par Burchette &Wright (1992) (Fig. IX.5).

Figure IX.5: répartition des faciès "RF" sur un modèle de rampe carbonatée (hauteurs fortement exagérées).

La rampe externe est localisée sous la zone d'action des vagues de tempête, à une profondeur de plusieurs dizaines à plusieurs centaines de mètres. On y observe des sédiments carbonatés fins, autochtones ou allochtones, associés à des dépôts hémipélagiques. Les bioconstructions y sont de type "monticule".

La rampe médiane correspond à la zone située entre la base de la zone d'action des vagues de beau temps et la base de la zone d'action des vagues de tempête. La profondeur y est de quelques dizaines de mètres. Les tempestites sont les dépôts dominants, associés souvent à des niveaux intraclastiques.

La rampe interne comprend la zone située entre la plage et la base de la zone d'action des vagues de beau temps. Cette portion de rampe est située dans la zone photique et le fond marin est remanié pratiquement en permanence par les vagues et les courants. On observe les faciès suivants:

6. INTERPRETATION DES PALEOENVIRONNEMENTS CARBONATES: UNE BREVE ANALYSE DES METHODES UTILISEES

L'interprétation d'un faciès en terme de paléoenvironnement est basée bien entendu sur une comparaison avec la nature actuelle. Si la continuité des processus sédimentaires peut être garantie en première approximation pour des échelles de temps relativement grandes en ce qui concerne les processus physiques de la sédimentation (viscosité et température des fluides, pression, teneur en oxygène,...), ce n'est évidemment pas le cas dès qu'intervient la vie, en constante évolution. L'application de l'actualisme doit alors être tempérée suivant l'ancienneté des environnements étudiés.

- L'actualisme appliqué aux organismes: cette méthode d'actualisme strict n'est applicable que pour des environnements très récents, où les espèces sont identiques. Au-delà du Miocène, la proportion d'organismes possédant des équivalents actuels tend vers zéro au niveau de l'espèce, puis du genre et enfin de la famille. L'étude de l'Actuel nous montre que des espèces différentes d'un même genre peuvent occuper des niches écologiques très différentes.

- L'analyse morpho-fonctionnelle: il s'agit de déduire des implications écologiques de la morphologie et des diverses adaptations d'un organisme. Cette méthode est à appliquer avec précaution. Exemple: les épines: il peut s'agir d'un moyen de défense contre des agresseurs, mais aussi d'un instrument de fixation au substrat; voir également les nombreux essais d'interprétation en terme de bathymétrie de la morphologie des organismes constructeurs (lamellaires, branchus, etc.);

- L'actualisme appliqué aux processus physico-chimiques: revenons-y pour souligner que pour de grandes échelles de temps, des modifications générales de ces paramètres sont possibles: exemples: la teneur plus élevée en CO2 de l'air au Carbonifère est peut-être à l'origine de la taille plus importante des libellules (densité de l'air plus élevée); autre exemple: les "Red Banded Ironstones" du Précambrien impliquent une atmosphère différente de notre atmosphère actuelle. D'une manière générale, cependant, cette démarche est extrêmement fructueuse pour l'interprétation des innombrables structures sédimentaires d'origine physique (types de stratification, granoclassements,...);

- L'actualisme appliqué à la structure des populations: cette méthode est centrée sur le fait que dans toute population, même si les organismes ont évolué au cours du temps, des analogies de fonctionnement demeurent: il faut alors identifier la fonction, la "niche écologique" (herbivore, suspensivore, mucophages, détritivores, etc.) de chaque membre de l'assemblage fossile et interpréter le paléoenvironnement en comparant avec des peuplements actuels de même type (exemple: peuplement saumâtre, récifal, etc.). Pour citer un exemple, une communauté à éponges, bryozoaires et brachiopodes sera systématiquement localisée en milieu plus profond qu'une communauté à algues et coelentérés constructeurs et ce, aussi bien au Silurien (récifs de l'Arctique canadien, Narbonne & Dixon, 1984 p. 47) qu'au Frasnien (Canning Basin, Australie, Playford, 1981, p. 13) ou qu'à l'époque actuelle (Golfe d'Aqaba, Hottinger, 1984).

Le principal écueil de cette méthode réside dans la dégradation au cours du temps de l'information disponible. Cette dégradation se produit en plusieurs étapes; détaillons-les:

Le résultat de tout ce qui précède constitue un assemblage fossile qui n'est en fait, sauf cas exceptionnel, qu'une fraction dérisoire de la communauté originale: mais c'est notamment sur ce témoignage que seront construits les modèles interprétatifs. De toute manière, pour bien appréhender un peuplement, il faut garder à l'esprit que la plupart sont organisés de la façon suivante:

Figure IX.6: pyramide écologique.

Avec un rapport de 10 entre chaque niveau de la pyramide alimentaire. Les fossiles appartiennent la plupart du temps au groupe des consommateurs primaires (2) ou secondaires (3). La découverte d'un fossile du groupe (3) implique donc que le peuplement original comptait une dizaine de (2) et une centaine de (3)!

Autres pièges à éviter dans l'interprétation d'un assemblage:

Figure IX.7: mélanges de peuplements et interprétation des paléoenvironnements. Une fausse interprétation de peuplement mixte peut être le résultat de la succession de deux populations dans une zone à sédimentation ralentie, de la bioturbation ou encore d'un transport.

En conclusion, il faut être persuadé que l'interprétation d'un faciès en terme de paléoenvironnement ne peut être basée que sur un faisceau d'évidences, issues de l'analyse morpho-fonctionnelle, d'analogies avec des peuplements actuels, de l'interprétation des structures sédimentaires, etc. Toutes ces évidences doivent faire l'objet d'un examen approfondi. Un argument négatif ne peut être écarté qu'après discussion. L'utilisation de modèles doit toujours être réfléchie: quels sont dans le modèle choisi, les éléments transposables tels quels, les analogies possibles, les dissemblances et pourquoi... Enfin, toute interprétation d'un faciès en terme de paléoenvironnement devra finalement tenir compte de l'interprétation que l'on aura donnée aux faciès qui lui sont géométriquement liés au sein de l'édifice sédimentaire et stratigraphiquement contemporains au sein du bassin de sédimentation...

Dans la suite du cours, nous allons examiner différents types de bioconstructions, échelonnées du littoral aux bassins océaniques.  Nous verrons que leur localisation, leur composition, leur morphologie dépendent d'un paramètre fondamental: leur source d'énergie.

Pour en savoir plus

 

X. Tapis algo-microbiens, stromatolithes & Co

1. TAPIS ALGO-MICROBIENS ET STROMATOLITHES

1.1. Introduction

Les premières constructions organiques que l'on rencontre le long d'une plage en environnement de plate-forme tropicale sont les stromatolithes. Ces bioconstructions particulières ont été beaucoup étudiées. Avec les travaux de Logan, Playford, Purser et autres amateurs de stromatolithes, ce sont d'ailleurs un peu les bases de la sédimentologie des carbonates actuels qui ont été jetées. Un vif intérêt s'est fait sentir pour ces formes qui représentent sans aucun doute un marqueur bathymétrique (proximité de la ligne de rivage) et peut-être, comme on le verra plus loin, climatique. L'application de cet outil dans l'Ancien n'en est plus à ses débuts.

Le caractère commun et fondamental des communautés algo-microbiennes qui construisent les stromatolithes est leur autotrophie: leur source d'énergie primaire est le soleil. D'une manière générale, les tapis algo-microbiens sont caractérisés par une minéralisation d'origine allochimique dominante où les algues et les cyanobactéries jouent un rôle de piégeage de matériau carbonaté par le développement de tissus mucilagineux (EPS).

1.2. Description et classification

Au sein des carbonates algo-microbiens, on distingue aisément des sédiments laminaires et des sédiments non laminaires.

- On range dans les sédiments algo-microbiens non laminaires essentiellement les thrombolites, définis par Aitken (1967, p 1164) comme des "...cryptalgal structures lacking lamination and characterized by a macroscopic clotted fabric". Les thrombolites sont surtout restreints aux milieux subtidaux et intertidaux inférieurs; ils sont caractérisés par une croissance rapide par rapport à la sédimentation bioclastique, et par l'absence de phénomènes périodiques du type exposition-immersion (d'où l'absence de lamination).

A: Edifices thrombolitiques bordant un chenal (Formation de Romaine, Ordovicien, Mingan); B: détail (coupe).

- les sédiments algo-microbiens laminaires comprennent les stromatolithes et les oncolithes.

1.2.1. Les stromatolithes

On classe dans les stromatolithes les formes possédant un relief (stromatolithes au sens de Logan et al, 1964 p 69): "stromatolites are laminated structures composed of particulate sand, silt, and clay-size sediment, which have been formed by the trapping and binding of detrital sediment particles by an algal film (...) stromatolites may be columnar, clubshaped, undulose or spheroïdal in form") et les formes planes appelées par divers auteurs "laminites algo-microbiennes" ou "laminites".

La classification et l'étude des stromatolithes a longtemps souffert du dualisme existant entre la tendance paléontologique de l'école russe, et la tendance écologique de l'école anglo-saxonne. Nous utilisons ici, bien évidemment, une classification de type morphoécologique, qui est particulièrement bien adaptée à l'étude des paléoenvironnements. Cette classification est celle de Logan et al. (1964), complétée par Aitken (1967) et Kendall & Skipwith (1968) de façon à y intégrer les laminites et les tapis à polygones de dessiccation. Cette classification comprend brièvement les types illustrés à la Fig. X.1.

Toutes ces formes peuvent évoluer de l'une à l'autre, sans doute suivant l'évolution des conditions du milieu. Ces morphologies existent à différentes échelles (aspect fractal) et s'imbriquent pour donner des stromatolithes complexes.

1.2.2. Les oncolithes

Les oncolithes sont des formes libres, détachées du substrat, généralement de forme subsphérique, limitées à la zone subtidale.

Oncolithes dans la Formation de La Vieille, Silurien, Québec.

Figure X.1: types de stromatolithes (d'après Logan et al., 1964, modifié).

Stromatolithes LLH-S, Barrémien, Bale, Croatie.

1.3. Quelques caractéristiques des stromatolithes

1.3.1. Biologie

Les tapis algo-microbiens à l'origine des stromatolithes peuvent être considérés comme des communautés complexes composées de bactéries autotrophes, d'algues eucaryotes, de bactéries hétérotrophes et d'algues bleu-vert ou cyanobactéries, ces dernières étant les organismes les plus abondants.

Les cyanobactéries sont des procaryotes; sans entrer dans les détails, précisons qu'elles sont classées en deux grands groupes: les unicellulaires ou coccoïdes, qui se reproduisent par spores, et les pluricellulaires ou filamenteuses, qui se reproduisent par fragmentation des filaments ou trichomes (Fig. X.2).

Une des caractéristiques importantes des cyanobactéries est leur faculté de secréter du mucilage (EPS), ce qui augmente leur résistance à la dessiccation, et leur mobilité en cas d'ensablement par le sédiment.

La capacité des cyanobactéries à résister à certaines contraintes du milieu leur a permis d'occuper des niches écologiques inaccessibles à d'autres formes de vie (Tableau X.1). La compétition avec les métaphytes et les métazoaires les ayant par ailleurs éliminées d'environnements plus favorables au cours du Phanérozoique.

Facteur du milieu

cyanobactéries

bactéries hétérotrophes

algues eucaryotes

température max.

70-73°C

>99°C

56°C

température min

gel

gel

gel

pH maximum

>10,5 (?)

>10,5 (?)

>10,5 (?)

pH minimum

4-5

<1

<1

salinité maximale

>250%o

>250%o

>250%o

intensité lumineuse minimale

2000 lux

croissance anaérobie

oui

oui

non (?)

Tableau X.1: tolérance de quelques types de microorganismes aux facteurs de l'environnement. D'après Brock, 1976, modifié.

Le fort échauffement provoqué par l'ensoleillement paraît être le principal facteur responsable de l'élimination des algues eucaryotes des plaines maritimes tropicales, bien plus que la salinité. Des différences du même ordre dans les tolérances aux facteurs du milieu (ensoleillement, mais aussi pH, Eh, teneur en CO2, O2...) expliquent en partie la stratification biologique constatée dans la plupart des tapis algo-microbiens actuels, les cyanobactéries occupant en général la zone la plus superficielle et les bactéries hétérotrophes, la zone la plus éloignée de la surface, où elles peuvent s'alimenter sur base de la matière organique en voie de dégradation.

Bien que le piégeage de grains carbonatés par les cyanobactéries à la surface des tapis semble le phénomène le plus actif pour expliquer la nature calcaire des stromatolithes, il existe également un processus de cimentation microbienne. Ce processus n'est pas dû à l'activité des cyanobactéries, qui précipitent pourtant le calcaire par la réaction suivante, alimentée par la photosynthèse:

2HCO3- + Ca2+ ® CH2O + Ca CO3 + O2

Mais la dégradation aérobie de CH2O produit H+, responsable d'une baisse du pH et d'une dissolution du carbonate produit:

CH2O + O2 + Ca CO3 ® 2HCO3- + Ca2+

La cimentation microbienne semble donc intervenir dans une zone plus profonde des tapis, dominée par des bactéries hétérotrophes qui utilisent les restes des cyanobactéries et des EPS pour leur fonctionnement. Dans cette zone, l'absence d'oxygène est responsable de l'utilisation de processus oxydants moins énergétiques comme la dénitrification et la sulfatoréduction:

2(CH2O ) + NO3- + Ca2+ ® Ca CO3 + CO2 + NH4+

2(CH2O ) + SO42- + Ca2+ + 2OH- ® CaCO3 + HS- + HCO3-  + 2H2O

A la limite entre la zone superficielle des tapis, oxique, dominée par les cyanobactéries et la zone inférieure, anoxique, dominée par les hétérotrophes, se localise une zone riche en bactéries photosynthétiques anaérobies qui utilisent le HS- généré dans la zone inférieure (Fig. X.3):

HS- + 2O2 + Ca CO3 ® SO42- + Ca2+ +HCO3-

Cette réaction est probablement responsable (avec la respiration aérobie) de la dissolution du carbonate superficiel. La cimentation des grains carbonatés piégés dans la partie superficielle du tapis par des cyanobactéries se fait donc dans une zone plus profonde, dominée par les hétérotrophes.

 

Figure X.2: surface d'un tapis cyanobactérien; les filaments piègent les grains détritiques.

A: tapis algaires aux abords de la sebkha El Melah, Tunisie. La lamination est due à l'alternance de tapis algaires et de dépôts détritiques. Noter le caractère réducteur du sédiment, favorisant la conservation de la matière organique. B: bulles d'oxygène produites par photosynthèse à la surface d'un tapis algaire; ces bulles, une fois recouvertes de sédiment donnent naissance aux "birdseyes"; la flèche indique une cicatrice d'érosion dans le tapis.

1.3.2. Origine de la lamination

La lamination, qui peut être répétitive, alternante ou cyclique, enregistre un phénomène périodique qui affecte la population algo-microbienne et/ou les facteurs de l'environnement (Fig. X.3).

Parmi les divers phénomènes pouvant être à l'origine de la lamination; les principaux sont:

Figure X.3: types de laminations et exemple de stratification biologique au sein d'un tapis algo-microbien actuel

1.3.3. Ecologie

Les tapis algo-microbiens actuels colonisent la zone intertidale des plateformes carbonatées, avec une extension possible vers les zones supratidale et subtidale (Purser, 1980). Leur répartition et leur étendue dépendent de facteurs climatiques, biologiques et mécaniques: 

Ces facteurs, sauf l'action érosive des vagues, des courants et du vent, sont interliés et dépendent in fine du climat, et particulièrement de son aridité.

Notre connaissance approfondie des tapis algo-microbiens actuels s'appuie sur des études menées dans un certain nombre de régions à sédimentation carbonatée dominante. Parmi ces régions, citons entre autre:

Figure X.4: A: l'île d'Andros et le banc des Bahamas, avec la localisation de la Fig. B. B: détail de la zone de "Three Creeks" montrant la répartition des environnements. C: coupe schématique E-W dans la zone de "Three Creeks".

Figure X.5A: carte schématique de la répartition des principaux types de sédiments dans le Golfe Persique. D'après Purser (1983), modifié. B: détail montrant la distribution des sédiments sur la côte d'Abu Dhabi. D'après Purser (1984), modifié.

Figure X.6: localisation de Hamelin Pool, lagune isolée de la mer par un seuil. Cet isolement provoque une augmentation de la salinité, la disparition des organismes broûteurs et le développement des stromatolithes.

De ces travaux, on peut retenir très schématiquement les points essentiels suivants: 

Stromatolithes érigés de Hamelin Pool (Shark Bay, Australie). A: dômes stromatolithiques inactifs dans la zone intertidale; B: stromatolithes vivants en zone subtidale.

L'explication la plus plausible de cette différence morphologique est que l'action des vagues et des courants ainsi que l'accumulation de sédiments détruit localement le tapis, limitant la croissance algo-microbienne à des zones légèrement surélevées, à l'abri relatif des apports sédimentaires. Au fil du temps, le relief tend à s'exagérer, et a former une ride ou une colonne stromatolithique. Il est intéressant de remarquer que la genèse de stromatolithes à relief n'est possible qu'en environnement hypersalin: pour que les tapis puissent enregistrer par leur morphologie l'action des vagues et des courants, qui n'est sensible que dans les zones intertidale et subtidale, il faut évidemment que ces zones leur soient accessibles, et pour cela, que la salinité élevée inhibe le développement d'une faune de broûteurs. Il faut également qu'une cimentation précoce consolide ces structures érigées;

- la composition taxonomique des tapis a une influence sur leur morphologie et leur distribution sur le littoral; on constate (heureusement!) que cette composition est très constante dans les exemples étudiés (on rencontre essentiellement des tapis à Schizothrix, Lyngbya, Microcoleus et Scytonema);

- la lamination résulte le plus souvent de l'alternance tissus microbien/sable ou silt bioclastique;

- le matériel sableux déposé, généralement en lentilles, sur les tapis provient de la zone subtidale: "...subtidal zone is vital to the tidal flat system, because it is the source of sediment needed for accretionary growth..." (Shinn, 1983 p. 190). Le transport de ce matériel ne s'effectue en général qu'à l'occasion de tempêtes ou de grandes marées;

- la nature et la composition du matériel silteux dépendent de la faune et de la flore présentes en zone subtidale, qui approvisionnent le "stock" de bioclastes. Cette faune et flore est directement liée à la salinité des eaux, elle-même dépendante du climat et du confinement. On constate en effet que: 

Le Tableau X.2 reprend, pour les cas particuliers de la Baie des Requins, de l'Ile d'Andros et du Golfe Persique certaines des caractéristiques énumérées ci-dessus.

morphologie

répartition

climat

microflore

fines

Golfe Persique

surtout P

surtout intertid.

aride, évaporites

réduite,cyanobactéries

pellets, débris moll., foram.

Baie des Requins

P, LLH, SH selon agitation

intertid.-subtid.

aride, évaporites

réduite, cyanobactéries

idem

Andros

surtout P

intertid. sup. surtout supratid.

semi-aride, pluviosité saisonnière

diversifiée, cyanobactéries,algues vertes (dasycladales)

surtout pell.+débris algaires

Tableau X.2: caractérisation sommaire des stromatolithes de l'île d'Andros, de la Baie des Requins et du Golfe Persique.

Reste un problème essentiel: des conclusions et des lois basées sur des observations de l'Actuel sont-elles transposables au passé? Dans le cas particulier des stromatolithes, les modèles actuels sont-ils transposables au Paléozoïque ?

En fait, on peut dire que les facteurs restreignant l'extension des tapis algo-microbiens au littoral des plates-formes carbonatées existaient dès le début du Paléozoïque (ce sont essentiellement les animaux broûteurs et fouisseurs: ils sont à l'origine de "l'exil des stromatolithes" précambriens). De même, le degré de saturation des océans en CaCO3 n'a plus varié dans de grandes proportions depuis la fin du Protérozoïque, n'autorisant plus la précipitation extracellulaire qu'en environnement hypersalin. On peut donc considérer que les stromatolithes érigés du type SH, qui nécessitent pour leur édification une lithification précoce, n'ont pu prospérer qu'en milieu hypersalin depuis l'aube du Phanérozoïque (ce qui n'a pas été nécessairement le cas durant le Précambrien). Il faut également souligner l'extrême lenteur évolutive des cyanobactéries au cours du Phanérozoïque.

Pour en savoir plus

2. TAPIS ALGO-MICROBIENS GIVETIENS

cf. excursions

XI. Les récifs

1. GENERALITES - TERMINOLOGIE

Les récifs ont toujours suscité un intérêt remarquable et une confusion terminologique tout aussi exceptionnelle. La littérature est encombrée de définitions variées des termes "récifs", "complexe récifal", "mud mound", etc.

Figure XI.1: "récifs": concepts élémentaires. D'après James & Macintyre (1985), modifié.

Dans un souci d'efficacité, utilisons en première approche la classification suivante:

Choisissons d'abord le terme bioconstruction comme terme général regroupant toutes les structures construites d'origine organique. Elles se distinguent des bioaccumulations où des facteurs physiques sont responsables du dépôt (lumachelles, etc.). On peut ensuite, au sein des bioconstructions, faire la part des:

Récifs : toute bioconstruction, normalement d'eau peu profonde, dont les constituants édifient une charpente rigide (susceptible de résister à l'action des vagues ou des courants). Exemple: les récifs tropicaux actuels.

Récif frangeant à Hienghène, Nouvelle-Calédonie.

Monticules récifaux: toute bioconstruction, de forme grossièrement lenticulaire, sans charpente rigide. Ces monticules récifaux peuvent être subdivisés en monticules algo-microbiens ("microbial mounds"), monticules micritiques ("mud mounds") et monticules squelettiques ("skeletal mounds"). On ne range pas dans les monticules les accumulations hydrodynamiques de boue, même si cette boue est piégée/stabilisée par des algues ou autres organismes. Réservons donc le terme de monticule aux accumulations de boue (accompagnée éventuellement d'autres constituants) produite en grande partie in-situ. Passons en revue ces différents types de monticules (Fig. XI.2A).

Il faut noter qu'à ces types simples de monticules s'ajoutent toute une variété de formes intermédiaires: la plupart des monticules micritiques comprennent aussi des éléments squelettiques. De plus, des transitions évolutives sont fréquentes: beaucoup de monticules micritiques évoluent au cours de leur développement vers des monticules squelettiques et même vers des monticules algo-microbiens (cas des monticules du Membre du Petit-Mont), voire des récifs.

Exemples de faciès issus des édifices du Membre de Petit-Mont dans la région de Philippeville. A: calcaire rouge à stromatactis (monticule micritique); B: calcaire rouge à coraux, crinoïdes, brachiopodes (monticule squelettique); C: calcaire gris à coraux, stromatopores et cyanobactéries (monticule algo-microbien).

Devant la relative difficulté d'utilisation de cette classification sur le terrain, on emploie souvent en première approximation des termes comme bioherme et biostrome. Ces mots sont descriptifs et ne possèdent aucune connotation génétique.

Le mot bioherme désigne un corps lenticulaire, bioconstruit, souvent encaissé de sédiments de nature différente. Ce terme s'oppose à biostrome qui désigne un corps bioconstruit stratifié, non lenticulaire. Les biostromes se différencient des bioaccumulations ou lumachelles par le caractère constructeur des organismes présents et leur faible transport. Un remaniement périodique par des tempêtes peut faire alterner des épisodes où beaucoup d'organismes sont en position de vie et des épisodes de démantèlement.

2. STABILISATION-MINERALISATION

L'établissement et la croissance d'une bioconstruction nécessitent une production de carbonate in-situ et une certaine stabilisation du substrat, sans même parler de la construction d'une charpente résistante à l'action des vagues. Trois grands processus de production de boue et/ou de ciment carbonaté ont été recensés dans la nature: la cimentation, la biominéralisation et l'organominéralisation (Fig. XI.2B). La cimentation est le processus "classique" de précipitation physico-chimique de carbonate, sans qu'interviennent des processus organiques (hormis certains effets indirects comme l'extraction de CO2 par photosynthèse, par exemple); la biominéralisation correspond à une précipitation sous le contrôle de processus vitaux, à l'intérieur ou à l'extérieur de cellules vivantes (exemple: la formation d'un test carbonaté); enfin, l'organominéralisation est la précipitation de carbonate à l'intervention de populations microbiennes utilisant des molécules issues de la dégradation de la matière organique. Ici encore, les différents processus peuvent agir dans une même bioconstruction, souvent avec une certain décalage dans le temps. La biominéralisation est active dans la pellicule vivante, superficielle du monticule, alors que l'organominéralisation se produit au sein du sédiment. Au cours de l'évolution d'une bioconstruction, l'importance relative des différents processus de production carbonatée peut varier (Fig. XI.2B). On constate par exemple que les processus d'organominéralisation dominent dans les monticules micritiques alors que la biominéralisation et la cimentation sont la règle dans les récifs.

Figure XI.2: A: types de bioconstructions; B: les différents processus de production/cimentation carbonatée. La flèche rouge correspond à un changement dans l'importance relative des processus de production carbonatée au cours de l'évolution d'un monticule micritique vers un récif.

3. EVOLUTION AUTOGENIQUE-EVOLUTION ALLOGENIQUE

La plupart des récifs, biohermes, monticules ne sont pas homogènes au point de vue faciès: ils présentent une évolution, souvent à prédominance verticale: on y observe une succession ou un renouvellement des communautés dominantes. Deux modèles coexistent dans la littérature pour expliquer l'évolution des communautés écologiques: il s'agit du modèle autogénique de Walker & Alberstadt (1975) auquel on oppose en général un modèle allogénique inspiré des travaux de Lecompte (1959 notamment).

Très brièvement, on peut dire que Lecompte considère la succession observée dans les biohermes (et en particulier dans les biohermes du Frasnien belge, voir ci-dessous) comme une adaptation des communautés à une diminution de la profondeur, marquée principalement par une diminution de la turbidité et une augmentation de la turbulence.

A ce modèle de succession écologique déterminé entièrement par des variations du milieu, extrinsèques à la communauté biohermale, répond le modèle autogénique où intervient une notion de structuration écologique, basée sur le développement de modes de plus en plus complexes de circulation de l'énergie et d'utilisation de l'espace. Walker & Alberstadt (1975) distinguent trois types d'espèces sur base de leur "stratégie vitale": il s'agit des espèces caractéristiques qui sont typiques d'une certaine communauté bien déterminée (il s'agit souvent de "stratèges K", suivant Hottinger, 1984); des espèces intergraduelles qui peuvent apparaître dans une communauté de manière accessoire mais sont typiques d'une communauté adjacente et des espèces ubiquistes qui se retrouvent dans plusieurs communautés mais ne sont caractéristiques d'aucune d'elles en particulier (il s'agit de "stratèges r").

Sur base de cette classification et après avoir étudié un certain nombre de biohermes (Ordovicien au Crétacé), Walker & Alberstadt distinguent les phases suivantes dans l'édification d'une bioconstruction:

- la stabilisation: cette phase correspond à la fixation du substrat par un certain nombre d'espèces ubiquistes (crinoïdes, bryozoaires branchus, éponges...);

- la colonisation: c'est une phase de courte durée, marquée par l'apparition d'espèces constructrices, certaines déjà caractéristiques;

- la diversification: on observe une nette augmentation du nombre d'espèces et l'apparition de communautés différenciées et spécialisées; cette phase forme la majeure partie des édifices;

- la domination: cette phase surmonte abruptement la phase de diversification et est caractérisée par une nette diminution du nombre d'espèces. Quelques organismes, généralement encroûtants dominent.

On observe parallèlement à l'évolution des communautés, une variation de certains paramètres comme la spécialisation, la diversité spécifique, la production organique etc... (Fig. XI.3).

Il faut remarquer que Walker & Alberstadt ne rejettent pas une action du milieu sur l'évolution des bioconstructions, mais estiment que pour expliquer cette évolution, de la phase de colonisation à la phase de diversification, il n'est nullement nécessaire de faire intervenir un processus allogénique. La phase de domination par contre semble toujours liée à l'entrée de l'édifice dans une zone bathymétrique où il subit nettement l'action des vagues.

 

Figure XI.3: variation des principaux paramètres écologiques des communautés récifales en fonction de leur degré de maturité, suivant le modèle de Walker & Alberstadt.

4. LES RECIFS DANS L'HISTOIRE GEOLOGIQUE

L'histoire des récifs a ceci de commun avec une pièce de théâtre, qu'au cours des temps, les acteurs changent mais le récit/f demeure. De fait, au long des temps géologiques, on distingue plusieurs périodes au cours desquelles des groupes de métazoaires constructeurs différents ont édifié des récifs vrais, dotés d'une charpente résistante aux vagues: les bryozoaires, stromatoporoïdes et tabulés au cours de l'Ordovicien, les stromatoporoïdes, rugueux et tabulés au cours du Silurien et du Dévonien, les stromatoporoïdes et les coraux à la fin du Trias et au cours du Jurassique, les rudistes au Crétacé supérieur et enfin les coraux scléractiniaires depuis l'Oligocène. En dehors de ces périodes, les seules bioconstructions étaient les monticules récifaux. Notons que même au cours des époques à récifs, des monticules se développaient, mais exilés dans des milieux moins favorables (plus profonds, moins oxygénés, etc.). Très brièvement, passons en revue les différentes étapes de cette histoire (Fig. XI.4).

- Les bioconstructions à stromatolithes du Précambrien: leur développement est lié à l'absence de métazoaires broûteurs. Généralement localisés en bordure de plate-forme, ces édifices pouvaient atteindre une taille importante et montrent une zonation écologique et des séquences comme les bioconstructions à organismes squelettiques.

- Les monticules du Cambrien inférieur: il s'agit d'édifices assez complexes, biohermes et biostromes, composés d'une superposition de petites lentilles micritiques à archaeocyathes, éponges, Renalcis, Epiphyton, entourés de sables bioclastiques riches en crinoïdes et brachiopodes. Ces lentilles possèdent des cavités de croissance emplies par des ciments précoces et des sédiments internes. La bioérosion est relativement importante.

- A partir du Cambrien moyen, avec l'extinction des archaeocyathes, les monticules sont principalement constitués de cyanobactéries (monticules stromatolithiques et thrombolitiques). Au cours du Cambrien supérieur et jusqu'à l'Ordovicien inférieur, ces monticules cyanobactériens vont progressivement s'enrichir en éponges et en formes primitives de stromatoporoïdes et coraux (Pulchrilamina, Lichenaria).

- De l'Ordovicien moyen au Dévonien supérieur, s'ouvre une période très favorable au développement de complexes récifaux: température élevée, formation de vastes plates-formes carbonatées (Canning Basin, Australie; Golden Spike reef, Canada; monticules et récifs belges). D'une manière générale, la séquence d'édification de ces complexes commence par un monticule récifal à stromatactis avec quelques éléments squelettiques (bryozoaires au Siluro-Ordovicien, coraux et algues au Dévonien) et se poursuit par des récifs à coraux et stromatoporoïdes. Les flancs des édifices sont généralement colonisés par des pelmatozoaires. La présence de talus bioclastiques et de fractures synsédimentaires témoignent de la rigidité de ces récifs (Canning Basin).

Contrairement à l'extinction de la fin de l'Ordovicien, l'extinction tardi-frasnienne a particulièrement touché les communautés récifales: des stromatoporoïdes ne subsisteront que quelques genres, les tabulés et les rugueux disparaîtront pratiquement totalement.

- Durant le Dinantien, période caractérisée par des températures plus fraiches et des fluctuations glacio-eustatiques, on observe peu ou pas d'organismes constructeurs. La niche écologique des coraux et des stromatoporoïdes est occupée par les bryozoaires et les pelmatozoaires. Les seules bioconstructions importantes sont les "récifs waulsortiens", des monticules micritiques à péloïdes (témoins de tapis microbiens?) et stromatactis, avec quelques crinoïdes et bryozoaires (ces édifices atteignaient une centaine de mètres de relief avec un pendage des flancs de l'ordre de 50°).

- Au cours du Namurien et au Westphalien-Stéphanien, de nouveaux organismes constructeurs apparaissent qui évolueront jusqu'à la fin du Trias: algues phylloïdes (Archaeolithophyllum, Eugoniophyllum, Ivanovia) et surtout Tubiphytes, un constructeur énigmatique très important depuis le Carbonifère jusqu'au sommet du Jurassique (maximum au Permien, Trias et Jurassique). Les édifices à phylloïdes sont relativement modestes, avec un relief d'une trentaine de mètres et des flancs atteignant environ 25° de pente. D'autres constructeurs sont également fréquents: foraminifères tubulaires, petits stromatoporoïdes branchus (Komia), calcisponges et Archaeolithoporella (algues corallines?).

- Les édifices permiens sont toujours essentiellement des biohermes à phylloïdes, avec une participation de plus en plus importante de Tubiphytes et d'Archaeolithoporella, associés à des bryozoaires et d'autres algues calcaires (Solenopora, Parachaetetes). Ciments précoces et talus bioclastiques sont bien développés et on observe de véritables barrières récifales (Capitan reef, Texas), caractérisées par une grande variété de niches écologiques dont de nombreux habitats cryptiques.

De manière un peu surprenante, tous ces constructeurs semblent avoir été peu affectés par la grande extinction tardi-permienne, au contraire des organismes associés: on passe en effet d'un assemblage à brachiopodes-bryozoaires-pelmatozoaires à un assemblage plus "moderne" à mollusques-crustacés-osteichythes.

- Après un arrêt du développement des bioconstructions au cours du Trias inférieur, dès le Trias moyen réapparaissent des petits monticules relativement profonds avec de rares bryozoaires et coraux. Ensuite, se réinstallent de grands complexes récifaux à Tubiphytes, calcisponges, quelques stromatoporoïdes et d'assez nombreux coraux. Il s'agit cette fois de scléractiniaires, nos coraux actuels, caractérisés par leur association symbiotique avec des algues photosynthétiques.

- Au cours de la fin du Trias se développent des récifs à coraux, calcisponges, algues calcaires et stromatoporoïdes. Les coraux se localisent plutôt dans les zones à forte énergie, les éponges et les stromatoporoïdes en environnement plus protégé (zone interne du récif). Pour la première fois, la bioérosion par des algues et des bivalves devient un agent important de la dégradation des communautés récifales. 

- Les récifs jurassiques connaissent un maximum de développement au cours de la fin de la période. Leur morphologie varie de patch-reefs en environnemment de plate-forme interne à des récifs barrières étendus. La communauté dominante est à coraux et stromatopores, avec des algues vertes (dasycladacées) et des algues rouges (Solenopora). Les codiacées modernes et les corallinacées articulées apparaissent pour la première fois dans ces édifices. Les éponges y occupent un habitat cryptique. L'intensité de la bioérosion atteint progressivement le niveau actuel. On observe également des monticules récifaux profonds, à relief assez important (centaine de mètres), constitués d'éponges siliceuses, de foraminifères tubulaires et associés à des bryozoaires et des brachiopodes.

- La communauté récifale tardi-jurassique persiste au cours du Crétacé inférieur. A la même époque, un groupe de mollusques, les rudistes, évolue rapidement et devient un constructeur important dès le Crétacé moyen. Ces bivalves envahissent tous les types de récifs, depuis les patchs de lagons jusqu'aux édifices croissant sur les marges continentales. Au cours du Crétacé supérieur, les rudistes dominent complètement les coraux et les algues encroûtantes. Ils édifient des biostromes sur les plates-formes et des biohermes sur leurs marges.

L'extinction bien connue de la fin du Crétacé frappe durement les communutés récifales: les rudistes disparaissent totalement, les coraux sont sévèrement touchés, avec perte de 60 genres sur 90, les calcisponges et les stromatoporoïdes sont également très affectés.

- Au cours du Cénozoïque se mettront en place les communautés récifales actuelles, dominées par les coraux scléractiniaires et les algues corallines. Solenopora (algue coralline) disparaît à la fin du Paléocène. Halimeda (codiacée) ne devient importante comme constituant des sables coralliens qu'à partir du Miocène moyen.

Figure XI.4: récifs et monticules récifaux au cours de l'histoire géologique. La largeur de la colonne lithologique schématise l'importance du développement récifal; les étoiles noires représentent les extinctions majeures. D'après James, 1984, modifié.

Pour en savoir plus

 

5. RECIFS ALGO-CORALLIENS DES EAUX SUPERFICIELLES TROPICALES

5.1. Introduction

Entrent dans cette catégorie les bioconstructions holocènes résistantes aux vagues, érigées principalement par des coraux scléractiniaires et des algues corallines. Ce sont les édifices popularisés par les études océanographiques, nombreuses depuis le célèbre voyage du "Beagle". Aux données véhiculées par la littérature géologique en général s'ajoute un grand nombre d'études biologiques, certaines très détaillées (recensements exhaustifs de la faune et de la flore m² par m², études minutieuses de la structure des populations, etc.). La compréhension que nous avons donc de ces récifs est sans commune mesure avec ce que nous savons de l'Ancien.

Les coraux scléractiniaires peuvent être subdivisés en deux groupes: les coraux hermatypiques et les coraux ahermatypiques.

- Les coraux hermatypiques sont caractérisés par la présence, au sein de leurs tissus, de symbiotes photosynthétiques: les zooxanthelles. La densité de ces algues unicellulaires peut atteindre plusieurs millions par cm² de polype. Leur rôle est double: d'une part, elles fabriquent des glucides (au départ d'énergie lumineuse et de sels nutritifs) dont une fraction importante est fournie au corail par transfert interne et d'autre part, elles contribuent à la calcification du squelette corallien. Grâce à ces symbiotes, on peut dire que, bien qu'une colonie corallienne puisse compléter ses besoins nutritifs par capture de proies planctoniques, son fonctionnement est essentiellement autotrophe. Ceci explique peut-être le paradoxe de la formidable productivité de l'écosystème corallien (au sommet du classement planétaire: fixation > 1 kg de carbone/m²/an) alors que les courants qui baignent les récifs sont clairs et contiennent peu de plancton et de sels nutritifs (fixation dans les plaines péri-récifales < 50 g de carbone/m²/an). Par ailleurs, dans une colonie corallienne en bonne santé, la densité de zooxanthelles peut doubler tous les dix jours, ce qui excède largement le taux de croissance des polypes. Ceux-ci expulsent alors la fraction excédentaire au rythme de plusieurs milliers d'algues/heure/m². Cette expulsion de zooxanthelles constitue la base de la chaîne alimentaire récifale. Il faut donc garder à l'esprit qu'un récif corallien actuel est avant tout une association symbiotique performante entre un animal et des micro-algues monocellulaires.

Un exemple de corail hermatypique: Acropora. Poé, Lagon de Bourail, Nouvelle-Calédonie.

Cette association limite cependant l'aire de répartition des coraux hermatypiques (du fait des exigences photiques des algues symbiotiques) aux eaux peu profondes. Les larves des coraux (organismes libres et nageurs) ne supportant pas des températures moyennes inférieures à 18°C, cela restreint les récifs coralliens aux eaux peu profondes tropicales (Fig. XI.5).

Figure XI.5: températures océaniques de surface en hiver. D'après Sverdrup et al., 1942, modifié.

 Paramètres écologiques des coraux hermatypiques:

La Figure XI.6 montre qu'il existe une zone, centrée sur l'équateur, où le nombre de genres de coraux hermatypiques est supérieure à 50. Cette "zone sanctuaire" comprend les îles et archipels suivants: Bornéo, les Célèbes, la Papouasie, les Salomon, le nord de la Grande Barrière de Corail d'Australie, le Vanuatu. Dès que l'on s'éloigne de ces régions, le nombre de genres diminue. L'explication principale de ce phénomène paraît être les glaciations: la zone sanctuaire de Bornéo-Vanuatu, proche de l'équateur, aurait été épargnée par le refroidissement des eaux et aurait réapprovisionné en larves coralliennes ses abords proches. Seules les régions les plus lointaines de ce foyer de repeuplement sont restées relativement pauvres en genre du fait de leur éloignement.

Figure XI.6: répartition du nombre de genres de coraux hermatypiques. D'après Stoddart, 1969, modifié.

- Les coraux ahermatypiques ne possèdent pas de symbiotes algaires: leurs exigences écologiques sont donc moindres et leur aire de répartition plus vaste. Leur taux de croissance est cependant nettement inférieur à celui des coraux hermatypiques et ils ne sont pas compétitifs. Ils se développent soit en habitat cryptique (cavités, zones obscures) dans les récifs algo-coralliens, soit sous forme de récifs en eaux profondes et/ou froides (fjords norvégiens, par exemple). Des exemplaires ont été observés jusqu'à 6000 m de profondeur, dans des eaux de -1,1°C. Dans ces habitats, ils peuvent atteindre une taille métrique (Lophelia).

5.2. Généralités: morphologie des récifs peu profonds actuels

On distingue sur base de la géométrie des corps récifaux, de leur taille et de leur relation avec le continent les grands types suivants (Fig. XI.7):

- les récifs frangeants: ces édifices se développent directement le long de la ligne de rivage;

- les bancs récifaux: ces récifs linéaires, généralement parallèles au rivage, ressemblent aux récifs barrière, mais sont localisés dans le lagon, en arrière d'un vrai récif barrière. Ces récifs peuvent être coalescents avec des récifs frangeants;

- les patch reefs: il s'agit de petits édifices croissant en milieu lagonaire;

- les récifs-barrières: ce sont des récifs sensiblement linéaires, localisés à la bordure de la plate-forme. Ces édifices, souvent de taille importante, délimitent un lagon de plate-forme en direction du continent. La Grande Barrière d'Australie est le plus grand récif barrière actuel: il possède une largeur de 300 à 1000 m et s'étend sur près de 1950 km de longueur;

- les atolls: ces récifs océaniques de forme annulaire délimitent un lagon. Leur dimension est très variable: de moins de 2 km à plus de 32 km de diamètre (détail ci-dessous);

- récifs tabulaires: récifs océaniques sans lagon intérieur.

Figure XI.7: types de constructions récifales. D'après James & Macintyre, 1985, modifié.

Récif frangeant autour de l'îlot de Bailly, Mer de Corail, Nouvelle-Calédonie.

5.3. Un exemple: les atolls

5.3.1. Quelques définitions: atolls, îles hautes carbonatées

Les atolls sont donc des anneaux de terre ferme de quelques centaines de m de large, ceinturant une étendue d'eau marine d'une quarantaine de m de profondeur au plus appelée lagon (et non lagune). La couronne atollienne comprend les zones suivantes, de l'océan vers le lagon (Fig. XI.8, Tuamotu du NW):

Motu: terme issu du vocabulaire polynésien désignant une île sableuse: aussi "caille", "key"; hoa: terme polynésien désignant une zone de largeur très variable de la couronne d'un atoll, de quelques m à plusieurs km, permettant le passage de l'eau à marée haute de l'océan vers le lagon, mais ne permettant pas le passage des bateaux; passe: interruption de la couronne atollienne permettant le passage d'un bateau et de l'eau du lagon vers l'océan.

Les îles hautes carbonatées sont constituées de carbonates de plate-forme qui présentent des formes d'érosion concentrique avec un anneau périphérique. Ces îles hautes ne sont pas des atolls soulevés comme on l'a cru quelquefois et leur forme d'érosion annulaire est due uniquement à la karstification.

Figure XI.8: coupe dans une couronne atollienne. D'après Bourrouilh, 1996, modifié. Lors d'un tsunami, le mécanisme mis en jeu est le suivant: (1) abaissement du niveau de la mer avec arrachement et vidange des sédiments; (2) arrivée de la vague avec arrachement et transport de blocs; (3) écoulement de l'inondation, piégeage des sédiments sur les motu et transport dans le lagon via les hoa.

5.3.2. Fonctionnement

Au point de vue du budget nutritif: malgré le fonctionnement partiellement autotrophe de l'écosystème corallien, il semble difficile de comprendre l'existence de récifs très productifs au sein d'eaux océaniques tropicales qui le sont très peu. L'hypothèse de l'endo-upwelling géothermique permet peut-être de résoudre ce paradoxe (Rougerie & Wauthy, 1990). Ce phénomène correspond à la remontée d'eaux océaniques profondes riches en nutriments, au sein de la structure récifale poreuse, à la faveur du flux géothermique subsistant à l'interface volcan-récif. Les eaux profondes réchauffées remontent par convection et diffusent dans le haut de l'atoll. L'arrivée de ces eaux riches en surface s'accompagne d'un double processus de précipitation: une précipitation organique résultant du métabolisme des coraux et des algues (dont la prospérité est assurée par l'apport de nitrates, phosphore et silice contenus dans les eaux profondes) et une précipitation inorganique due aux propriétés intrinsèques de ces eaux. L'eau profonde est en effet riche en gaz carbonique dissous, sous-saturée en CaCO3 (forme aragonite), avec un pH de l'ordre de 7,8 ce qui facilite la pénétration à la base de l'atoll par dissolution des flancs calcaires. Pendant son réchauffement et sa montée par convection, le produit de solubilité du carbonate de calcium diminue. Des précipitations carbonatées se produisent alors à l'intérieur de la matrice calcaire, cimentant et consolidant l'édifice. Ces précipitations sont favorisées par la diminution de la pression partielle de CO2 due au dégazage en surface et à la photosynthèse qui utilise le CO2; l'ensoleillement et la forte évaporation, habituelle par petit fond en zone tropicale, sont également des facteurs favorables. Ce modèle rend ainsi compte de la présence de grandes quantités de ciment dans la structure récifale et de son éventuelle dolomitisation. En effet, le passage de grandes quantités d'eau sous-saturée en CaCO3 mais toujours saturée en carbonate de magnésium ne peut que favoriser les échanges Ca/Mg qui transforment la matrice calcaire en calcite magnésienne puis en dolomite. Il faut remarquer que sur le plancher du lagon, la sédimentation de particules fines diminue la perméabilité du substrat et ne permet pas la sortie d'eaux "endo-upwellées" (d'où la rareté des coraux). Suivant la belle expression de Rougerie & Wauthy (1990, p. 838), "les nutrients pénétrant la structure poreuse diffusent lentement vers le haut de l'atoll: affleurant à la surface océanique, la vasque récifale fonctionne ainsi de façon analogue à une lampe à pétrole; la photosynthèse brûle les nutrients qui apparaissent à la base du lagon après avoir migré dans le socle corallien (la mèche) à partir du riche réservoir océanique profond".

Sans faire appel à la convection, des études récentes ont montré (par exploration endoscopique des cavités des récifs) que l'eau des cavités se renouvelait en quelques minutes par effet de pompe induit par les vagues. Ces cavités (1 m2 de récif correspondant à 5 m2 de surface "interne"!) sont habitées principalement par des éponges qui filtrent 60% du phytoplancton contenu dans l'eau; les sels minéraux et substances nutritives libérés par la digestion du phytoplancton représenteraient près de 20% des besoins nutritifs de l'ensemble de la communauté récifale.

Au point de vue sédimentaire: l'essentiel de la production carbonatée est localisée au récif qui apparaît comme une véritable "usine à carbonates" grâce aux nombreux organismes qui le composent et qui fabriquent soit de l'aragonite, soit de la calcite magnésienne. Ces carbonates sont ensuite triturés par les poissons broûteurs de corail ou perforés par les lithophages. Les particules calcaires ainsi créées vont sédimenter dans des zones plus ou moins proches du récif: turbidites carbonatées dans les plaines abyssales environnant les récifs, cordons de sable et de gravier sur les îles, accumulation de boue et de débris coralliens dans le lagon. Ces transports sédimentaires se font en général sous l'action d'événements hydrodynamiques de très haute énergie, cyclones ou tsunamis. Les conséquences écologiques et sédimentologiques de ces événements sont très grandes pour les récifs: les vagues engendrées peuvent dépasser 10 m d'amplitude et déplacer des blocs cyclopéens résultant du démantèlement de la dalle du platier. Il semble également que la succession des motu et hoa soit le résultat de l'action des tsunamis et ouragans.

Gravier calcaire formé principalement de fragments de coraux, platier corallien, Seychelles.

L'origine de la morphologie typique des atolls a été d'abord interprétée par Darwin comme la conséquence de la subsidence d'un édifice volcanique supportant un récif frangeant (Fig. XI.9A). Cette subsidence aurait induit la croissance verticale de ce récif afin de demeurer dans sa zone de prospérité. Actuellement, les auteurs semblent s'orienter vers un héritage à la fois eustatique et diagénétique (Fig. XI.9B): les baisses du niveau marin seraient à l'origine du développement d'une morphologie karstique par installation d'une lentille d'eau douce; la dissolution des carbonates étant maximale au centre des îles. Ensuite, après ennoiement, la présence d'une aire déprimée (lagon) au centre de l'édifice persisterait suite à l'absence de lithification en milieu lagonaire et à l'exportation de sédiments lors des événements de forte énergie (tempêtes, tsunamis).

Evolution morphologique récente (Fig. XI.9B): exemple des Tuamotu du NW (Bourrouilh-Le Jan, 1996). A: vers 14.000 ans BP les atolls sont tous émergés et dominent de 120 à 140 m le paléoniveau marin. B: la transgression holocène est très rapide et dépasse vers 4000 ans BP le niveau actuel: tous les atolls sont submergés. La biocénose récifale se réinstalle et édifie les platiers actuels ("catch-up"). C: entre 4000 ans BP et maintenant, le niveau de la mer baisse jusqu'au niveau actuel. D1 et D2 illustrent les deux morphologies possibles de la couronne atollienne des Tuamotu; D1: le motu entouré d'un beach-rock exhumé d'âge mi-holocène formé durant la phase C et D2: une petite lagune (eaux saumâtres à stromatolithes) formée à la suite de l'excavation de matériel sédimentaire sous l'effet des événements de forte énergie.

Figure XI.9. A: origine d'une couronne atollienne par subsidence d'un volcan; B: évolution morphologique récente d'une couronne atollienne. Tuamotu du NW. D'après Bourrouilh, 1996, modifié.

5.4. Un autre exemple: le récif barrière

Par comparaison, la Figure XI.10 montre la zonation écologique et la morphologie d'un récif barrière. Il s'agit de Carrie Bow Cay, récif de Belize (Caraïbes) (James & Macintyre, 1985). La même zonation s'observe dans la plupart des systèmes lagon-barrière. Les illustrations viennent de Nouvelle-Calédonie.

- Lagon: ce lagon de plate-forme comporte deux zones distinctes: une prairie à Thalassia testudinum ("herbe à tortues") sur un substrat silto-sableux; en direction du large, les herbes à tortues disparaissent et le substrat devient sablo-graveleux avec quelques buissons d'Acropora cervicornis.

Prairie à Thalassia dans la partie littorale du lagon de Bourail. Poé, Nouvelle-Calédonie.

- Arrière-récif: la profondeur s'y échelonne de 1 m à l'émersion (partie interne de la crête récifale). On y observe également deux zones: la première est la zone des "patch-reef" avec des coraux comme Montastrea annularis, Diploria labyrinthiformis, Acropora cervicornis et Porites astreoides. Une bonne moitié de la surface de ces patch-reef est encroûtée par des algues dont des algues corallines. Les oursins y sont abondants. La seconde zone est la zone des graviers et pavement, avec apparition progressive au milieu des sables et cailloux d'un substrat induré (le pavement). Ce substrat rocheux est un conglomérat de fragments de coraux, mollusques et algues corallines dans une matrice sableuse cimentée par de la calcite magnésienne. Les coraux qui se développent sur ce fond durci sont principalement Porites astreoides, avec quelques Siderastrea siderea, Agaricia agaricites, Diploria clivosa, Acropora cervicornis et A. palmata.

Patch-reefs à Acropora dans le lagon de Bourail, Poé, Nouvelle-Calédonie.

- Récif: la bordure interne de la crête récifale consiste en un réseau ("framework") de coraux morts (environ 60%) encroûtés par des algues. Les coraux sont représentés principalement par Acropora palmata, Agaricia agaricites et Porites astreoides. En direction de l'océan, ce réseau passe progressivement à une barrière dense de Millepora complanata, suivie en eau un peu plus profonde par des buissons d'Acropora palmata. Latéralement ces bioconstructions peuvent passer à des accumulations de cailloux et blocs.

Exemples de barrières récifales: A: coraux en nappe à l'Ile des Pins (Kunié). B: coraux branchus à Poindimié, Nouvelle-Calédonie.

- Avant-récif interne: à partir d'une profondeur d'environ 2 m, s'observent des "pinnacles" de Millepora complanata, A. palmata et Agaricia tenuifolia. Ces constructions coalescent en direction de l'océan pour former les spectaculaires éperons de la zone des "éperons et sillons" ("spur and grooves") qui s'élèvent d'environ 7 m au-dessus des sillons emplis de sable et gravier. Du sommet des éperons aux sillons, on observe la succession Acropora palmata et A. cervicornis, ensuite Agaricia tenuifolia, Millepora complanata et Porites porites et enfin Agaricia agaricites, Diploria strigosa et Montastrea annularis avec quelques octocoralliaires.

La zone des éperons et sillons passe vers 10 m de profondeur à une zone où les éperons sont moins élevés (relief de 1 m au plus) avec Montastrea annularis, M. cavernosa, Diploria strigosa et des octocoralliaires. Le remplissage sableux des sillons diminue et un substrat induré colonisé par des octocoralliaires et des coraux massifs apparaît.

- Avant-récif externe: sa bordure interne est marquée par une nette augmentation de la pente du récif jusqu'à environ 25°: c'est le talus récifal interne qui s'échelonne de 15 à 22 m et qui est couvert de buissons d'Acropora cervicornis et Montastrea annularis. Vers la base, les colonies columnaires de M. annularis prennent une morphologie lamellaire et sont accompagnées de Agaricia tenuifolia, Porites astreoides et Siderastrea siderea. Le talus récifal interne s'achève dans un fossé à remplissage sablo-graveleux où s'observent quelques pinnacles avec Montastrea annularis et Acropora cervicornis.

Une ride à relief prononcé (environ 10 m de haut) délimite la partie externe du fossé sableux. Sur le flanc interne de cette ride croissent Acropora cervicornis et une variété de coraux massifs dont Montastrea annularis, Diploria labyrinthiformis et Porites astreoides. Le flanc externe de la ride descend ensuite assez abruptement. La partie supérieure de cette pente, le talus d'avant-récif, à pente variant entre 50 et 70°, est caractérisée par une communauté à coraux lamellaires, dominée notamment par Montastrea annularis, M. cavernosa, Agaricia fragilis et Leptoseris cucullata. Sous cette communauté récifale, qui semble pouvoir s'étendre jusqu'à 70 à 80 m, s'observe un escarpement (falaise sous-marine) plongeant jusqu'à -120 m. Cette falaise est constituée de calcaire récifal et a été érodée durant les périodes de bas niveau marin du Pléistocène. Elle est colonisée par des éponges, des crinoïdes et des coraux ahermatypiques.

Figure XI.10: zonation écologique et morphologie d'un transect dans le récif barrière de Carrie Bow Cay (Caraïbes). D'après James & Macintyre (1985), modifié.

5.5. Rôle des paramètres physiques sur la répartition et la morphologie des coraux

Par ordre décroissant d'importance, on peut citer la nature du substrat, l'intensité d'éclairement, les effets hydrodynamiques (Geister, 1980).

- La nature du substrat: pour se développer, la plupart des coraux ont besoin d'un substrat dur. La période la plus critique est leur première phase de vie après la fixation des larves: dans des sédiments trop meubles, le petit polype risque d'être recouvert. C'est ce qui explique la rareté des coraux dans les lagons ou sur les côtes très calmes. Certaines espèces spécialisées ont cependant développé des caractères originaux leur permettant de se développer en l'absence de substrat induré: c'est le cas des colonies non fixées de Siderastrea radians roulant à la surface des sédiments. Certains coraux d'espèces ramifiées (Acropora cervicornis), qui vivent normalement fixés sur substrat dur, peuvent former des colonies mobiles sur le sable. Ces colonies naissent par régénération de branches brisées durant les tempêtes. Ces branches, déposées sur des sédiments meubles, ne peuvent se fixer. En conséquence, elles sont basculées et roulées périodiquement au gré des courants. Leur croissance phototropique pendant les phases de calme engendre progressivement des colonies grossièrement sphériques.

- L'intensité d'éclairement: conséquence évidente de la symbiose avec les zooxanthelles. On observe une diminution progressive du nombre d'espèces avec la profondeur (Fig. XI.11). Ce modèle correspond à des eaux océaniques limpides. Dans des eaux plus turbides, l'extension bathymétrique des coraux est réduite.

Figure X.11: zonation bathymétrique de coraux fréquents. D'après Geister (1980).

On peut également remarquer une variation morphologique au sein d'une même espèce: des coraux massifs en eau peu profonde adoptent une morphologie de plus en plus aplatie à partir de 20 m de profondeur. Les branches de certaines espèces ramifiées (Acropora cervicornis) deviennent plus minces et moins fourchues au-delà de 15 à 20 m, de manière à augmenter la surface illuminée.

- L'action des vagues: l'intensité de cette action est très variable en fonction de la profondeur, de l'orientation par rapport à la houle dominante, etc. Cette variation induit des adaptations morphologiques des coraux et des modifications dans la composition des communautés.

Au point de vue morphologique, on observe que les colonies branchues d'Acropora cervicornis deviennent plus touffues en milieu plus agité. Certaines espèces tendent également à développer une morphologie encroûtante (A. palmata) et à croître parallèlement à la direction de propagation des vagues.

En comparant les associations des organismes colonisant les crêtes récifales, on peut noter une forte différentiation selon le degré d'exposition aux vagues. La Figure XI.12 représente les types récifaux principaux observés en mer des Caraïbes.

Figure XI.12: conséquences de l'agitation de l'eau et de la bathymétrie sur la distribution des communautés récifales. D'après Geister (1980), modifié.

Ce modèle est différent pour les récifs exposés fréquemment aux tempêtes. Dans ce cas, les espèces ramifiées sont généralement remplacées par des espèces hémisphériques ou encroûtantes. Partant de ces observations, on peut classer les espèces suivant leur plus ou moins grande sensibilité aux dégâts provoqués par les tempêtes. Des plus résistants aux plus fragiles, on a: colonies encroûtantes (Diploria clivosa, Porites astreoides), colonies massives (Montastrea annularis, Diploria strigosa), colonies branchues avec base vivante (régénération plus facile après bris: Millepora, Acropora palmata) et enfin colonies branchues avec base nécrosée (Acropora cervicornis, Porites porites). On a constaté aussi que des tempêtes fortes et fréquentes inhibent la formation d'une charpente récifale (framestone). Dans ce cas, les rudstones dominent (Braithwaite et al., 2000).

Pour en savoir plus

6. MONTICULES RECIFAUX A CORAUX AHERMATYPIQUES

6.1. Les lithohermes

Découverts dans les années '70 le long de la marge orientale du "Little Bahama Bank", par des profondeurs de 600 à 700 m, ces édifices couvrent une superficie de plusieurs milliers de km2 (Fig. X.4A). Il s'agit de monticules de morphologie grossièrement elliptique, allongés parallèlement aux courants de fond (2 à 7 cm/s), de taille variable (quelques centaines de mètres de longueur pour une cinquantaine de mètres de hauteur). Les flancs des grands édifices sont relativement abrupts, avec des pentes moyennes atteignant 20° à 30° (la pente d'équilibre de sédiments fins non cimentés ne dépasse pas 6°). Récemment, Paull et al. (1998), ont observé une ride de 4,4 km de long pour 150 m de haut, allongée parallèlement à la pente et établie au niveau d'une rupture de pente, formée par coalescence d'édifices plus petits.

La surface supérieure de ces monticules apparaît très irrégulière: elle est constituée de croûtes de sédiments indurés de 10 à 30 cm d'épaisseur. Des accidents (cassures, érosions,...) permettent d'observer par endroit la structure interne de ces "lithohermes": les croûtes se superposent de manière régulière, séparées les unes des autres par des niveaux de sédiment meuble, souvent excavé par des organismes fouisseurs. La structure générale des lithohermes paraît donc être "en pelure d'oignon".

La surface des lithohermes est intensément perforée par une endofaune très développée. D'assez fortes différences apparaissent entre les divers édifices: certains sont partiellement couverts de sédiments meubles, d'autres montrent une surface rocheuse, d'autres encore sont complètement recouverts de buissons coralliens.

La faune est généralement dominée par les coraux branchus ahermatypiques Lophelia et Enallopsammia, les éponges et les crinoïdes non-érigés (Comatulidés), associés à des éponges endolithiques. Une zonation écologique, par rapport aux courants, se manifeste: les coraux sont situés sur la face exposée, tandis que les crinoïdes se développent "à l'arrière" des bioconstructions. L'essentiel du piégeage de sédiment semble réalisé par les coraux et l'édifice prograde en direction du courant. Le caractère relativement fin des sédiments des lithohermes s'oppose au caractère plus grossier des sédiments situés en dehors des édifices. Ceci suggère que la fraction fine est emportée par les courants de fond au niveau des interbiohermes et piégée par les organismes sur les lithohermes (bafflestone).

D'un point de vue pétrographique, le sédiment meuble est constitué pour la fraction sableuse de foraminifères planctoniques et de tests de ptéropodes avec une contribution mineure de grains exportés de la plate-forme peu profonde (oolithes, Halimeda). La fraction graveleuse comprend essentiellement des fragments de coraux. La minéralogie globale des sédiments meubles est dominée par l'aragonite. Les sédiments lithifiés sont par contre constitués principalement de calcite Mg (14 moles % MgCO3), avec de rares concentrations de micrite aragonitique. La texture est variable, depuis des rudstones et floatstones à coraux jusqu'à des wackestones/packstones à foraminifères, péloïdes et ptéropodes.

La nature exacte du mécanisme de lithification sous-marine est encore mal comprise: Neumann et al. (1977) suspectent une interaction entre un régime océanographique particulier (courant de fond ascendant, entraînant une diminution de pression et une augmentation de température) associé à un apport important de micrite aragonitique peu stable issue du "Little Bahama Bank".

A gauche, fragment de lithoherme (Blake Plateau) montrant les nombreuses perforations affectant le sédiment. Echantillon C. Neumann; à droite, colonie de Lophelia actuelle, Atlantique nord.

6.2. Les monticules coralliens profonds

6.2.1. Exemple des Bahamas

Ces monticules ont été observés par 1000-1300 m de fond, sur le talus nord ("lower slope", avec une pente de l'ordre de 1°) du "Little Bahama Bank" où ils couvrent une superficie de 2500 km2. Les courants de fond sont de l'ordre de 50 cm/s, la température de l'eau se situe entre 4 et 6°C, avec une salinité normale de l'ordre de 34,5 à 35,5 o/oo.

Les édifices ont un relief de 5 à 40 m, une morphologie elliptique à circulaire (diamètre de 50 à 200 m), avec des flancs relativement raides. Contrairement aux lithohermes, leur surface n'est pas lithifiée, mais est constituée de sédiment fin, colonisé par une communauté relativement diversifiée de coraux ahermatypiques (généralement solitaires et de petite taille), de gorgones, hyalosponges et calcisponges, de bryozoaires, de vers serpulidés et de crinoïdes. A cette communauté fixée se joignent quelques mollusques, échinodermes et arthropodes. Comme dans le cas des lithohermes, le caractère fin des sédiments biohermaux (20% sable et gravier) contraste avec le caractère plus grossier des sédiments interbiohermaux (entre 50% et 90% de sable et gravier). Ceci suggère encore un mécanisme de piégeage par les organismes sur les monticules. L'analyse détaillée de la fraction grossière montre que les éléments graveleux proviennent essentiellement du remaniement des organismes colonisant les monticules, alors que la fraction sableuse consiste surtout en foraminifères pélagiques et ptéropodes. La composition minéralogique du sédiment est la suivante: 50% aragonite, 15% calcite Mg et 35% calcite. L'aragonite semble provenir des coraux et des ptéropodes et aussi de boue issue du "Little Bahama Bank", la calcite provient des foraminifères planctoniques et de coccolithes et enfin, la calcite Mg dériverait de fragments d'échinodermes et de foraminifères benthiques.

Le développement de ce type d'édifice semble correspondre à la séquence suivante:

Critères de reconnaissance des monticules récifaux profonds dans l'histoire géologique

absence d'algues

diversité spécifique moins élevée: 60 à 100 espèces de coraux en milieu récifal peu profond actuel pour 1 à 16 pour les biohermes profonds

microperforations souvent parallèles à la surface du substrat; en environnement peu profond, ces microperforations sont généralement perpendiculaires au substrat

contexte général très différent: les récifs peu profonds sont associés à des environnements lagonaires, intertidaux, tandis que les monticules profonds se développent dans un contexte de talus; de même, la nature de la fraction sableuse est totalement différente, avec des grains de type "peu profond" (oolithes, agrégats, algues,...) pour les récifs et "profond" pour les monticules à coraux ahermatypiques (organismes pélagiques et planctoniques)

teneur en éléments traces différente: les coraux ahermatypiques ont une teneur en Sr et U plus élevée que les coraux hermatypiques.

Mud mound ("kesskess") emsiens, Hmar Lakdad (Maroc). Il s'agit de monticules profonds à éponges, coraux et crinoïdes.

6.2.2. Exemple des monticules de l'Atlantique nord

Très récemment, suite à l'exploration pétrolière détaillée de l'Atlantique nord, de très nombreux monticules coralliens profonds ont été découverts. Ces édifices sont généralement localisés entre 500 et 1500 m de profondeur (500 m semble être leur profondeur minimale, elle correspond à la séparation entre les eaux atlantiques de surface chaudes et les eaux arctiques froides). Certains de ces monticules peuvent atteindre une extension horizontale kilométrique et un relief de près de 200 m. Comme dans le cas des autres bioconstructions profondes, la diversité spécifique des communautés organiques est faible et le corail ahermatypique Lophelia semble dominer.

Une hypothèse intéressante est que ces écosystèmes profonds seraient liés à des arrivées en surface de méthane ("cold seepage"), alimentant une communauté de bactéries chémolithotrophiques (dégradation du méthane). Ces bactéries formeraient ainsi la base d'une pyramide alimentaire non photosynthétique. A l'appui de cette hypothèse, outre de nombreuses structures sédimentaires probablement liées au dégazage et outre des arrivées de méthane mesurées en surface, on a découvert des récifs annulaires, véritables "atolls" profonds, centrés autour d'un évent.

Pour distinguer les monticules profonds liés au dégazage ("cold seep mounds" dont la pyramide écologique est basée sur le méthane) des autres monticules profonds ("marine mounds" dont la pyramide écologique est basée sur les nutriments en suspension dans l'eau marine), Peckmann, Reitner & Neuweiler (1998, in "Carbonate mud mounds and cold water reefs") proposent les critères suivants:

Critères de reconnaissance des monticules profonds liés au dégazage

texture: les sédiments des "cold seep mud mounds" sont toujours fortement bréchifiés: ceci est dû à des accumulations gazeuses ou à la croissance dans le sédiment d'hydrates de méthane

faune: les "cold seep mud mounds" semblent caractérisés par des accumulations de grands bivalves (dans la nature actuelle: Bathymodiolus, Calyptogena,...) ou de tubes de vers (Lamellibrachia, Escarpia,...). Sont également associés: décapodes et éponges. Dans le cas des "marine mounds", la faune est dominée par des filtreurs: bryozoaires, éponges, coraux avec quelques brachiopodes, foraminifères encroûtants. Une zonation bathymétrique ou en fonction des courants est souvent perceptible

diagenèse précoce: l'aragonite semble souvent associée aux "cold seep mounds". D'un point de vue isotopique, les valeurs de 13C des monticules de dégazage sont très basses, atteignant -30 o/oo (PDB)

Une fois ces critères établis, l'étude d'une bioconstruction conduira à l'identification des communautés, de sa bathymétrie et surtout de son mode de fonctionnement (Fig. XI.13): s'agit-il de la photosynthèse seule (tapis algaires et cyanobactériens, cf. ch. X), d'un mélange d'hétérotrophie et de photosynthèse (récifs à coraux hermatypiques), d'hétérotrophie seule (lithohermes, monticules des bahamas) ou enfin de chemolithotrophie ("seepage mounds")? Le mode de production/stabilisation de la boue carbonatée est également un paramètre lié au type de bioconstruction, même si plusieurs modes sont généralement actifs au sein d'un même édifice. La cimentation et la biominéralisation sont les processus principaux dans les récifs algo-coralliens, tandis que l'organominéralisation semble prépondérante dans les édifices plus profonds.

Nous allons envisager maintenant un certain nombre d'exemples anciens.

Fig. XI.13: principales caractéristiques des différents types de bioconstructions.

Pour en savoir plus

7. LES MONTICULES WAULSORTIENS

cf. excursions

8. LES MONTICULES MICRITIQUES FRASNIENS

cf. excursions

9. LES BIOSTROMES GIVETIENS

cf excursions

XII. Les sédiments organiques

1. INTRODUCTION

Même dans les milieux où la production primaire de matière organique est élevée, sa conservation dans les sédiments et son insertion dans le cycle géologique est problématique. Si l'on prend l'exemple de l'océan, la matière organique produite par le phytoplancton dans la zone photique est en grande partie recyclée dans la chaîne alimentaire. Une partie réduite de cette matière organique tombe à travers la colonne d'eau vers le fond marin en subissant encore des processus de décomposition et enfin, dans le sédiment, une part importante de la matière organique sera détruite par oxydation dans la tranche bioturbée (Fig. XII.1). On considère qu'il y a en général un rapport de 1 à 100 entre production primaire et matière organique arrivant sur le fond marin.

Figure XII.1: Flux de la matière organique depuis sa production dans la zone photique jusqu'à son enfouissement dans le sédiment.

La dégradation aérobie de la matière organique, le processus le plus important, correspond schématiquement à la réaction suivante:

C6H12O6 + 6 O2 ® 6 CO2 + 6 H2O

C'est en fait la réaction inverse du processus mis en oeuvre dans la production primaire de sucre par la photosynthèse. Dans les sédiments bioturbés donc, la plus grande partie de la matière organique est oxydée. Dans les milieux déficitaires en O2, la décomposition de la matière organique est incomplète et certains composés relativement stables peuvent être préservés. Les conditions menant à une diagenèse précoce anaérobie sont:

- une production de matière organique tellement importante que sa dégradation consomme tout l'oxygène disponible; c'est le cas de certaines zones océaniques à haute productivité (upwellings,...);

- la présence d'eaux anoxiques au contact du sédiment: c'est le cas de bassins stratifiés comme la Mer Noire; c'est aussi le cas lorsque le fond marin est baigné par la zone d'oxygène minimum;

- un taux de sédimentation élevé, inhibant la présence d'endofaune;

- une granulométrie fine, limitant les échanges entre le sédiment et les eaux oxygénées. A titre d'exemple, les grès contiennent en moyenne 0,05% de matière organique, les calcaires 0,3% et les roches pélitiques 2%.

N'oublions cependant pas que d'autres processus d'oxydation de la matière organique, bien que moins performants en terme d'énergie et en quantité de matière organique dégradée, sont observés dans les sédiments (cf. Processus sédimentaires). D'une manière générale, la succession des différents processus traduit l'utilisation d'oxydants de moins en moins puissants, respectivement: O2, NO3-, Mn et Fe, SO42-, et CO2 et définit une série de zones biogéochimiques depuis l'interface eau/sédiment jusqu'à une profondeur variable.

Les principaux sédiments organiques sont les schistes bitumineux, le pétrole, le gaz, le charbon, la lignite et son équivalent actuel, la tourbe. Passons les en revue.

2. LES SEDIMENTS ORGANIQUES ACTUELS

Les types principaux en sont l'humus, la tourbe et le sapropel. L'humus consiste en matière organique fraîche, localisée dans la partie superficielle des sols. Une fois déposée, cette matière organique subit plusieurs stades de dégradation:

- la première étape est une décomposition par les enzymes hydrolytiques secrétées par les bactéries et les champignons aérobies du sol. A ce stade, la population microbienne est très élevée et peut atteindre 1/3 de la masse totale de matière organique. Les polysaccharides facilement dégradables sont transformés en CO2 par la respiration et la fermentation (CO2 qui peut intervenir dans la mise en solution des carbonates ou s'échapper dans l'atmosphère). Les protéines et les nucléotides sont décomposés en acides aminés et acides nucléiques et ensuite en molécules simples comme NH4+, NO3-, SO4=, H2PO4-, Ca++, Mg++, K+,... Les nitrates et sulfates sont entraînés avec les cations dans les solutions, en partie absorbées par les racines, en partie évacuées. Les phosphates sont souvent précipités sous la forme d'apatite;

- quand tous les matériaux organiques facilement dégradables sont consommés, la population microbienne diminue et seules demeurent la lignine, la résine et les cires. C'est ce que l'on appelle les substances humiques.

Au cours du temps, la plus grande partie de l'humus est oxydée et n'est pas conservée dans les formations géologiques. Sa présence est cependant importante au travers de l'action exercée par les acides humiques sur les minéraux des sols.

La tourbe est une accumulation de débris végétaux dans des zones marécageuses où les conditions anaérobies inhibent la dégradation de la matière organique. Enfin, le terme sapropel se réfère à des sédiments organiques, dérivés du phytoplancton et déposés dans des bassins lacustres ou marins.

3. LES SEDIMENTS ORGANIQUES ANCIENS

On les classe en deux groupes principaux: les sédiments organiques formés in-situ comme la tourbe et l'humus (groupe humique) et les sédiments constitués de matière organique transportée ou déposée en suspension comme les sapropels (groupe sapropélique). La plupart des lignites et charbons appartiennent au groupe humique, avec des contenus en matière inorganique inférieurs à 33% (argile, silt, sable) alors que les schistes bitumineux et certains charbons ("cannel coals", "boghead", formés principalement de débris allochtone de plante et d'algues) font partie du groupe sapropélique; leur contenu en matière inorganique peut dépasser 33%.

Les sédiments organiques anciens peuvent aussi être secondaires et résulter de la migration de composés organiques à partir d'une roche-mère vers un sédiment poreux (pétrole, gaz).

4. LES CHARBONS

Les charbons sont issus de l'évolution diagénétique de débris végétaux. Ainsi, les charbons humiques forment une série continue depuis la tourbe jusqu'à l'anthracite, en passant par le lignite et le charbon bitumineux. On appelle houillification les processus physico-chimiques et organiques intervenant au cours de la transformation de la tourbe en charbon et rang un stade déterminé de cette évolution. Un rang croissant indique une teneur croissante en carbone et décroissante en H2O, CO2, CH4, N2 (Tab. XII.1).

De manière simplifiée, on peut dire que la diagenèse conduit des tourbes aux lignites (dans lesquelles les débris de plantes sont toujours visibles) jusqu'à environ 1000 m d'enfouissement. Jusqu'à 5000 m de profondeur (soit 100-200°C) se forment ensuite des charbons de plus en plus bitumineux, dans lesquels un processus de gélification fait disparaître les cellules végétales au profit de la vitrinite. Enfin, les anthracites apparaissent dans l'anchizone du métamorphisme.

On reconnaît l'anthracite à son aspect brillant et sa cassure conchoïdale. Il faut noter que lors de la transformation du charbon bitumineux en anthracite, du méthane est libéré; c'est le grisou, si dangereux dans les mines de charbon.

Exploitation de lignite miocène à Garzweiler, Allemagne.

Rang

C (%)
volatiles (%)
valeur calorifique (KJ/g)

tourbe

<50
>50

lignite

60
50
15-25

charbon sub-bitumineux

75
45
25-30

charbon bitumineux

85
35
30-35

semi-anthracite

87
25
30-35

anthracite

90
10
30-35

graphite

>90
<5

Tableau XII.1: rang et caractéristiques des charbons de la série humique.

Depuis la fin du Dévonien (prolifération de la végétation sur les continents), du charbon se forme dans les zones climatiques humides. On distingue deux types d'environnements de formation de charbon: les milieux paraliques et les milieux limniques. La plupart des charbons westphaliens (exemple: Belgique) se sont développés dans des environnements paraliques, probablement de type deltaïque côtier, alors que plus tard, au Stéphanien, prédominent les charbons de milieux limniques, correspondant à des lacs, souvent localisés dans des fossés d'effondrement de la chaîne varisque (exemple: Montagne Noire, France).

 

A: mine de charbon à ciel ouvert de Graissessac (Montagne Noire, France); les veines de charbon alternent avec des grès fluviatiles; l'échelle est donnée par le personnage (flèche). B: détail montrant un tronc préservé dans une des veines. Stéphanien.

Dans les charbons de type paralique, la séquence type est constituée d'une succession de sédiments pélitiques à fossiles marins, suivie de pélites, siltites et éventuellement grès fluviatiles, puis de la veine de charbon. Le charbon surmonte un sol caractérisé par des traces de racines. Dans le cas des sols développés sur sable, le grès évolue souvent en quartzite très dur ("ganister"); dans le cas de sols sur sédiments plus fins, ce sédiment contient des nodules de sidérite.

Dans beaucoup de séries houillères, on observe des niveaux de cendres volcaniques: tonsteins riches en kaolinite et bentonites riches en smectites. Ces niveaux, de même que les niveaux marins à fossiles servent à dater ces séries.

5. LES SCHISTES BITUMINEUX

Il s'agit de sédiments fins contenant de 4 à 50% de bitume ou de kérogène. On y observe une fine lamination, faisant alterner lamines organiques et lamines détritiques. L'origine de la matière organique semble être algaire. Ces deux observations permettent de supposer que ces schistes bitumineux se forment dans des corps d'eau stratifiés, où des blooms algaires en surface donnent lieu à des apports massifs et périodiques de matière organique sur le fond anoxique. Ceci peut se produire en environnement lacustre aussi bien qu'en milieu marin.

6. LE PETROLE

Le pétrole est un mélange de solides (bitumes), de liquides (huiles) et de gaz. Sa formation résulte de l'évolution, au cours de l'enfouissement, de la matière organique piégée dans des sédiments (roches-mères). Cette matière organique à l'origine du pétrole est appelée kérogène. A partir de ce kérogène, des réactions thermocatalytiques produisent des alkanes et des naphtènes, les principaux constituants du pétrole. Au fur et à mesure de l'enfouissement et de l'augmentation de température, la production de pétrole augmente, passe par un maximum (fenêtre à huile, entre 70 et 100°C) et diminue ensuite (Fig. XII.2). A plus grande profondeur, la production de pétrole décroît au profit de la production de gaz (craquage naturel du pétrole en hydrocarbures plus légers); il s'agit d'abord de gaz humides puis, au-dessus de 150°C, de gaz secs. Le résidu de ce craquage est appelé kérabitume.

Figure XII.2: formation du pétrole. Les profondeurs sont indicatives et dépendent du gradient géothermique.

La formation d'un gisement de pétrole nécessite aussi un mécanisme de migration. La plupart des roches-mères sont en effet des sédiments fins dont il n'est pas possible d'extraire le pétrole. Une première migration a lieu sous l'effet de la compaction des sédiments (migration primaire); ensuite, le pétrole est amené au réservoir par des drains (migration secondaire) sous l'effet de la gravité (le pétrole est moins dense que l'eau). La roche jouant le rôle de réservoir peut posséder une micro-porosité (sable, grès, craie, dolomie) ou une porosité en grand (calcaire). La géométrie des réservoirs peut résulter de la tectonique (anticlinaux, failles, diapirs) ou de la sédimentation (discontinuité, onlap,...). Enfin, pour que le pétrole demeure dans le réservoir, il faut que celui-ci soit surmonté d'une barrière imperméable. Les roches-barrières les plus fréquentes sont les argiles et les évaporites (Fig. XII.3).

Figure XII.3: A: piège de type anticlinal. B: piège lié à une faille inverse. C: piège lié à un biseau sédimentaire. D'autres types de pièges existent.

Pour en savoir plus

 

XIII. Dépôts volcano-sédimentaires

1. INTRODUCTION

Précisons d'abord le sens des termes utilisés. D'une manière générale, le terme volcano-sédimentaire pourrait s'appliquer à n'importe quel sédiment renfermant du matériel volcanique en proportion importante. Mais on réserve plutôt le terme aux dépôts élaborés par des processus où le volcanisme est dominant. C'est ce sens que nous utiliserons dans la suite du chapitre; il implique donc la contemporanéité de la sédimentation et du phénomène volcanique. Le terme pyroclastique s'applique aux roches résultant de l'accumulation de débris volcaniques provenant de l'expulsion de matériaux volcaniques.

L'importance des dépôts volcano-sédimentaires reflète plus que leur simple abondance crustale, déjà remarquable (environ le quart de l'ensemble des roches sédimentaires). Ces sédiments sont en effet essentiels pour comprendre la dynamique des orogènes; de plus, beaucoup de dépôts volcano-sédimentaires sont associés à des minéralisations d'importance économique et enfin, il n'est pas nécessaire d'insister sur l'importance des manifestations volcaniques sur l'activité humaine. Malgré cela, ces sédiments ont été peu étudiés, probablement par suite de leur identification malaisée et de leur sensibilité à l'altération, mais aussi du fait de leur caractère mixte, impliquant à la fois des processus sédimentaires et magmatiques (les spécialistes des deux disciplines se renvoyant la balle et hésitant à s'aventurer dans des matières qu'ils maîtrisent plus difficilement).

Les dépôts volcano-sédimentaires ont ceci de particulier qu'ils échappent à la distribution zonale ou bathymétrique de beaucoup de sédiments : ils peuvent donc être associés à n'importe quel type de faciès : glaciaire, éolien, bathyal, littoral, etc. En outre, leur vitesse d'accumulation est très rapide : entre 103 et 106 fois plus que la sédimentation normale, d'où une oblitération des caractères du milieu ambiant.

Les différents matériaux impliqués dans une manifestation volcanique comprennent les fractions solides (cendres, lapilli, bombes), les solutions hydrothermales (enrichies en Si02, Mn, Fe, Al, Cu, As, P, Pb, Zn,...) et les émanations gazeuses (H2O, CO, CO2, NH3, H2S, HCl, SO3,...). Il faut aussi insister sur le fait que les matériaux éjectés durant les processus volcaniques ont un caractère réducteur. Par conséquent, tous les éléments susceptibles d'être réduits vont l'être (Fe++, Mn++,...). De plus, si H2S est présent, les éléments lourds vont migrer sous forme de sulfures (ce qui est tout-à-fait différent des processus de l'altération superficielle).

Notons également qu'au cours d'une éruption volcanique subaérienne, seuls les produits solides sont incorporés dans la sédimentation environnante, tandis que les solutions hydrothermales sont diluées par les eaux météoriques et que les émanations gazeuses sont dispersées dans l'atmosphère, alors que dans le cas des éruptions sous-marines ou sous-lacustres, c'est la totalité de l'apport magmatique qui sera impliqué dans la sédimentation.

Dans ce chapitre, nous allons passer rapidement en revue les différents types de dépôts volcano-sédimentaires en insistant sur leur genèse.

A: dépôts volcanosédimentaires déformés par la chute d'une bombe volcanique (Laacherzee); B: dépôts volcanosédimentaires décalés par un jeu de failles et recoupés par un dyke (Causse du Larzac).

2. ROCHES PYROCLASTIQUES

Ces roches sont le résultat de la lithification des tephra. Le terme tephra est synonyme de dépôt volcanoclastique, c'est-à-dire d'accumulation de matériaux éjectés par une éruption. Comme pour les roches détritiques, une classification granulométrique est utilisée (Tableau XIII.1). Cette classification ne tient pas compte de la composition des tephra.

Taille des constituants

Equivalent détritique

Tephra

Roche pyroclastique

>62 mm

galets, blocs

blocs (anguleux)

brèche volcanique

bombes (arrondies1)

agglomérat

2-62 mm

graviers, granules

lapilli

tuf à lapilli

62 µm-2 mm

sable

cendre grossière

tuf grossier

<62 µm

silt et argile

cendre fine

tuf fin

Tableau XIII.1 : classification granulométrique des roches pyroclastiques. 1les blocs anguleux sont des fragments de lave refroidie avant leur éjection; les bombes sont des paquets de lave qui se figent durant leur projection.

D'autres classifications sont basées sur des critères pétrographiques, c'est le cas par exemple de la classification de Friedman et al. (1992) qui utilise un diagramme triangulaire (Fig. XIII.1). Ce diagramme permet de subdiviser les tufs en fonction de la proportion relative de trois constituants : les débris lithiques, les cristaux (surtout des feldspaths et du quartz, euhédraux et zonés) et les fragments de verre volcanique. Les tufs à fragments de verre volcanique sont issus de la désagrégation de laves, les tufs cristallins se forment quand une partie du magma a commencé à cristalliser avant l'éruption et les tufs lithiques sont constitués de fragments de roche volcanique ou de l'encaissant remaniés au cours de l'éruption. Les deux classifications citées ci-dessus sont souvent combinées pour donner des noms du type "tuf lithique à lapilli", "tuf cristallin grossier", etc.

Figure XIII.1: classification des roches pyroclastiques.

Envisageons maintenant la genèse des différents types de roches pyroclastiques.

Les retombées pyroclastiques (" pyroclastic air-fall deposits ") se forment à proximité des volcans avec un granoclassement latéral (les éléments les plus grossiers se situant le plus près des centres d'émission) et une épaisseur variable, fonction de la distance au volcan. L'extension des dépôts pyroclastiques est largement dépendante du volume des ejecta et des caractéristiques des vents dominants. Chaque retombée peut être grossièrement granoclassée, avec les dépôts les plus fins au sommet. Les tephra peuvent être plus ou moins soudés entre eux, en fonction de leur température au moment de leur dépôt.

Les ignimbrites sont produites par des nuées ardentes. Celles-ci sont des nuages d'un mélange de tephra chauds (fragments de verre, cristaux et débris lithiques) et de gaz, se propageant sous l'effet de la gravité à des vitesses atteignant 200 km/h. Ce sont en fait des courants de densité dont les grains sont maintenus en suspension sous l'effet des chocs interparticulaires et de l'échappement des gaz. D'un point de vue textural, les ignimbrites montrent une grande variété de granulométrie, les éléments les plus grossiers étant généralement concentrés vers le haut (il s'agit donc d'un granuloclassement inverse). Une des caractéristiques importantes des ignimbrites est la présence de grains soudés par la chaleur dans leur partie la plus interne et le caractère plan de la surface supérieure des dépôts: contrairement aux retombées pyroclastiques, les ignimbrites ne nappent pas le relief préexistant mais s'écoulent dans les dépressions, à la manière des fluides (Fig. XIII.2).

Les dépôts de "pyroclastic surge" sont également des écoulements de matériaux pyroclastiques, mais à la différence des ignimbrites, ils sont plus fins et montrent des laminations planes, en auge, des antidunes, etc. Ils possèdent un granoclassement modéré à faible, avec une décroissance granulométrique rapide lorsqu'on s'éloigne de la source. On pense que les "pyroclastic surge" sont des écoulements gravitaires de faible densité, dont les particules sont maintenues en suspension par la turbulence d'un fluide (gaz, eau). Ils se forment lors du collapse d'un panache volcanique saturé en vapeur d'eau (en fait, ce phénomène a été mis en évidence lors des premières explosions nucléaires) ou lorsqu'un magma entre en contact avec de l'eau. Les pyroclastic surges ont tendance à napper les reliefs, mais montrent quand même une épaisseur plus importante dans les dépressions (Fig. XIII.2).

Dépôts volcanosédimentaires au Cap d'Agde. A: "pyroclastic surge" avec antidunes. B: cendres remaniées par les courants marins (noter les rides montantes).

Les lahars sont des mudflows constitués d'une majorité de matériel volcanique. Ils se forment lorsque des dépôts pyroclastiques non consolidés sont mis en mouvement sur le flanc d'un volcan suite à de fortes pluies ou lors d'une éruption sous-glaciaire. Ces lahars possèdent les caractères des autres mudflows comme leur richesse en matrice et leur très faible classement (sauf un grossier granoclassement inverse, voire un granoclassement inverse à la base de l'unité, suivi d'un granoclassement normal à son sommet). Les lahars peuvent être distingués facilement des pyroclastic surges par l'absence de stratifications et par la présence de matériaux divers comme des troncs d'arbre, branches, etc.

Fig. XIII.2: géométrie de différents types de dépôts volcano-sédimentaires par rapport au relief préexistant.

3. AUTRES DEPOTS VOLCANO-SEDIMENTAIRES

D'autres types de roches sédimentaires sont liés à une activité magmatique autre qu'une éruption volcanique. Citons essentiellement les brèches autoclastiques qui sont dues au refroidissement et à la bréchification de la partie supérieure d'une coulée de lave en mouvement et surtout les hyaloclastites qui résultent de la fragmentation d'un verre volcanique par contact avec l'eau. Beaucoup de pillow-lava sont associées à des hyaloclastites.

Revenons aussi sur les émanations gazeuses et les solutions hydrothermales qui se propagent dans la mer ou dans les lacs lors des éruptions sous-aquatiques. La silice, différents composés de Fe, Mn, Al ou des éléments mineurs comme As, Ba,... vont précipiter pour former une partie du sédiment. Le processus de précipitation de ces composés est apparemment purement chimique et non biochimique comme dans la sédimentogenèse "normale".

Des changements dans le milieu physico-chimique de secteurs où se manifestent des éruptions sous-aquatiques peuvent provoquer une précipitation chimique temporaire et des phénomènes locaux particulier. Relevons entre autre:

Ainsi, les émanations volcaniques provoquent l'apparition locale de minéraux qui, dans les conditions normales de la sédimentogenèse, ne se formeraient que durant la diagenèse ou dans des environnements très riches en matière organique.

4. DIAGENESE DES MATERIAUX VOLCANO-SEDIMENTAIRES

Les verres volcaniques sont métastables: dans la plupart des cas, ils ne sont pas observés dans des roches plus anciennes que le Tertiaire. De ce fait, les dépôts volcano-sédimentaires anciens sont souvent difficiles à mettre en évidence. Les produits de l'altération des verres volcaniques sont les argiles, les zéolites et la palagonite (altération sous-marine des basaltes).

Les argiles issus de la diagenèse des verres volcaniques sont la montmorillonite, la saponite et la kaolinite. Les bentonites sont des lits riches en smectite issus de l'altération de cendres volcaniques. L'équivalent riche en kaolinite est appelé tonstein. Outre la nature minéralogique des argiles, la présence de (pseudomorphes de) fragments de verre et de cristaux euhédraux zonaires de quartz, feldspath ou de pyroxène peuvent aider à identifier l'origine volcano-sédimentaire d'un niveau argileux.

En ce qui concerne la palagonite, c'est un matériau amorphe, translucide, orangé, souvent observé en bordure des grains d'hyaloclastite. Il s'agit d'une altération du verre volcanique par hydratation, oxydation du fer, augmentation du K et Fe et perte de Na et Mg. La palagonite n'est pas un minéral, mais un mélange de montmorillonite et de phillipsite.

Enfin, beaucoup d'hyaloclastites sont cimentées par de la calcite.


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Date de dernière mise à jour : 16/12/2013
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