SÉDIMENTOLOGIE


SÉDIMENTOLOGIE
SÉDIMENTOLOGIE

Dans le vocabulaire géologique, le terme «sédimentologie» est relativement récent (H. Wadell, 1932) et il n’a d’ailleurs pas été admis sans discussion. On l’emploie le plus couramment aujourd’hui dans le sens d’étude des phénomènes sédimentaires et de leurs produits, les sédiments. Mais c’est sous la forme de roches (cf. roches SÉDIMENTAIRES) que se présentent actuellement à l’observation les sédiments anciens, transformés par la diagenèse [cf. DIAGENÈSE]. Aussi rattache-t-on souvent à la sédimentologie la description de ces roches, ou pétrographie sédimentaire , bien qu’elle constitue logiquement, avec l’étude des processus diagénétiques, un chapitre de la pétrologie (cf. PÉTROGRAPHIE et PÉTROLOGIE).

À l’exemple de la volcanologie, de la pédologie et autres disciplines géodynamiques, la sédimentologie étudie des «phénomènes actuels» se déroulant encore sous nos yeux, à la surface des continents, au fond des mers et à leur frontière. Il s’agit essentiellement de l’altération et de la désagrégation par les agents météoriques et biologiques des roches cristallines et sédimentaires préexistantes, de l’ablation, du transport et du dépôt par l’eau, la glace, le vent, des matériaux ainsi libérés, leur transformation en roches sédimentaires n’étant qu’éventuelle. Outre une action puissante sur le relief (cf. GÉOMORPHOLOGIE, systèmes MORPHOGÉNIQUES), les phénomènes sédimentaires ont pour principal effet le tri plus ou moins poussé de leurs produits, lesquels diffèrent selon les milieux et les conditions d’érosion et de sédimentation que ceux-ci imposent [cf. ÉROSION ET SÉDIMENTATION].

La variété des milieux continentaux (fluviatiles, désertiques, glaciaires et périglaciaires, lacustres) est surtout liée aux conditions climatiques. La sédimentation marine dépend indirectement des mêmes conditions que la sédimentation continentale, mais elle est surtout liée, d’une part, à l’hydrosphère et à tous les phénomènes associés (vagues, courants, etc.) et, d’autre part, au relief océanique (littoral et précontinent, plaines et collines abyssales, fosses, dorsales). Par exemple, la nature et l’épaisseur des produits sédimentés sur le plateau continental sont très variables, à cause de la diversité des agents de transport, de la proximité des sources de matériaux ainsi que de la faible profondeur; c’est le domaine des transgressions et des régressions marines – transposé en géologie ancienne, c’est le terrain de prédilection du stratigraphe.

Comment peut-on passer des phénomènes actuels aux phénomènes anciens, c’est-à-dire reconstituer les paléogéographies [cf. PALÉOGÉOGRAPHIE]? Quelle contribution la sédimentologie peut-elle apporter en ce domaine?

Le principe fondamental de la géologie, et plus particulièrement de la géologie historique, est celui des «causes actuelles», selon lequel «le présent est la clé du passé». Ce principe, appelé aussi actualisme ou uniformitarisme [cf. UNIFORMITARISME], n’est pas aussi évident qu’il peut le paraître à première vue. Si les grandes lois de la physique et de la chimie sont immuables, les conditions ont beaucoup changé au cours des temps géologiques [cf. PALÉOCLIMATOLOGIE]. Une autre difficulté dans l’application du principe des causes actuelles réside dans l’échelle des temps: il y a une sorte de perspective. On connaît les temps modernes avec beaucoup de détails; avec le recul, tout devient plus flou. Malgré tout, le principe des causes actuelles demeure la base de toute investigation en géologie sédimentaire.

L’étude minutieuse des roches sédimentaires, de leur répartition horizontale et verticale, de leur abondance, de l’ensemble de leurs caractères lithologiques et paléontologiques ou faciès , et leur comparaison avec les sédiments actuels, permet de retracer l’histoire d’un bassin et du continent adjacent; elle fournit un «film» des événements. On peut, par exemple, déterminer la vitesse de la sédimentation (et donc l’érosion concomitante), l’origine des sédiments, et les conditions dans lesquelles ils se sont déposés. Ainsi que le faisait remarquer Maurice Gignoux, la stratigraphie évolue dans le double cadre de l’espace et du temps [cf. STRATIGRAPHIE].

La sédimentologie, et plus largement la géologie sédimentaire, connaît de nombreuses applications pratiques.

La première est liée aux phénomènes actuels d’érosion-sédimentation, sur les terres émergées (conservation des sols, transport des débris dans les cours d’eau et les canaux, sédimentation dans les retenues de barrages, etc.) et dans les mers (contrôle des phénomènes littoraux, sédimentation dans les ports, hydraulique marine avec utilisation de modèles réduits).

La sédimentologie intervient également dans les problèmes géotechniques (mécanique des sols): construction de routes, tunnels, ponts, barrages en terre, etc.; protection contre les glissements de terrain; génie militaire. Elle s’applique également en pédologie avec l’étude de la texture, de la composition et des propriétés physico-chimiques des sols.

Le dernier groupe de problèmes concerne la prospection et la mise en valeur de nombreuses richesses naturelles constituées ou environnées de matériaux d’origine sédimentaire. C’est le cas pour les minerais de fer, d’aluminium, de manganèse, les phosphates, les charbons et, surtout, le pétrole et l’eau souterraine. La géologie pétrolière fait appel à la sédimentologie lorsque, par exemple, elle étudie les propriétés pétrophysiques (porosité, perméabilité, propriétés capillaires) des roches-réservoirs, la nature des roches mères et des pièges. Des problèmes semblables se posent en hydrogéologie (propriété des roches, physico-chimie des eaux souterraines). L’industrie, enfin, utilise des sédiments (argiles, sables de fonderie...) comme matériaux.

1. Sédimentation continentale et lagunaire

La surface des continents est soumise à des processus physiques et bioclimatiques qui modifient la structure et la nature des roches. Des éléments meubles sont ainsi fournis, qui peuvent être transportés par divers agents; parmi ceux-ci, les deux plus actifs sont l’eau, sous forme solide ou liquide, et l’air activé par les vents.

Statistiquement, la majeure partie des matériaux érodés parvient à la mer, mais les modalités du voyage sont complexes. C’est ainsi que de nombreux facteurs interrompent le transit et provoquent des accumulations pendant une durée plus ou moins longue. La sédimentation continentale apparaît alors comme un phénomène transitoire et les dépôts correspondants ne représentent qu’un volume négligeable par rapport à celui des sédiments marins. Pourtant l’étude des dépôts continentaux est du plus haut intérêt, car ils sont les témoins d’événements qu’il convient de préciser pour parvenir à une bonne compréhension de l’histoire de la Terre.

Les phénomènes simples, ceux qui sont dus par exemple à la gravité, comme les écroulements et les affaissements de falaises, les écoulements lents des sols (creep et solifluxion), les glissements de terrain [cf. GLISSEMENTS DE TERRAIN] fournissent des accumulations non triées, au voisinage même du point de départ. Ces dépôts, pas plus que les sols (cf. PÉDOLOGIE, SOLS) ne méritent le nom de sédiments, car ils n’ont pas été pris en charge par un fluide dont ils se soient séparés pour se sédimenter.

C’est pourquoi ne sera analysée ici que la genèse des dépôts continentaux résultant de déséquilibres dans la dynamique du transport par l’eau, la glace et le vent.

Sédimentation fluviatile

L’eau constitue le vecteur le plus actif des produits de l’érosion. Elle doit cette primauté à deux propriétés essentielles: d’une part, elle est un solvant et des quantités importantes d’ions sont transportables en solution; d’autre part, elle est un fluide visqueux et son écoulement crée un champ de forces qui peuvent mobiliser les matériaux solides.

Énergie dépensée et transport des matériaux

L’énergie utilisable est la somme de l’énergie potentielle et de l’énergie cinétique. Comme, à débit constant, la vitesse varie peu entre deux sections proches d’une même rivière, l’énergie utilisée entre ces deux sections représente seulement la perte d’énergie potentielle relative à l’abaissement correspondant: énergie potentielle de l’eau et énergie potentielle des matériaux en transit.

L’énergie ainsi dégagée est transformée surtout en chaleur par les frottements. Une plus faible part est absorbée par la fragmentation des éléments transportés. Le transport se fait en suspension pour les éléments fins lorsqu’un équilibre statistique existe entre la gravité et les forces ascendantes dues à la turbulence. Les particules plus grosses sont transportées par charriage sur le fond. La vitesse nécessaire à la mobilisation de grains d’une certaine taille est proportionnelle à la racine carrée de leur diamètre, ce qui permet de définir la compétence d’une rivière en un point par la mesure du diamètre maximal des éléments charriés (fig. 1). Ce diamètre est proportionnel au rayon hydraulique (quotient de la «section mouillée» par le «périmètre mouillé» correspondant) de la rivière et à la pente de la ligne d’eau.

Concept d’équilibre dynamique d’un bassin fluviatile

Le volume et la granulométrie des matériaux fournis aux exutoires par l’ablation des versants dépendent du jeu des processus actifs dans le complexe morphoclimatique du bassin et de la nature lithologique de celui-ci, mais le débit des eaux courantes est réglé par l’importance des précipitations. Il apparaît que la masse des débris est en général évacuée, ce qui implique que les exutoires s’adaptent à ce transport. C’est là l’origine du concept «bassin équilibré», qui se vérifie de nos jours dans le comportement habituel des fleuves de plaines. En particulier, ce concept est confirmé par la simplicité des relations qui existent entre les caractéristiques géométriques des rivières et leur débit moyen, ce qui suggère que ces chenaux naturels ont atteint une certaine stabilité. Les choses sont plus complexes en montagne, où persistent les témoins des formes glaciaires récentes; mais les glaciations sont des phénomènes exceptionnels, ce qui permet de postuler des équilibres généralisés pendant de longues périodes des temps géologiques.

Une rivière est en équilibre dynamique quand elle transporte à travers chaque section droite la totalité des matériaux fournis par la partie amont du bassin. Elle coule, à l’étiage, sur un lit continu d’alluvions saisonnières qu’elle n’entaille pas, qu’elle n’épaissit pas, mais qu’elle remet parfois en mouvement lors des crues. Le profil en long d’une telle rivière est provisoire et devrait s’abaisser régulièrement sans qu’une limite puisse lui être fixée, autre que celle de la disparition totale des continents.

Les dépôts fluviatiles

Un bassin équilibré ne permet qu’un alluvionnement temporaire, dû aux variations du débit, ce qui signifie qu’une sédimentation fluviatile importante ne peut provenir que de déséquilibres persistants entre les apports et les possibilités d’évacuation. Les causes en sont variées.

Les crises climatiques cycliques provoquent une alternance de phases d’alluvionnement avec des phases d’érosion linéaire. Il en résulte des formes emboîtées ou étagées comme les glacis de piémonts ou les terrasses climatiques.

Dans le cas des fleuves alpins, les périodes interglaciaires sont biostatiques avec une adaptation du lit à des apports réduits des versants. Une crise morphogénique s’installe avec l’envahissement du bassin par les processus périglaciaires, générateurs d’une masse de débris soumis au tri des exutoires qui abandonnent sur place les plus grossiers. Au cours du réchauffement, le reboisement des versants bloque l’ablation, ce qui entraîne une entaille linéaire des sédiments précédents, grâce au renforcement des débits par la fonte des glaces stockées pendant la période froide. Des alternances entre «pluviaux» et «interpluviaux» permettent d’interpréter des formes analogues en zone semi-aride ou tropicale.

Les variations des lignes de rivage peuvent déclencher soit une vague d’érosion, soit des accumulations dans les basses vallées, le rapport entre les apports fluviatiles et le soutirage marin réglant l’apparition de l’un ou l’autre de ces phénomènes. En général, c’est une remontée du niveau de la mer qui provoque un alluvionnement (s’il s’agit de glacio-eustatisme, les terrasses formées seront décalées dans le temps d’un demi-cycle par rapport aux terrasses climatiques des hautes vallées).

Les deltas sont des formes d’accumulation propres aux embouchures qui résultent de la chute d’énergie cinétique du fleuve et d’une incapacité de la mer à évacuer la totalité des apports.

Les mouvements orogéniques accroissent temporairement le volume et la hauteur des continents, désorganisent les réseaux fluviatiles et modifient le gradient morphoclimatique local. C’est d’eux seuls que naissent les plus grandes accumulations continentales, comme les molasses néogènes des piémonts alpins ou les remplissages de vastes zones subsidentes du type «aulacogènes».

Sédimentation glaciaire

Le matériel fourni par les versants dominants des glaciers s’ajoute à celui qui est délogé dans le lit par le mouvement propre des glaces. Les dépôts diffèrent selon qu’ils se réalisent sous climat stable ou en période de crises.

À conditions climatiques égales, la sédimentation est surtout marginale et résulte de la rupture dynamique correspondant au passage de la glace à l’eau, au voisinage du front des glaciers. Ceux-ci peuvent transporter du matériel de toutes tailles, alors que les ruissellements ou les cours d’eau issus de la zone de fusion ne déplacent que les éléments de taille conforme à leur compétence. Les apports les plus grossiers s’accumulent en moraines frontales ou bordières, faites d’un matériel non classé.

Les périodes de réchauffement coïncident avec un écoulement ralenti des glaciers dont la fusion et le retrait dégagent des formes sous-glaciaires (drumlins ) et permettent l’abandon du matériel inclus dans les glaces ou supporté par elles (oesar et terrasses de kames ).

Sédimentation éolienne

Le vent est un facteur climatique azonal dans la mesure où il existe des vents dans toutes les régions du globe, mais ses manifestations sont localisées dans des zones bien définies car elles impliquent, d’une part, l’existence de particules suffisamment petites pour que l’air en mouvement puisse les prendre en charge et, d’autre part, l’absence de facteurs inhibiteurs comme un couvert végétal continu ou une forte humidité.

Les régions où le facteur éolien se manifeste au mieux sont caractérisées par une végétation nulle ou diffuse et par un climat sec, au moins saisonnier, permettant le transit des éléments éolisables. La sédimentation estclimatique, donc zonale, dans les cas suivants: zones périglaciaires, avec des loess; zones semi-arides, avec des dunes ou des bourrelets de limons, d’argiles ou de gypse; zones arides, avec des dunes de sable.

Elle est azonale le long des côtes, où un couvert végétal continu est interdit par la présence intermittente d’eau salée dans la partie supérieure de la bande intercotidale ou par l’action plus lointaine des embruns, ainsi que dans le cas original des cinérites d’origine volcanique.

Dynamique des vents et tailles des matériaux

L’air est un fluide de faible densité, ce qui réduit sa capacité de transport. Celle-ci est d’autant plus grande que la vitesse du vent est plus forte et que la taille des éléments est plus petite, mais la mise en suspension par les courants ascendants dus à la turbulence habituelle du régime des vents est limitée, pour les éléments les plus fins, par les forces de cohésion et par l’existence, au ras du sol, d’une couche d’air laminaire de caractère semi-visqueux.

Les éléments éolisables appartiennent donc à une tranche granulométrique étroite comprise entre 0,03 et quelques millimètres. Les plus petits sont transportés en suspension à des vitesses voisines de celles des vents et acquièrent ainsi une force d’impact qui leur permet de déplacer des éléments plus gros. Les grains de taille comprise entre 0,1 et 1 millimètre migrent habituellement en saltation et les plus gros se déplacent en reptation sous l’action du bombardement par des particules plus petites. En fait, le mode de déplacement d’un grain de taille déterminée varie avec la vitesse du vent: c’est ainsi que la vitesse nécessaire au transport en suspension est proportionnelle à la racine carrée du diamètre du grain.

Le vannage trie progressivement les éléments les plus légers, qui sont seuls susceptibles de parcourir de longues distances. Aussi, dans la plupart des cas, les sédiments éoliens ne résultent que du remaniement régional des dépôts préexistants. La sédimentation provient de discontinuités dans le régime des vents ou de modifications dans la nature du sol, comme c’est le cas d’apports vers des zones plus humides à couvert végétal plus dense.

Origine et nature du matériel

La compétence d’un vent étant toujours faible, le matériel transporté et sédimenté ne peut être fait que de poussières, de limons ou de sables fabriqués et accumulés localement par d’autres agents.

Dans les déserts, les accumulations dunaires s’édifient au voisinage immédiat de vastes épandages réalisés par des cours d’eau endoréiques lors de périodes plus humides: le matériel dominant est le quartz, façonné au cours de plusieurs cycles sédimentaires. Les grands ergs coïncident avec des zones où des vents saisonniers de directions variées se compensent.

En climat semi-aride, les bassins fermés sont soumis à des alternances d’ennoyage et de dessication. Au début des périodes sèches peuvent se former des matériaux éolisables de deux types:

– Dans le cas d’apports fins (limons et argiles), la présence de sels permet le développement d’une structure micropolyédrique des sols salins correspondants. Ces micropolyèdres sont mobilisés à courte distance, dans le sens des vents actifs dominants. Leur accumulation se fait sur les marges à couverture végétale diffuse du bassin, et le retour des sels sous l’influence des pluies saisonnières fossilise les dépôts en bourrelets argileux, les «lunettes» des auteurs australiens.

– Dans le cas d’une précipitation de cristaux gypseux, des vents forts peuvent construire des dunes de gypse parfois imposantes comme celles qui couvrent plusieurs centaines de kilomètres carrés dans le White Sands Monument au Nouveau-Mexique (États-Unis).

Dans les zones périglaciaires, les sols à toundras clairsemées sont riches en sédiments fins fournis par le broyage sous-glaciaire. La déflation de ces limons permet un transport lointain et alimente des dépôts puissants de type «loess» dans les régions plus calmes et plus humides.

Sur les côtes marines, les éléments proviennent soit d’un matériel continental réduit et façonné par les vagues, soit de matériel néoformé dans les bassins marins. Sur les rives des mers chaudes, par exemple, les dunes faites d’éléments organiques (fragments de coquilles, coprolithes, oolithes) sont schématiques à cet égard.

Il convient enfin de signaler le cas très particulier des cendres volcaniques émises au cours d’éruptions explosives. Elles se déposent en manteaux d’épaisseurs variables, souvent très loin de leur point d’émission, et sont en général rapidement remaniées par les eaux courantes qui les accumulent dans les points bas (hydrocinérites).

Sédimentation lacustre et lagunaire

Les lacs et les lagunes se situent aux points bas des continents. Ce sont des bassins transitoires qui marquent des stades de déséquilibre temporaire dans la morphogenèse globale. Les lacs résultent de phénomènes internes (tectogenèse, subsidence, volcanisme) ou externes (barrages sur les exutoires, surcreusements éoliens ou de dissolution, auges glaciaires dégagées). Les lagunes correspondent à des domaines séparés de la mer par des cordons d’accumulation.

Les sédiments lacustres ont une double origine: allochtone pour ce qui est des apports des tributaires ou des versants; autochtone pour les dépôts organiques et de précipitation chimique. L’ensemble des dépôts comble progressivement la dépression, mais la part qui revient à chacun des trois facteurs dépend de la position considérée par rapport aux rives et aux embouchures des tributaires ainsi que des conditions climatiques; la sédimentation sera toujours hétérogène sur un même plan horizontal.

Le climat intervient de plusieurs façons. Une certaine aridité peut interdire la formation d’un émissaire: le bassin est alors «endoréique» et la salinité augmente jusqu’à permettre parfois la précipitation des sels (mer Morte, sebkhas et playas). Un climat chaud favorise les organismes et la genèse de séries carbonatées. Une végétation riche participera éventuellement à une sédimentation que la diagenèse transformera en rythmes carbonés paraliques. Les alternances saisonnières s’inscrivent dans des laminations de type «varves».

Quant aux lagunes, la sédimentation y est soumise à l’affrontement des influences continentales et marines. Les dépôts lagunaires anciens sont un matériel de choix pour restituer le combat obstiné entre les océans et les terres émergées, pour déchiffrer les traits paléogéographiques essentiels que sont les anciennes limites continentales.

2. Sédimentation marine

Les océans sont les principales régions de sédimentation actuelle; si les variations rapides de milieu qui caractérisent l’ère quaternaire introduisent dans la disposition actuelle des sédiments une variété qui avait été inconnue au cours de la plupart des périodes antérieures, les sédiments marins n’en sont pas moins beaucoup plus monotones que les sédiments continentaux, et de vastes aires présentent une homogénéité remarquable quant à la composition et à l’épaisseur des dépôts (fig. 2).

Les océans reçoivent des terres émergées une grande masse de sédiments, apportés soit par l’intermédiaire des eaux courantes, soit par les vents. Le mode d’introduction de ces matériaux dans le milieu océanique, ponctuel dans le premier cas, diffus dans le second, règle la répartition des sédiments marins terrigènes. Mais une part encore plus importante des sédiments marins a été produite dans le milieu marin lui-même, soit par la précipitation chimique d’éléments dissous, soit parce que ces éléments dissous ont été extraits de l’eau de mer par des organismes vivants. Comme la plupart des éléments dissous proviennent initialement de la lithosphère, c’est presque entièrement aux dépens des continents que les océans se comblent peu à peu de sédiments. Le processus aboutirait à un nivellement général si une masse à peu près équivalente de sédiments marins n’étaient pas incorporés progressivement aux continents par le jeu des mouvements orogéniques affectant les marges continentales.

Modes de transport des sédiments marins

Les aires de sédimentation des divers types de dépôts océaniques sont déterminées par les possibilités d’accès, d’une part, et par les possibilités de maintien, d’autre part. Or, les éléments introduits dans l’océan mondial, et destinés à former plus tard les sédiments marins, peuvent, à partir des embouchures de fleuves ou de glaciers, ou à partir de la surface, être répartis vers les diverses régions du fond selon trois types de processus.

Le cheminement au ras du fond est particulièrement actif dans le milieu littoral, où la dérive, qui est essentiellement l’œuvre des houles, étale latéralement les matériaux grossiers ou sableux de part et d’autre des points d’introduction en milieu marin (embouchures et falaises). Il reste efficace, même à contre-pente, sur les plateaux continentaux, où les houles les plus longues ont un effet saisonnier et où les courants, et notamment les courants de marée, affectent les sables et les vases. Au-delà de la profondeur d’action des houles longues, les déplacements sur le fond paraissent n’affecter que certains itinéraires vers lesquels les sédiments se concentrent, et par lesquels ils dévalent, en masse et lors d’événements «catastrophiques», l’escarpement continental. Le long des canyons, ils acquièrent une vitesse leur permettant de se répandre sur les plaines abyssales, insuffisante toutefois pour qu’ils y puissent, sauf à proximité du débouché des canyons, escalader des contre-pentes. Enfin, dans les plaines abyssales, les sédiments boueux et gorgés d’eau semblent soumis à une reptation en nappe qui tend à réduire toutes les pentes à des valeurs infimes, en étalant presque parfaitement le remplissage des dépressions.

Les sédiments les plus fins ne peuvent pas se maintenir sur le fond à proximité du littoral, où l’agitation est trop grande lorsqu’il ouvre vers le large. C’est en suspension qu’ils sont transportés, et ils suivent les déplacements de l’eau jusqu’à ce que les courants les fassent parvenir dans des zones calmes où leur décantation est possible. Tantôt le dépôt est possible dans les replis du littoral, à l’abri des houles, où se forment les marais maritimes; tantôt c’est grâce à la profondeur que les sédiments fins trouvent le calme: sur les parties profondes des plateaux continentaux, ils forment des vasières plus ou moins discontinues; tantôt, enfin, les particules fines sont conduites vers le large et vont se décanter avec une extrême lenteur (due à leur extrême finesse) à des distances considérables de leur point d’introduction dans l’océan. Elles constituent alors les « boues rouges des grands fonds », si elles sont seules à pouvoir parvenir jusqu’au fond; sinon, elles sont incorporées dans les boues organogènes.

Enfin, une part probablement plus importante des matériaux fournis par les continents aux océans sont introduits en solution : ils suivent alors les mouvements de l’eau jusqu’à homogénéisation complète; leur retour à l’état solide est opéré en fonction des conditions climato-écologiques, soit par l’intermédiaire d’organismes vivants qui puisent leur nourriture parmi les matières en solution dans l’eau qui les baigne, soit directement par précipitation chimique en cas de sursaturation locale ou régionale.

La variété de ces modes de transport, le tri qui s’effectue au cours du transport, les limitations que les divers milieux apportent au cheminement ou au maintien des particules sur le fond déterminent une répartition des types de sédiments en fonction de la profondeur, d’une part, et de la place par rapport aux continents fournisseurs, d’autre part.

Sédimentation littorale

Si, en dernière analyse, tous les matériaux du littoral proviennent du continent, certains ont fait un long séjour au large avant de revenir à la côte. Les accumulations littorales comprennent donc deux types de sédiments: ceux qui, soit à partir des embouchures des fleuves, soit par l’érosion des falaises et des platiers rocheux, ont été directement fournis par les terres émergées, et ceux qui ont été rejetés à la côte, venant du plateau continental. Ces derniers sont moins variés et comportent, d’une part, des éléments détritiques (galets, graviers et sables) dont la mise en place sur le plateau date souvent de l’une des régressions quaternaires et avait été opérée par les fleuves et, d’autre part, des éléments organogènes (débris de coquilles ou d’algues calcaires). Leur rejet à la côte est dû au balayage du plateau continental par les houles longues (cela affecte surtout les sables et graviers), au transport en suspension par les courants (cela concerne surtout les pélites, particules fines qui constituent la matrice des vases) ou au transport sur flotteur (pour les éléments grossiers: galets accrochés à des algues à crampons, débris anguleux incorporés dans des glaces flottantes). La répartition de ces éléments venus du large n’est pas, comme pour les éléments transportés le long de la côte, conditionnée par les obstacles littoraux, alors qu’un promontoire peut entraver complètement la fourniture de sédiments au littoral à partir d’une embouchure déterminée.

C’est donc l’action des houles et des courants qui, soit par le balayage du plateau continental, soit par dérive littorale à partir des embouchures, règle la répartition des principaux types de sédiments littoraux.

Les galets sont des éléments grossiers, arrondis au cours de leur cheminement; difficiles à transporter, ils sont généralement stables une fois parvenus à leur point de destination; tantôt ils forment, dans les régions les plus agitées, des cordons littoraux, des flèches, ou des queues de comète dont ils sont les seuls constituants, parce que les éléments plus fins ne peuvent se maintenir en raison de l’agitation; tantôt, associés à des sables ou à des graviers, ils composent en haut de plage d’étroits cordons, parfois discontinus, masqués presque complètement par les sables au cours de la belle saison. Leur stabilité fait que les accumulations qu’ils ont constituées survivent souvent aux conditions qui les ont façonnées, et sont les témoins durables des anciens stationnements du niveau de la mer.

Les sables sont plus sensibles aux variations saisonnières de l’agitation de la mer. Les plages qu’ils constituent sont moins stables, et ne se maintiennent qu’à la condition que la pente de l’avant-côte vers le large soit assez modérée [cf. PLAGES]. Ils sont abondants dans les embouchures, tapissant les chenaux des estuaires, formant les levées en bordure des bras des deltas [cf. EMBOUCHURES].

Les pélites (ou lutites), qui constituent la fraction fine – et colmatante – des vases, se déposent dans les régions abritées, où elles forment des accumulations en faible pente [cf. MARAIS ET VASIÈRES], tantôt colonisées par la végétation, tantôt nues, ravinées par les chenaux de marée.

Enfin, les organismes qui vivent sur le littoral ou à proximité prélèvent parmi les éléments dissous dans l’eau de mer ceux qui sont nécessaires à leur édification, et construisent des édifices parfois importants: c’est le cas des coraux [cf. RÉCIFS] et, dans les régions tempérées, celui des algues calcaires (lithothamniées), dont les thalles s’accumulent en grands bancs et forment ce que l’on appelle «maërl» sur les côtes bretonnes.

Les sédiments terrigènes du large

Les particules les plus grossières fournies par l’érosion qui s’exerce sur les continents cheminent, pour l’essentiel, en roulage, traînage ou saltation sur le fond. La limite dimensionnelle au-dessus de laquelle dominent ces processus varie selon les conditions locales, mais s’établit souvent au voisinage de 80 micromètres. Au-dessous, le transport s’effectue surtout par l’alternance entre des phases de sédimentation temporaire et des épisodes relativement brefs de remise en suspension et de prise en charge par les courants, pour les dimensions de particules comprises entre 80 et 5 micromètres environ. Au-dessous de 5 micromètres, le temps de chute nécessaire aux particules pour atteindre le fond devient si long que la sédimentation ne s’effectue que dans les milieux presque parfaitement calmes, où les remises en suspension après dépôt sont exceptionnelles.

Zonation des sédiments terrigènes grossiers

Les éléments déplacés par charriage sur le fond se répartissent en fonction du rapport qui existe entre leur taille et la compétence des agents éventuels de transport. On trouve donc généralement les sédiments les plus grossiers dans les zones ou l’agitation est la plus grande, qu’elle provienne des houles ou des courants: c’est ainsi que l’avant-côte est fréquemment tapissée, là du moins où des sédiments peuvent se maintenir, par des éléments grossiers qui prolongent les plages du littoral, et qui accomplissent souvent des migrations saisonnières entre l’estran et l’avant-côte. À des profondeurs plus grandes (quelques dizaines de mètres), la répartition des sédiments est étroitement conditionnée par la topographie du fond: les buttes, soumises à un frottement plus intense par les houles longues, sont tapissées de sable plus grossiers que ceux des parties déprimées. La zonation générale, qui admet donc une décroissance de la granulométrie quand croissent la profondeur et la distance à la côte, est altérée de ce fait par l’influence des formes mineures du relief sous-marin. De même, les parties les plus externes des plateaux continentaux, qui reçoivent de plein fouet les ondes longues venues du large (houles et ondes de marée), ne retiennent que les plus grossiers des sédiments terrigènes, ce qui est une autre altération à la loi générale d’amenuisement vers le large.

Les déplacements de matériaux qui s’opèrent sur les plateaux continentaux semblent dus essentiellement, sur les reliefs, à l’action des houles et des courants de marée: ce sont ces agents qui rendent compte de la disposition des bancs, des ridins, et des rubans de sable qui accidentent la mer Celtique (cf. mer CELTIQUE, carte des sédiments). Mais la parfaite conservation, sur beaucoup de plateaux continentaux, des vallées jadis façonnées par les fleuves pléistocènes, même et surtout quand ces vallées sont obliques par rapport aux houles et aux courants de surface, implique que des cheminements s’y fassent vers le large, mus probablement par les courants de retour d’eau au ras du fond lors des plus fortes tempêtes (dont on sait qu’elles entraînent un transfert d’eau vers la côte). Cela s’accorderait, en tout cas, avec le fait que les principaux canyons sous-marins de certains escarpements continentaux soient dans le prolongement des vallées du plateau continental, qui canaliseraient donc vers ces canyons les sédiments cheminant sur le fond.

Dans ces mouvements qui affectent les sédiments terrigènes du plateau, ceux-ci sont intimement mêlés aux coquilles brisées, sables coralliens et débris d’algues calcaires. Ensemble, ces sables terrigènes et organogènes peuvent être amenés à se déplacer sur le fond, à constituer des rides ou des dunes hydrauliques, et à franchir irréversiblement l’accore (ou rebord du plateau continental) pour emprunter les canyons sous-marins dans un transit brutal vers les plaines abyssales. Les canyons, quelle que soit leur origine première – goufs, canyons fluviatiles, vallées submergées (cf. CANYONS SOUS-MARINS) – , sont les itinéraires préférentiels de ces cheminements vers le large, et le fond de leurs thalwegs apparaît presque toujours comme tapissé d’éléments grossiers (sables et graviers) alors que les flancs sont entaillés dans des dépôts plus fins (limons et argiles).

Dans les plaines abyssales, les sables et graviers venus du plateau alternent avec les éléments plus fins qu’ils ont arrachés au flanc des canyons, ou qui se sédimentent par décantation dans l’intervalle de deux manifestations de ces «courants de turbidité» (cf. courants de TURBIDITÉ ET GLISSEMENTS SOUS-AQUATIQUES). Leurs aires d’étalement s’étendent à toute la plaine abyssale.

Répartition des sédiments terrigènes transportés en suspension

La répartition des sédiments transportés en suspension est affranchie des considérations de pente qui limitent l’extension de ceux qui cheminent au ras du fond. Mais, de ce point de vue, on doit rapprocher des sédiments pélitiques certains sédiments grossiers dont la mise en place s’est faite par chute libre depuis un point quelconque de la surface: c’est le cas, un peu partout mais en très faible quantité, des galets transportés par des algues à crampons (il arrive parfois qu’il se trouve un galet isolé dans un dragage de vase fine homogène). C’est surtout le cas des éléments transportés par les glaces flottantes: cailloux et sables des plages des régions polaires, emprisonnés dans les glaces qui se forment sur le littoral, et entraînés avec elles vers le large lors de la débâcle, éléments de moraine de fond charriés par les icebergs. Ces sédiments «glacio-marins» bordent les régions froides, et leur aire de répartition reflète celle qui est parcourue par les glaces flottantes. On peut en rapprocher les sédiments transportés dans l’atmosphère, qui sont déposés à la surface de la mer et tombent de là en chute libre vers le fond: sables désertiques sahariens portés par les alizés vers l’Atlantique; cendres volcaniques tapissant les fonds de part et d’autre des îles Aléoutiennes; «pluies» météoritiques.

Les pélites forment cependant, hors des régions circumpolaires, l’essentiel des dépôts terrigènes dans les parties centrales des océans. Alors que sablons et limons se décantent assez vite, après chaque remise en suspension, pour se redéposer sur le plateau continental et retrouver leurs gîtes antérieurs dans les régions déprimées, les particules les plus fines peuvent être entraînées vers le large par les courants généraux, et font plusieurs fois le tour du monde avant de parvenir au fond. Les milliers d’années qui peuvent séparer l’introduction d’une de ces particules dans le milieu océanique de son dépôt définitif dans les grands fonds (il faut cinq cents ans à une particule de un micromètre pour descendre de 5 kilomètres en chute libre, dans un milieu parfaitement calme) expliquent la remarquable homogénéité de ces sédiments terrigènes fins, qui ont la même composition partout dans le monde. Cette homogénéité permet aux éléments d’origine tropicale de dominer partout, puisque les régions tropicales sont, par leur surface, par l’épaisseur de leurs altérites et la vigueur de l’érosion qui s’y produit, les plus gros fournisseurs de particules argileuses. Aussi ces dépôts sont-ils, lorsque aucun élément organogène ne s’y mêle, dominés par les argiles rouges tropicales, et méritent le nom de « boues rouges des grands fonds ». Leur taux de sédimentation est faible, de l’ordre de un millimètre par millénaire. C’est ce qui explique qu’ils n’occupent que les régions où ne parvient aucun dépôt organogène.

Les sédiments organogènes

Les constituants des sédiments organogènes sont les restes d’organismes vivants marins: algues calcaires, coraux, mollusques et crustacés, foraminifères, diatomées, coccolithophores. La répartition de ces sédiments est déterminée par deux facteurs essentiels: d’une part, la façon dont les débris de ces organismes parviennent sur le fond, d’autre part, leur nature chimique qui les rend ou non sensibles à la dissolution en profondeur. Les organismes en question vivent les uns sur le fond ou dans le sédiment même, les autres en suspension dans l’eau (cf. vie BENTHIQUE, vie PÉLAGIQUE).

Les débris des premiers ne sont donc mis en circulation qu’à partir d’aires limitées, et cheminent sur le fond de la même façon que les débris terrigènes grossiers sauf à être, le cas échéant, remis en suspension aux faibles profondeurs. Les débris de coquilles et les tests de foraminifères benthiques du précontinent, les broyats d’algues calcaires ou de coraux sont donc étalés par les houles, les courants et les sous-écoulements des vallées et canyons, sur des aires de répartition très analogues à celles des sédiments terrigènes sableux, et se comportent comme ces sédiments, par exemple vis-à-vis des courants de turbidité.

Les débris des organismes planctoniques, qui vivent dans les eaux de surface et dérivent avec elles, tombent au contraire en pluie sur le fond, sans aucun lien avec le relief de celui-ci. Ils se comportent à ce point de vue comme les boues terrigènes, mais leur taille généralement plus grande (du moins pour les tests de foraminifères et même pour ceux des diatomées) fait qu’ils ne tapissent le fond que dans les aires où ils ont vécu, et que la répartition des sédiments organogènes d’origine planctonique reflète celle du plancton vivant: les boues dites à globigérines comportent surtout des foraminifères calcaires et couvrent essentiellement les régions chaudes et tempérées; les boues à diatomées occupent les régions plus froides, vers 500 de latitude. Partout où coexistent dans le plancton les foraminifères calcaires et les organismes siliceux (diatomées dans les régions froides ou radiolaires dans les régions chaudes), les foraminifères, plus gros (de l’ordre de 100 micromètres, alors que les diatomées sont de l’ordre de 10 micromètres), l’emportent absolument dans la pluie de sédiments organogènes. Mais les débris calcaires sont soumis, aux fortes profondeurs, à une dissolution dans l’eau de mer plus froide, et, au-delà de 4 500 mètres environ, ils ne peuvent pas atteindre le fond. Aussi, dans les parties les plus profondes des océans, les sédiments sont-ils composés uniquement de débris d’organismes siliceux, s’il s’en trouve parmi le plancton (et c’est l’origine des boues à radiolaires du Pacifique équatorial), et des boues rouges des grands fonds.

Les taux de sédimentation de ces divers constituants sont très contrastés: les ordres de grandeur sont de 1 mm par 1 000 ans pour les boues rouges, de 4 mm par 1 000 ans pour les boues siliceuses, de 2 cm par 1 000 ans pour les boues calcaires; ce sont donc ces dernières qui donnent l’aspect d’ensemble du sédiment, lorsque les trois types de dépôts coexistent. Mais, lorsqu’il s’y ajoute des dépôts terrigènes, tous les constituants pélagiques sont complètement estompés, car les taux de sédimentation des éléments terrigènes peuvent être beaucoup plus importants.

Les sédiments d’origine chimique

En diverses régions, des précipitations chimiques affectent les sels dissous dans l’eau de mer; il est probable que ces processus ne sont pas uniquement chimiques et que, dans la plupart des cas, l’action de bactéries est déterminante. Quoi qu’il en soit, des sédiments considérés comme des précipitations chimiques se rencontrent dans deux types de localisations: sur les plateaux continentaux des mers chaudes, où le carbonate de calcium forme des boues calcaires azoïques, et dans les profondeurs océaniques, où des nodules (de fer et de manganèse, en particulier) sont parfois épars sur le fond. Localement, la précipitation chimique peut provenir de la sursaturation de l’eau, comme dans les dépressions axiales de la mer Rouge.

3. Les produits sédimentaires et leur signification

L’étude des sédiments et des roches sédimentaires s’effectue à plusieurs échelles. À l’échelle de l’échantillon (macroscopique et microscopique), la description d’une roche ou d’un sédiment porte sur deux points de vue essentiels: l’architecture (structure et texture) et les compositions minéralogique, chimique et, éventuellement, paléontologique. Ces points de vue sont le plus souvent liés. Par exemple, la texture des argiles (taille des particules de l’ordre du micromètre) résulte de leur composition (minéraux argileux). À l’échelle du bassin sédimentaire, les méthodes cherchent à décrire, d’une manière scientifique et, si possible, quantitative, la répartition des sédiments, aussi bien dans le sens vertical que latéral, afin d’en dégager des lois. La sédimentologie rejoint alors la stratigraphie.

L’examen des échantillons

L’étude des sédiments actuels et celle des roches sédimentaires seront ici traitées ensemble. La méthodologie générale est en effet la même dans les deux cas; seules les techniques, dont certaines même ne sont pas particulières à la sédimentologie, peuvent différer. De ce dernier point de vue, il est d’ailleurs préférable, pour désigner les produits analysés, de parler de matériaux meubles (la majorité des sédiments actuels) et de matériaux consolidés (presque toutes les roches sédimentaires), sans oublier que, parmi les seconds, certains se prêtent à une désagrégation permettant d’étudier un ou plusieurs des caractères de leurs éléments constitutifs.

On distingue, du point de vue architectural, deux caractères principaux:

– la structure , qui concerne la disposition des couches sédimentaires;

– la texture , qui concerne les éléments constitutifs: leur taille et leur disposition (granulométrie); leur forme et leurs caractères de surface; leur état meuble ou consolidé.

La plupart des roches sédimentaires sont un mélange de deux fractions principales:

– une fraction détritique ou biodétritique , formée de débris apportés mécaniquement sur leur lieu de dépôt;

– une fraction chimique ou biochimique , transportée en solution ou résultant de l’action d’organismes. Le ciment des roches conglomérées appartient généralement à la fraction chimique.

Échantillonnage

Les procédés de prise d’échantillon diffèrent beaucoup selon que l’on se propose d’étudier des sédiments actuels ou des roches sédimentaires, sur terre ou dans les mers (cf. géologie SOUS-MARINE, TERRAIN [géologie]). La densité de l’échantillonnage varie avec l’objet. Dans une coupe verticale de terrain, par exemple, on prélève un échantillon généralement à chacun des bancs remarquables et, latéralement, pour chaque niveau, chaque fois qu’il y a des variations; c’est l’échantillonnage méthodique. On peut également prélever un échantillon à intervalles fixes, par exemple: 10, 20 ou 50 cm; c’est l’échantillonnage systématique.

Quelques règles sont à observer. On doit prélever un échantillon d’autant plus gros que la taille des éléments qui le composent est plus grande. Il faut également éviter d’effectuer des prélèvements dans la zone d’altération superficielle ou dans une zone trop tectonisée.

Étude de la structure

Une des caractéristiques des sédiments et des roches sédimentaires est d’être le plus souvent stratifiés, chaque mode de stratification, ainsi que ses éléments de détail ou «figures sédimentaires», ayant une signification génétique (cf. roches SÉDIMENTAIRES, STRUCTUROLOGIE).

Stratifications

Les stratifications traduisent des changements dans la sédimentation, chaque strate correspondant à un dépôt sédimentaire homogène différent des dépôts supérieur et inférieur immédiats. Les bancs sont des couches dures, en relief à l’affleurement, assez épaisses; les lits , des couches minces. Les couches sont séparées par des joints de stratification , plans ou ondulés.

Il existe de nombreux genres de stratifications: majeures et mineures, planes et non planes, obliques, etc. Les stratifications obliques ou entrecroisées sont particulièrement intéressantes dans les sables et les grès. Elles résultent de la migration du sable d’amont en aval: le grain roule sur le fond et vient se déposer sur un talus qui progresse rapidement d’amont en aval. En simplifiant, on peut en distinguer deux types. Dans la stratification «tabulaire», une nappe de sable est étendue et régulière, limitée à l’aval par un talus; les directions des plans de stratification sont assez constantes. Dans la stratification «en fosses», les couches affectent la forme de cuillers emboîtées. Les mesures des directions envisagées de manière statistique («fabrique»), à l’échelle du bassin (cf. infra , L’étude des bassins), servent à reconstituer le tracé des paléocourants.

Les angles d’inclinaison des stratifications entrecroisées, égaux à ceux du talus, peuvent constituer un critère utile des conditions de milieu (plages, dunes ou alluvions). Les sédimentations du sommet permettent aussi la détermination du sommet et de la base d’une couche: le sommet recoupe les lits élémentaires obliques, tandis que la base est tangente aux lits, qui deviennent progressivement horizontaux.

La manière dont est fait l’échantillonnage des mesures est importante, surtout dans le cas des «cuillers». Il faut ainsi tenir compte des mouvements tectoniques postérieurs au dépôt; si ces mouvements ne sont pas trop importants, on peut opérer une correction en utilisant une projection stéréographique.

Structures ou figures particulières

Des structures ou figures particulières s’observent sur les faces ou à l’intérieur des bancs: rides (ou ripple-marks ), dont on ne trouve souvent que le moulage (cast ), figures de surcharge ou de glissement, orientation des galets, marques organiques, etc.

Les rides sont des caractères de surface très intéressants. Elles prennent naissance sur des fonds sableux, en milieu subaérien ou aquatique. Parmi les rides formées dans l’eau, les seules qui se conservent, on distingue deux types principaux: les rides de courant, dissymétriques, la pente la plus douce étant tournée vers l’amont; les rides d’oscillation, symétriques, dues généralement à l’action des vagues. Ce sont de bons critères de polarité des couches.

Étude de la texture

Granulométrie

La granulométrie est une donnée fondamentale en sédimentologie, car elle renseigne sur l’origine et surtout le mode de formation du matériau étudié; elle en conditionne aussi les propriétés pétrophysiques (porosité, perméabilité, etc.), de même que le choix des techniques à mettre en œuvre pour étudier les autres caractéristiques (morphologie, minéralogie, etc.). La désignation usuelle des sédiments détritiques meubles (galets, graviers, sables...) ou lapidifiés (conglomérats, grès...) a d’ailleurs une base granulométrique (cf. roches SÉDIMENTAIRES, tableau). Le choix de telle ou telle technique d’analyse mécanique (tamisage, sédimentation, lévigation) dépend des dimensions et des propriétés des grains [cf. GRANULOMÉTRIE]. Les modes d’expression des analyses (graphiques, indices statistiques) dépendent, quant à eux, du degré de détail de celles-ci et de l’interprétation recherchée. Par exemple, les histogrammes donnent une idée d’ensemble des sédiments. Les courbes de fréquence cumulatives fournissent des renseignements sur le degré de classement ou la dispersion des grains, l’asymétrie de la distribution, les mélanges éventuels, etc. Pour en faciliter l’interprétation, on se sert d’une échelle logarithmique pour les diamètres des éléments; les mailles des tamis sont elles-mêmes en progression logarithmique, ce qui facilite l’établissement de telles courbes pour les éléments tamisables. En utilisant pour les pourcentages de la courbe cumulative une échelle dite de probabilité (proportionnelle aux surfaces de la courbe de Gauss), on peut mettre en évidence les conditions de dépôt du sédiment étudié (inflexion de la courbe qui, sinon, serait rectiligne) ou encore des mélanges (deux droites se raccordant), souvent dus d’ailleurs au mode d’échantillonnage utilisé.

On a montré qu’il était possible de distinguer les sables de différents milieux d’après leurs caractéristiques granulométriques. C’est ainsi que les sables de dunes sont généralement mieux classés que les sables fluviatiles.

Les méthodes granulométriques apportant des données quantitatives, il est possible de préciser les variations spatiales de tel ou tel caractère à l’intérieur d’un banc (par exemple, granoclassement traduisant une variation d’ordre hydrodynamique au cours du dépôt) ou d’un banc à l’autre (par exemple, dépôts rythmés), et, à l’échelle du bassin (cf. infra , L’étude des bassins), de les cartographier.

Morphologie

Les méthodes d’étude de la forme et de l’aspect de surface des éléments constitutifs varient quelque peu avec la taille de ceux-ci. On distinguera successivement: les galets et graviers, puis les sables.

Les galets et les graviers sont généralement des fragments de roches et leur forme dépend de la nature de celles-ci (texture, dureté): un fragment de schiste, par exemple, conserve toujours une allure aplatie.

La forme d’un galet peut se mesurer par diverses méthodes (fig. 3). F. G. Tickell détermine le quotient du volume du galet par celui de la plus petite sphère enveloppante. T. Zingg mesure la longueur a , la largeur b , l’épaisseur c ; en construisant un diagramme b/a contre c/b et en considérant pour chacun de ces quotients la valeur 2/3, on distingue quatre champs correspondant à: disque aplati, sphère, lame, baguette (fig. 3 a).

Arrondi (ou émoussé) et aplatissement sont deux caractéristiques qu’il est bon de distinguer. Soit r le rayon du coin le plus aigu d’un galet, R le rayon de la sphère inscrite dans le galet; l’arrondi est égal à r /R. Cet indice d’arrondi (C. K. Wentworth) a été repris par W. C. Krumbein et A. Cailleux, qui l’appliquent à deux ou trois régions les plus convexes du contour apparent (fig. 3 b). L’aplatissement se détermine à partir de la longueur L, de la largeur l (plus grande dimension perpendiculaire à L) et de l’épaisseur E (plus grande dimension perpendiculaire au plan formé par L et l ); on aura: aplatissement = (L + l )/2E.

On peut aussi, avec A. Cailleux, définir la dissymétrie AC/L, A étant l’extrémité de L la plus éloignée de C, point d’intersection de L et d’un plan perpendiculaire à L et contenant l (fig. 3 c).

Ces mesures donnent des indications sur l’agent d’usure; c’est le cas de l’aplatissement, à condition de considérer une même roche. Pour les roches microlitiques ou porphyriques, par exemple, un aplatissement inférieur à 2,1 signifie une origine fluviatile. Selon A. Cailleux, les valeurs de la dissymétrie sont moins fortes dans les formations marines que dans les formations fluviatiles, à condition de se limiter à certaines tailles (entre 3 et 4 cm pour les granites).

Les aspects de surface des galets sont très divers: poli, résultant de l’action du vent ou de l’eau plus ou moins chargée de particules; stries, sur les cailloux enchâssés dans un glacier en mouvement; marques de choc, sur des galets de plage; impression d’un gravier dans un galet plus soluble que lui, etc. Les galets façonnés par le vent tendent à prendre une forme polyédrique, avec des arêtes légèrement émoussées, l’angle dièdre formé par deux faces étant voisin de 120 degrés (A. Cailleux).

L’observation des sables doit s’effectuer, après lavage et séchage, à la loupe binoculaire sous une lumière focalisée (morphoscopie). On distingue ainsi des grains anguleux, subanguleux, émoussés (subarrondis), arrondis, et qui sont soit luisants, soit mats. Les proportions respectives de grains émoussés luisants (origine marine) et ronds mats (origine éolienne) peuvent être étudiées d’une manière statistique, comme l’a montré A. Cailleux (1943): en choisissant 0,3 mm comme taille de référence, si le pourcentage d’émoussés luisants est plus grand que 30 p. 100, l’usure par la mer est certaine; s’il est compris entre 20 et 30 p. 100, elle est extrêmement probable.

Principales propriétés liées à la texture

La porosité , pourcentage des vides par rapport au volume total de la roche ou du sédiment, se mesure soit directement, à l’aide d’un porosimètre, soit indirectement sur le log de radioactivité dans les sondages pétroliers ou hydrogéologiques (cf. DIAGRA- PHIES - géophysique). On peut mesurer la répartition de la dimension des pores dans une roche considérée en injectant dans celle-ci du mercure sous pression croissante et en traçant le diagramme: quantité de mercure-pression (méthode Purcell). La porosité varie avec l’arrangement des particules. Dans le cas de sphères toutes semblables, elle varie de 47,6 p. 100 (arrangement cubique compact) à 25,9 p. 100 (arrangement rhomboédrique). En fait, une porosité de 25 p. 100 est rarement atteinte dans un sable; dans les argiles silteuses, elle atteint parfois 50 p. 100.

La perméabilité mesure la capacité d’un matériau à laisser passer les fluides. Elle se détermine soit directement, au moyen d’un perméamètre à air ou à eau, soit indirectement sur les logs électriques ou de radioactivité des sondages. La perméabilité est d’autant plus grande que le matériel est plus grossier et mieux classé. Il existe par ailleurs une relation entre la perméabilité, d’une part, et les porosité et surface spécifique des grains, d’autre part.

On citera également les nombreuses propriétés mécaniques, très importantes en géotechnique [cf. GÉOTECHNIQUE], telles que la cohésion (nulle pour les sables, de quelques grammes par centimètre carré pour les argiles), la plasticité, la thixotropie (passage de la rigidité à la liquidité par ébranlement, essentiellement dans les sables et les vases)...

Étude de la composition

Les diverses propriétés des matériaux sédimentaires s’expliquent en grande partie par leur composition. Par exemple, la teneur en sels contrôle la plasticité; la présence de certains minéraux peut être responsable de propriétés physiques (dureté, radioactivité, magnétisme) ou physico-chimiques (solubilité, etc.) particulières.

Les types d’étude varient selon la nature du matériau étudié. C’est ainsi que les galets sont plutôt envisagés du point de vue pétrographique, les sables du point de vue minéralogique (chaque grain est le plus souvent constitué d’un seul minéral: cristal ou partie de cristal), les roches salines du point de vue chimique, les roches carbonatées du point de vue paléontologique, chimique, etc. Cela n’a rien d’absolu: le ciment des roches détritiques conglomérées peut être analysé au point de vue chimique; les sables contiennent parfois une microfaune qui sera déterminée. On ne donnera ici que quelques exemples; les techniques spéciales à l’étude des produits argileux seront notamment laissées de côté, étant exposées ailleurs [cf. ARGILES ET MINÉRAUX ARGILEUX].

Minéralogie des sables

L’étude minéralogique des sables présente un intérêt particulier dans les reconstitutions paléogéographiques. Certaines roches conglomérées (grès) sont aussi étudiées de ce point de vue, après concassage libérant les éléments, dissolution sélective, traitement à l’acide oxalique (si l’échantillon est teinté par des oxydes de fer).

Les sables peuvent être répartis en deux fractions d’après les densités de leurs composants: une fraction lourde, de densité supérieure à 2,9 (densité du bromoforme utilisé dans les séparations), et une fraction légère, de densité inférieure à cette valeur. On opère sur des fractions tamisées (à partir d’un échantillon d’environ 20 grammes).

Les minéraux lourds , nombreux, sont essentiellement des minéraux de roches éruptives et métamorphiques. Leur pourcentage dans le sable est en général faible. Leur intérêt est cependant très grand, car ils servent à «marquer» un sédiment (cf. infra , L’étude des bassins).

Une fois séparés des minéraux légers, puis lavés et séchés, les minéraux lourds de chaque fraction granulométrique peuvent être divisés en plusieurs parts afin d’être déterminés par divers procédés: examen au microscope polarisant, pour la détermination des propriétés optiques des minéraux en grains, soit entre lame et lamelle, par montage au baume de Canada ou dans une résine artificielle, soit par immersion dans des liquides d’indice de réfraction connu; mesure de la susceptibilité magnétique; séparation diélectrique; mesure de la densité.

Le nombre des minéraux légers est bien moindre que celui des minéraux lourds. Le quartz domine de beaucoup, puis viennent les feldspaths, certains micas, occasionnellement la calcite et la dolomite, accessoirement des minéraux rares dans les sédiments, comme le béryl ou la cordiérite. Les inclusions dans le quartz sont intéressantes comme traceurs. On détermine facilement les pourcentages de feldspaths et de quartz en plongeant le mélange dans un liquide comme le chlorobenzène (indice de réfraction à 20 0C = 1,523).

Les problèmes posés par l’obtention, la représentation et l’utilisation des résultats sont extrêmement complexes. De nombreux facteurs inverviennent: grosseur originelle du minéral dans la roche mère, granulométrie du sédiment, densité des minéraux, altération, etc. Faute d’en tenir compte, on risque d’aboutir à des conclusions erronées. Les différentes méthodes tendent à donner une image non déformée de la composition minérale du sédiment. Dans de rares cas, un seul minéral, ou même une variété particulière d’un minéral, est suffisant pour caractériser une origine. Mais, généralement, ce sont les cortèges (ou associations) qui sont caractéristiques; il se pose alors des problèmes de statistique.

Pour les dénombrements, la technique la plus employée est celle des comptages sous le microscope. Les opinions des auteurs sur le nombre optimal de grains à compter varient, puisqu’il va de 100 à 300. Il est parfois difficile d’interpréter les variations numériques observées. Trois facteurs interviennent dans des proportions respectives des minéraux: leur taille (chaque minéral a son maximum de fréquence dans une taille déterminée), leur fragmentation, les variations dans la richesse totale de sable. Des procédés tenant compte de ces facteurs sont employés par les spécialistes. Les tableaux numériques, bien que très utiles, sont moins représentatifs que les diagrammes, chaque minéral ayant un figuré spécial (par exemple, diagramme circulaire). On peut aussi mettre en valeur certains rapports de deux ou trois groupes de minéraux.

Cas des roches carbonatées

Les roches sédimentaires carbonatées (calcaires, dolomies) ont une grande importance géologique et économique. On y trouve la plupart des fossiles; ce sont de bons indicateurs paléoclimatiques; la répartition des faciès carbonatés dans un bassin renseigne sur la paléogéographie ; ce sont, en outre, des réservoirs éventuels pour le pétrole.

Elles peuvent être étudiées par les mêmes méthodes que les autres roches cohérentes, en particulier par l’observation des lames minces au microscope polarisant [cf. PÉTROGRAPHIE]. La fabrication de ces lames minces a pris, avec la recherche pétrolière, un caractère industriel. On recourt aussi à des techniques spéciales, qui sont principalement: la coloration sélective de la calcite, de l’aragonite et de la dolomite (chromate d’argent pour calcite et dolomite, alizarine S pour calcite ou aragonite et dolomite, solution de Feigl pour aragonite et calcite, etc.); des méthodes physiques comme l’analyse thermique différentielle ou la diffraction des rayons X, déjà utilisées pour les argiles; la calcimétrie, complétée par la complexométrie au versénate (pour le pourcentage en dolomite).

L’étude des bassins

Comment, d’une manière pratique, peut-on utiliser les données qui ont été mises en évidence sur l’échantillon ou la couche sédimentaire?

Une des premières tâches du sédimentologue étudiant un niveau déterminé de l’échelle stratigraphique est d’en dresser une carte de faciès . Les données de base sont fournies par des levers détaillés, avec mesures des épaisseurs des différents faciès, souvent avec l’aide de méthodes géophysiques (diagraphie, sismique, etc.). Pour présenter les résultats relatifs aux lithofaciès, on utilise en général un diagramme triangulaire dont les sommets figurent les principaux composants; par exemple: carbonate, sable, argile; ou encore: carbonate, évaporite, argile (fig. 4). Chaque point échantillonné peut être représenté par un figuré et porté sur une carte qui fera apparaître la nature des lithofaciès et biofaciès marins ou continentaux, les changements de faciès par passage latéral, les lignes isopaques... et servira à une interprétation paléogéographique (emplacement des terres émergées, transgressions et régressions marines, biotopes, etc.).

D’autres cartes mettent en évidence un caractère particulier : par exemple, le grain moyen d’une formation détritique, la variation d’une anomalie paléomagnétique, une composition minéralogique déterminée. C’est ainsi que des études sur la minéralogie des sédiments quelques principes se dégagent, tels que celui de la «sédimentation inverse»: les terrains sédimentés le sont dans l’ordre inverse des terrains dont ils sont issus (A. Vatan, 1947). Lorsqu’ils sont transportés par un courant constant, les minéraux lourds de la même classe granulométrique se répartissent linéairement par ordre de densité décroissante à partir de leur source (C. Pomerol, 1961).

En stratigraphie, les minéraux lourds sont employés pour les corrélations (en particulier dans les sondages pétroliers). En paléogéographie, ils servent à retracer les anciennes directions de courants et l’origine du matériel (fig. 5). Les pulsations tectoniques se répercutent dans les sédiments issus des montagnes en voie de formation; l’apparition de minéraux symptomatiques est un indice de mouvements tectoniques portant à l’érosion des couches reconnaissables à leurs minéraux (par exemple, l’apparition du cortège épidote-glaucophane, minéraux issus de schistes lustrés, est un indice des premiers mouvements alpins). Les minéraux lourds des alluvions descendant d’un massif cristallin donnent une idée statistique de la pétrographie du massif. Les chances de trouver des minéraux rares ou symptomatiques sont d’ailleurs infiniment plus grandes en étudiant les concentrés alluvionnaires que par l’examen de plaques minces de roches du massif. C’est un domaine où beaucoup reste à faire.

Au cours des années soixante se sont multipliées les tentatives de cartographie de caractères structuraux comme les directions de stratification entrecroisées, les directions des rides ou d’autres caractères de surface des bancs (flute casts , groove casts , etc.). L’étude des phénomènes actuels a montré en effet que les directions de stratification entrecroisée ou celles des rides sont en relation avec les directions de transport des sédiments et les caractères du bassin: la stratification entrecroisée indique le sens du transport et suit la pente générale du bassin au moment du dépôt dans les fleuves et les deltas (fig. 6); par contre, la direction des plans de stratification des sables de plage est le plus souvent perpendiculaire à la côte, du fait qu’ils sont déplacés par des courants de houle [cf. PLAGES]; sur le plateau continental, ils sont en général bien orientés dans le sens de la pente du bassin; il semblerait que les directions des crêtes des rides soient à peu près perpendiculaires aux directions de transport telles qu’elles sont indiquées par les directions des plans de stratification entrecroisée.

Le sédimentologue étudie aussi les variations verticales de faciès . La technique, telle qu’elle a été préconisée par A. Lombard (1956), consiste à mesurer les épaisseurs de chaque membre lithologique et à porter les résultats sur un diagramme. Les variations traduisent soit des saccades tectoniques, soit des variations climatiques (cf. cycles SÉDIMENTAIRES). Dans le premier cas, la succession débute par du matériel grossier devenant de plus en plus fin, passant à du calcaire et, finalement, si le cycle est complet, aux évaporites. Dans le second type, l’ordre est inverse. L’érosion est alors en raison directe de l’importance des précipitations et en raison inverse de la protection par la couverture végétale (cf. cycle d’ÉROSION, PÉDOLOGIE).

sédimentologie [ sedimɑ̃tɔlɔʒi ] n. f.
• 1952; angl. sedimentology
Géol. Étude des roches sédimentaires et des phénomènes qui concourent à leur formation.

sédimentologie nom féminin Étude de la sédimentation et des sédiments, liée à la nature, à la configuration, à la répartition et à l'extension des dépôts sédimentaires.

⇒SÉDIMENTOLOGIE, subst. fém.
GÉOL. Étude de la formation et de l'évolution des sédiments. Des sciences, filles de la géologie: pétrographie ou lithologie, sédimentologie, se sont spécialisées dans l'étude de la structure physico-chimique des sédiments (COMBALUZIER, Introd. géol., 1961, p. 96).
REM. Sédimentologiste, sédimentologue, subst., géol. Spécialiste de sédimentologie. Le degré de classement granulométrique varie suivant les différents types de sables et permet de les distinguer (sables littoraux, fluviatiles, éoliens, etc.); néanmoins tous les sédimentologistes ne s'accordent pas sur la valeur de ces interprétations (Encyclop. Sc. Techn. t. 9 1973, p. 683). [Les] botanistes et [les] sédimentologues (...) seuls peuvent apporter à l'archéologue des précisions sur la profondeur d'eau à cette période (La Recherche, juill.-août 1980, p. 785 ds ROB. 1985).
Prononc.:[]. Étymol. et Hist. 1952 (C.r. de l'Ac. des sc., t. 234, p. 741). Comp. de l'élém. formant sédimento-, de sédiment; suff. -logie (cf. angl. sedimentology, 1932, H. WADELL ds NED Suppl.2).
DÉR. Sédimentologique, adj. Qui a rapport à la sédimentologie. Il faut donc que le laboratoire dont dispose une équipe de géographie physique (...) puisse pratiquer les méthodes des disciplines spécialisées (analyses sédimentologiques et pédologiques, calculs statistiques, mesures sur le terrain, cartographie...) (Colloque géogr. appl., 1962, p. 22). []. 1re attest. 1962 id.; de sédimentologie, suff. -ique.

sédimentologie [sedimɑ̃tɔlɔʒi] n. f.
ÉTYM. Mil. XXe; angl. sedimentology, H. Wadell, 1932. → Sédiment, et -logie.
Géol. Discipline qui a pour objet l'étude de la sédimentation. || « Les premières analyses de granulométrie et de sédimentologie par microscopie… » (la Recherche, déc. 1979, p. 1295).
DÉR. Sédimentologique. — (Du même rad.) Sédimentologue.

Encyclopédie Universelle. 2012.

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