SEDIMENTOLOGIE Définition

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1 SEDIMENTOLOGIE Définition
La Sédimentologie est l’analyse dynamique des sédiments. Elle s’applique à retracer l’évolution des sédiments depuis leur formation jusqu’à leur état final, observé sur l’affleurement ou au laboratoire

2 La Sédimentologie cherche à établir les lois physiques et chimiques qui ont présidé à la formation des sédiments. Elle diffère en cela de la seule description appelée « Pétrographie sédimentaire » qui n’est qu’un inventaire des différents types de roches, et leur classification en fonction de leur nature. C’est la même distinction qui existe entre la pétrographie et la pétrologie des roches magmatiques et métamorphiques. D’une part il y a la description (-graphie) des roches, d’autre part la science (-logie) qui essaie d’établir les lois de leur formation

3 Analyse physique La sédimentologie s’applique à définir l’ensemble des conditions physiques qui ont existé lors de la mise en place du sédiment. Elle se réfère toujours au modèle actualiste. C’est-à-dire qu’on part d’exemples pris dans la nature actuelle, et on essaie de les comparer avec les données relevées dans le sédiment. Les phénomènes de toute nature, que nous décrirons par la suite, seront interprétés suivant le même raisonnement : - observation et description des objets dans la nature actuelle, avec définition de tous leurs paramètres, mesurables si possible ; - ensuite reconstitution, à partir des formes fossilisées, des conditions physiques qui leur ont donné naissance.

4 Analyse chimique L’étude des sédiments actuels montre que les facteurs chimiques tels que la solubilité, le Ph, Eh, altérabilité, précipitation, etc.…, interviennent dans la mise en place des roches sédimentaires. Cependant, l’analogie avec les sédiments anciens est plus délicate à mettre en évidence, car des phénomènes chimiques interviennent après le dépôt des sédiments et peuvent modifier totalement les conditions chimiques existant au moment du dépôt. La circulation de l’eau et la diagenèse sont les principaux responsables de cette modification des conditions chimiques initiales. Ainsi, un caractère physique tel que la granulométrie ou des figures particulières ne peut pas être modifié tandis que le chimisme de la roche évolue au cours du temps.

5 Méthodes d’études Elles sont variées et nombreuses ; elles se répartissent en deux groupes : celles au laboratoire et celles sur le terrain. Elles sont complémentaires l’une de l’autre, mais parfois seule l’étude au laboratoire est possible, car le terrain ne révèle rien de particulier à l’échelle de l’observation à l’œil nu. C’est le cas des séries sédimentaires monotones en milieu de dépôt très calme.

6 Méthodes d’études sur le terrain
Ces méthodes relèvent de quatre types : - Etablissement de la colonne stratigraphique - Analyse de la structure des couches à l’échelle macroscopique - Etude des figures sédimentaires et des laminations - La mesure dans des cas particuliers de la granulométrie sur le terrain. L’ensemble de ces techniques fait appel à l’observation et à des mesures simples. On relève et on décrit toutes les particularités des couches et on mesure ce qui est quantifiable (épaisseur des couches, dimension des objets, etc.)

7 Méthodes d’études au laboratoire
Elles dépendent de la nature de la roche, meuble ou consolidée Roches consolidées Roches calcaires Roches non calcaires Confection de lames minces Traitement HCl Elimination des carbonates % de la fraction carbonatée (Voir cas des roches meubles) Microscopie Résultats = - microfaciès - analyse des paléomilieux - étude granulométrique par comptage porosité - broyage et extraction minéraux argileux, etc.

8 Roches meubles 5) Études variées 6) Résultats Traitement But et effet
1) HCl (1/10) Élimination des carbonates 2) H2O2 (110 volume) Élimination des mat.org. 3) Nettoyage à l’eau distillée Résidu insoluble 4) Séchage Poids brut du sédiment 5) Études variées Granulométrie 6) Résultats Liqueur dense Diffraction RX Morphoscopie: loupe, micr. élec Morphométrie Vitesse des courants Énergie de transport Conditions de dépôt Minéraux lourds Source des apports Paléogéographie Minéralogie Argiles Nature des grains et de l’agent d’érosion Analyse de l’usure

9 LES MILIEUX DE SEDIMENTATION
Les éléments destinés à former un sédiment sont d'abord généralement transportés à l'état solide ou en solution. Ils se déposent ou précipitent ensuite dans un milieu de sédimentation. Un milieu de sédimentation est une unité géomorphologique de taille et de forme déterminée où règne un ensemble de facteurs physiques, chimiques et biologiques suffisamment constants pour former un dépôt caractéristique. Exemples : milieu lacustre, milieu deltaïque… Cette définition reste vague quant à la taille d'un milieu : on parle souvent de milieu continental, mais celui-ci comprend les milieux torrentiels, fluviatiles, lacustres...

10 A l'opposé, différents milieux peuvent être regroupés en unités spatialement plus grandes : un bassin sédimentaire regroupe les différents milieux d'une même entité géographique dont les sédiments ont des caractères communs (origine, âge...) Le point fondamental à retenir, c'est la notion de dépôt caractéristique d'un milieu.

11 Ainsi, le géologue pourra reconstituer les conditions ayant régné dans un milieu ancien à l'aide des caractéristiques de ses dépôts : la reconnaissance et la répartition des milieux anciens de sédimentation constituent une des bases de la paléogéographie. Les dépôts ne sont qu'en transit dans les milieux continentaux du fait de l'action de la gravité. Tôt ou tard, ils sont repris et transportés finalement jusqu'au point le plus bas, la mer. Les milieux sédimentaires continentaux sont locaux et transitoires par rapport aux milieux marins qui fournissent la majeure partie des roches sédimentaires.

12 PARAMETRES D'UN MILIEU DE DEPOT
Au cours de la sédimentation, les facteurs physiques, chimiques et biologiques interviennent d'une façon conjointe : cette interdépendance rend difficile leur étude systématique Agents de Transport Principaux agents Principaux agents de transport

13 * vitesse forte : pas de dépôt
Caractéristiques physiques de l'agent La densité, la viscosité et la vitesse de l'agent de transport déterminent la forme de l'accumulation sédimentaire (corps sédimentaire), et la texture du sédiment (taille, surface, agencement spatial des grains, figures de courant...) Schématiquement: * vitesse forte : pas de dépôt * vitesse faible : décantation, laminassions * viscosité faible : courant de traction, éléments classés * viscosité forte : coulée de débris, éléments en vrac.

14 Recherche de l'agent dans un sédiment ancien
On cherche à reconnaître l'agent qui a transporté les éléments dans un milieu de sédimentation ancien à partir des caractères du dépôt. C'est un exercice difficile qui permet néanmoins de reconnaître un milieu aérien ou aquatique. Exemple : comment faire la distinction entre dunes éoliennes, produites par le vent en milieu aérien, et les dunes hydrauliques, formées par un courant d'eau en milieu aquatique? On étudiera les caractères du sable formant l'accumulation dunaire ancienne, à savoir : * l'état de surface des grains de quartz : les grains transportés par le vent montrent des traces de choc de haute énergie ; leur surface prend un aspect dépoli ;

15 * l'orientation des plans de litage: la variance est plus grande pour un dépôt éolien ;
* l'inclinaison des litages est plus forte dans un dépôt en milieu aérien (force de frottement plus grande entre les grains) ; * le rapport hauteur/longueur d'onde des rides de courant sur la dune qui sont plus serrées dans le cas du vent ; * le type de fossiles et de traces biologiques observées.

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

17 Estimation de l'énergie
En général, l'énergie hydrodynamique (agitation de l'eau) régnant dans un milieu diminue quant la profondeur augmente. En surface, le mouvement des vagues et les courants créent une agitation constante de l'eau: l'énergie est forte. En profondeur, l'agitation est faible, les sédiments décantent lentement. On admet qu'en mer, les vagues font sentir leur effet jusqu'à une profondeur d'une centaine de mètres, peut-être plus, pendant les tempêtes. La texture et les structures sédimentaires sont des indicateurs d'énergie et non de profondeur :

18 * énergie très forte : pas de dépôt ; figures d'érosion sur le fond ;
* énergie moyenne : accumulation de sédiments sous forme de corps sédimentaires irréguliers (dunes, rubans sableux), rides de courant; sédiments grossiers (galets, graviers, sables) ; * énergie faible : accumulation sous forme de corps sédimentaires réguliers ; sédiments fins laminés.

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

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

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

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

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

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

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

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

27 Plusieurs méthodes permettent d'évaluer les températures régnant dans les milieux anciens (paléo température). La composition de la faune et de la flore donne de bonnes indications pour les périodes récentes : des restes d'hippopotames dans un dépôt quaternaire indiquent un climat chaud, ceux de rennes, un climat froid. Il faut que le sédiment contienne des restes fossiles, que les espèces identifiées soient identiques ou voisines des espèces actuelles, et qu'elles aient des exigences écologiques définies.

28 La couleur du sédiment peut apporter quelques renseignements sur les dépôts continentaux : les dépôts sont plutôt rouges en climat tropical (fer à l'état ferrique), ils sont plutôt gris en climat froid où les réactions d'oxydation sont plus lentes. Certains minéraux ne se forment que dans des conditions de température particulière : le sulfate de calcium précipite à l'état de gypse pour une température inférieure à 25°C, à l'état d'anhydrite pour une température supérieure.

29 D'autres caractères sédimentologiques peuvent avoir une utilité : l'accumulation de moraines, les roches striées indiquent le passage d'un glacier, donc un climat froid ; les évaporites pour se former demandent une forte évaporation, donc un climat chaud. Une méthode précise mais plus délicate à mettre en œuvre est celle des isotopes de l'oxygène. Au cours de l’évaporation d’un corps d’eau, le départ de l'isotope léger est favorisé par rapport à l’isotope lourd. Le rapport 18O/16O sert donc de « paléothermomètre ». On dose ainsi les carbonates marins, en particulier ceux des coquilles mais aussi les dépôts continentaux. On a pu mettre ainsi en évidence de grandes fluctuations climatiques au cours des temps géologiques.

30 Paramètres chimiques Ils dépendent des paramètres physiques comme la température et la profondeur; ils conditionnent les facteurs biologiques. Potentiel d'oxydoréduction (Eh) Eh des milieux sédimentaires : + Eh > 0 : milieux oxydants en contact avec l'air : milieux aériens, milieux aquatiques superficiels ou agités + Eh < 0 : milieux réducteurs, à l'abri de l'air : milieux aquatiques calmes, eaux stratifiées, sols hydromorphes.

31 Le potentiel d'oxydoréduction régnant dans le milieu de dépôt agit sur l'intensité de l'activité biologique, sur l'état d'oxydation de certains éléments (fer, manganèse...), sur l'évolution de la matière organique. L'Eh agit sur la nature des espèces vivantes et sur l'abondance des individus. En milieu réducteur, pauvre en oxygène (anoxique), la faune est rare, les espèces sont adaptées aux conditions défavorables, les bactéries réductrices contribuent à l'abaissement de l'Eh. Les minéraux à base de fer sont des oxydes ferriques (Fe3+) en milieu oxydant, des oxydes, carbonates et sulfures à fer ferreux (Fe2+) en milieu réducteur. La couleur du sédiment varie du rouge ou jaune (oxydant) au vert-gris (réducteur). Les restes organiques disparaissent par oxydation pour un Eh>0 ; ils sont conservés, s'accumulent et sont réduits en hydrocarbures et carbone en Eh négatif : le sédiment est noir.

32 * la silice précipite en grande partie pour pH < 7
Acidité ou basicité du milieu (pH) Un milieu de sédimentation est généralement proche de la neutralité : son pH est compris entre 6 et 8. Il existe des milieux particulièrement acides comme les tourbières (pH voisin de 5) ou basiques comme les lacs sodiques du grand Rift africain (pH > 9). Certains minéraux comme la calcite et la silice, sont sensibles au pH qui agit sur leur solubilité. Dans l'eau de mer : * la calcite précipite en totalité pour pH > 8 ; elle est dissoute aux pH inférieurs * la silice précipite en grande partie pour pH < 7

33 solubilité de la silice amorphe et de la calcite dans l'eau de mer à 20°C
On voit que ces deux minéraux ne sont généralement pas simultanément en équilibre avec leur environnement chimique dans un même sédiment ; s'ils coexistent, l'un a toujours tendance à se substituer à l'autre. Dans les grès à ciment calcaire, les grains de quartz sont très souvent corrodés par le ciment calcitique

34 Salinité La salinité d'un milieu marin est évaluée en g/l de sels dissous (surtout NaCl) ou en % d'ion chlorure (chlorinité). La salinité de l'eau de mer est d'environ 35 g/l, sa chlorinité de 19,4 pour mille. La salinité des milieux aquatiques varie de 0 g/l à plus de 100 g/l. On parle d'eau douce, d'eau saumâtre, d'eau de mer, d'eau sursalée (hypersaline). Les sels précipitent à saturation. Certains caractères faciologiques permettent de connaître la salinité d'un milieu ancien (paléosalinité).

35 La faune est un bon critère : des espèces vivent en eau douce, d'autres en eau de mer ; certaines supportent des variations de salinité, d'autres non. Les populations animales des milieux sursalés sont pauvres en espèces mais nombreuses en individus souvent de petite taille. La présence d'évaporites (gypse, halite...) indique une sursalure ; la précipitation des sels de potassium est la preuve d'une évaporation complète de la masse d'eau. Ces évaporites se trouvent en bancs continus ou dispersées en cristaux dans le sédiment (cristaux de sel). La teneur en bore des argiles constitue un bon indicateur de paléosalinité. En effet, la teneur en bore de l'eau est fonction de sa salinité. Le bore se fixe dans les feuillets argileux, surtout ceux des illites qui enregistrent donc la salinité de leur milieu de dépôt. Des illites contenant moins de 50 ppm de bore ont été déposées en eau douce. Des teneurs voisines de 300 ppm indiquent un milieu salé de type marin. Des teneurs supérieures sont celles de sédiments de milieux sursalés.

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

37 sur l'énergie du milieu : par exemple, les organismes marins fixés diminuent par leur présence l'hydrodynamisme ambiant (cas des récifs, des herbiers) et favorisent le dépôt des sédiments ; ils créent un micromilieu protégé (lagon d'un atoll par exemple) ; sur l'Eh et le pH : la surproduction de matières organiques dans un milieu aquatique entraîne son eutrophisation ; la teneur en oxygène de l'eau diminue (anoxie), la matière organique s'accumule au fond et subit l'action des bactéries réductrices (production de méthane, de sulfures) ; sur le taux d'accumulation de sédiments en produisant des débris organiques (déjections...) et minéraux (squelettes, coquilles, tests...) qui constituent les bioclastes des roches calcaires (principale source des carbonates marins).

38 PRINCIPAUX MILIEUX DE SEDIMENTATION
Les milieux continentaux milieux aériens * sols * Pentes : éboulis, coulées de solifluxion * vallées torrentielles : alluvions * piedmonts * milieux glaciaires * dépôts éoliens milieux aquatiques * plaines alluviales (grandes rivières permanentes) * lacs * marécages

39 Les milieux marins milieux littoraux (plage et plate-forme littorale) + sédimentation à dominance silico-clastique quand l'apport détritique est fort + sédimentation à dominance carbonatée là où l'apport détritique est faible et le climat favorable au développement des organismes constructeurs. milieux de talus sous-marin sédiments détritiques rythmés mis en place en bas du talus par les courants de turbidité bassin et fosse océanique détritiques fins venant du talus auxquels s'ajoutent les particules fines tombant de la surface : débris planctoniques, poussières volcaniques...dépôt de boues pélagiques ou hémi-pélagiques. Le long des marges actives, un prisme sédimentaire souligne la position de la subduction.

40 Les milieux intermédiaires
Ils sont situés aux limites du domaine marin et du domaine continental et présentent des caractères mixtes : * Estuaires : influence de la mer prépondérante * Deltas : le fleuve a une action dominante ; sédimentation abondante. * Lagunes : très étendues si la bordure du continent est très plane.

41 LA SEDIMENTATION CARBONATEE
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

42 CARBONATES LACUSTRES Les carbonates lacustres (eaux douces et salées) sont le résultat de précipitations inorganiques ou d'accumulations algaires 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 + CO Ca HCO3- Le rapport Mg/Ca détermine le minéral précipité : Mg/Ca<2 précipitation de calcite ; Mg/Ca de 2 à 7 calcite Mg ; Mg/Ca de 7 à 12 calcite Mg et dolomite par transformation de calcite Mg ; Mg/Ca>12 aragonite.

43 Les carbonates algaires sont le résultat de :
la biocorrosion d'un substrat carbonaté par des cyanophycées, des chlorophycées, des rhodophycées, des champignons ou des lichens, donnant naissance à des sédiments carbonatés de la taille des silts ; des phénomènes de piégeage de sédiments et de précipitation par des mousses et des stromatolithes ; la formation d'oncoïdes (cyanophycées et algues vertes non squelettiques) avec incorporation de coquilles et débris carbonatés ;

44 Tufs après disparition totale des végétaux
TUFS ET TRAVERTINS Les tufs calcaires (ou travertins) sont des roches sédimentaires calcaires crées en milieu continental, à aspect concrétionné et riche en alvéoles de toutes tailles, de couleur grise à jaunâtre. Tufs après disparition totale des végétaux Croûte calcaire se déposant sur les mousses

45 Le cycle de formation des tufs...
Les eaux de pluie sont peu minéralisées et contiennent une très faible quantité de dioxyde de carbone (CO2). En traversant le sol, ces eaux se chargent du CO2 produit par l'activité biologique des végétaux et des bactéries, puis pénètrent en profondeur. Dans le milieu naturel, la minéralisation de l'eau va évoluer en fonction de ses échanges avec la roche et l'atmosphère. Cette évolution est régie par les équilibres calcocarboniques, résumés dans la formule suivante à double sens : 1 Dissolution : l'eau très chargée en CO2 va ainsi pouvoir dissoudre les roches calcaires de l'aquifère lors de son trajet souterrain. Elle emporte alors avec elle des ions calcium Ca2+ et hydrogénocarbonates HCO3- dissous. 2 Précipitation : lorsqu'elle arrive à l'air libre, l'eau contient plus de CO2 que l'atmosphère. Elle va donc expulser son CO2 sous forme de gaz. Ce rejet se produit jusqu'à ce que l'eau et l'atmosphère soient en équilibre.

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48 GROTTES Les concrétions aragonitiques de grottes 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.

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51 LE DOMAINE MARIN On y distingue essentiellement un milieu de plate-forme et un milieu de bassin séparés par un talus. La différenciation de ces termes 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 plus importantes. La morphologie des plate-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 plate-formes carbonatées tropicales et plate-formes carbonatées tempérées.

52 LA SEDIMENTATION LITTORALE
CARBONATEE CARACTERES GENERAUX Les sédiments littoraux des régions de basses latitudes sont à dominance carbonatée. La raison en est le faible apport silico-clastique venant du continent, dû aux conditions topographiques et climatiques, et surtout l'intensité de la production de carbonates d'origine biologique. Sous ces latitudes, les organismes marins côtiers prolifèrent et précipitent l'ion calcium prélevé de l'eau de mer sous forme de carbonate qui s'accumule puisque moins soluble dans les eaux chaudes. Le bilan du calcium en solution dans l'eau de mer reste plus ou moins équilibré : les fleuves apportent des ions calcium issus de l'altération continentale, une partie des carbonates marins est dissoute en eau froide.

53 La précipitation biologique de carbonate de calcium se fait de diverses façons :
* Des animaux fixent le calcium dans leur squelette et édifient des constructions carbonatées (bioconstructions) : c'est le cas des coraux (cœlentérés), des bryozoaires, de certaines éponges ; Les polypiers : colonies de coraux constructeurs de récifs Quelquesoit l’époque géologique, on s’aperçoit que les calcaires à polypiers se forment dans des bassins marins peu profonds, où l’eau est claire, chaude et agitée. Cette agitation du milieu est nécessaire pour que les colonies de polypiers puissent se développer en milieu oxygéné. Ce sont ces conditions qui sont réunis de nos jours dans les atolls.

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55 Qu’est ce qu’un récif de corail ?
Les récifs coralliens sont des structures résistantes, bâties à partir des débris des petits organismes marins. La majeure partie d’un récif corallien est composée d’un bloc calcaire provenant du squelette et des fragments de coquilles des animaux morts ayant vécu sur le récif. La formation des récifs Les organismes bâtisseurs de récifs sont les coraux durs. Les constructeurs de récifs sécrètent un squelette sous forme d’aragonite, minéral contenant 98%à 99% de carbonate de calcium. Le jeune polype produit une base calcaire, sorte de calice servant de fondation. Les coraux forment, en s’accumulant, de vastes ensembles : les récifs.

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58 * des animaux benthiques fabriquent des coquilles ou tests calcaires qui sont transportés, brisés et accumulés après leur mort, par exemple : mollusques littoraux (gastéropodes, bivalves), oursins, foraminifères benthiques ;

59 * des micro-organismes et organismes planctoniques accumulent le carbonate de calcium dans leur test ou leur coquille qui tombent sur le fond après la mort : exemple des foraminifères planctoniques, des coccolithophoridés (à l'origine de la craie), des ptéropodes (gastéropodes pélagiques). Leur contribution devient prépondérante en haute mer ;

60 Il existe également une précipitation purement chimique du carbonate autour de particules en suspension, quoique l'intervention de micro-organismes ne peut pas être exclue (formation des oolites). Enfin, les sédiments carbonatés peuvent provenir du remaniement par les vagues de roches calcaires préexistantes : sur les côtes atlantiques marocaines, les conditions actuelles sont plutôt favorables à la sédimentation silico-clastiques mais les vagues remanient des dépôts quaternaires carbonatés et les mélangent aux éléments détritiques siliceux : les sédiments sont de composition mixte.

61 Les sédiments calcaires littoraux comprennent donc des constructions autochtones massives  (récifs) ou réduites (stromatolithes), des accumulations d'éléments brisés provenant de restes d'organismes ou de roches calcaires érodées, des vases calcaires formées des particules fines d'origine détritique, chimique ou biochimique, des précipitations carbonatées localisées autour de particules quelconques (oolites). Le carbonate de calcium est sous forme d'aragonite, de calcite, de calcite magnésienne (contenant une quantité variable de MgCO3) et de dolomite (Ca,Mg) CO3.

62 Structures des roches carbonatées
Les sédiments carbonatés contiennent des grains et de la boue carbonatée qui sont ensuite liés par un (ou plusieurs) ciment. Les grains Ce sont des fragments carbonatés d'organismes (grains squelettiques ou bioclastes) ou des grains d'autre origine (grains non squelettiques). Les grains squelettiques sont fournis par de nombreuses espèces qui varient selon les conditions des milieux et la période géologique. Les grains non squelettiques comprennent les ooïdes, les péloïdes, les agrégats et les intraclastes.

63 Les ooïdes sont des grains sphériques millimétriques composés d'une ou plusieurs couches autour d'un nucleus central.

64 Les oolites ont des lamelles concentriques, les pisolites sont des oolites plus grosses de taille centimétrique. Les grains revêtus (coated grains) n'ont qu'une couche autour du nucléus. Les ooïdes à structure radiaires s'appellent encore sphérulites.

65 Les péloïdes sont des grains arrondis ou allongés, parfois anguleux, formés de carbonate microcristallin (micrite). Beaucoup sont des déjections d'êtres vivants, comme les gastéropodes, les crustacés : ce sont alors des pellets. D'autres péloïdes proviennent de la transformation des bioclastes en micrite.

66 Les intraclastes sont des fragments de sédiment carbonaté partiellement lithifié. Les agrégats sont  des particules agglomérées par un ciment micritique ou organique.

67 Deux sections dans des coraux tabulés (formes branchues)
Deux sections dans des coraux tabulés (formes branchues). Lumière naturelle (petit côté des microphotos~2,5 mm et ~1 mm).

68 A: alvéolines. B: nummulites
A: alvéolines. B: nummulites. Lumière naturelle (petit côté des microphotos~2,5 mm).

69 La boue carbonatée Dans les roches calcaires, les grains sont souvent entourés par une phase calcaire microcristalline, la micrite, qui correspond à une boue déposée en même temps que les grains. Cette boue est généralement produite par la désintégration des algues fixant le calcaire, l'érosion des bioconstructions par les organismes perforants et l'usure mécaniques des grains par l'agitation des algues.

70 La MATRICE est donc la boue microcristalline existant au moment du dépôt qui précipite entre les grains. Cette boue microcristalline est appelée MICRITE. Par la suite, après le dépôt et durant la diagenèse, la micrite peut recristalliser avec augmentation de la taille des cristaux : on obtient du MICROSPAR ou du PSEUDOSPAR. Classification de la matrice suivant Tucker (1981) MICRITE < 4 µm MICROSPAR 4-10 µm PSEUDOSPAR 10-50 µm A: microspar (mudstone). B: micrite (également un mudstone). Lames minces, lumière naturelle

71 Classification des roches calcaires
Plusieurs classifications sont employées :  a) Classification de "type détritique" : elle repose sur la taille des grains : calcirudites (> 2mm), calcarénites (entre 2 mm et 62 µm) et calcilutites (inf. 62 µm) ;  b) Classification de Folk, reposant sur la nature des grains, de la matrice et du ciment. c) Classification de Dunham, répartissant les roches d'après leur texture, c'est à dire la disposition respective de grains et la quantité de matrice ou ciment.

72 Classification de Folk

73 Classification de Dunham

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75 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 à 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. 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.

76 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), etc. Au-dessous ou à des latitudes non favorables, s'observent des boues siliceuses à radiolaires et diatomées et des boues argileuses et métallifères. 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.

77 profondeur de la CCD dans l'océan mondial et relation entre lysocline et CCD

78 LA SEDIMENTATION EVAPORITIQUE
GENERALITES Les évaporites sont des sédiments résultant de l'évaporation de l'eau et de la précipitation des sels qui y sont dissous. Lorsque l'eau s'évapore, elle dépose ses particules détritiques et les ions qu'elle contient précipitent sous forme de sels. Les matériaux déposés constituent une séquence évaporitique. L'ordre de précipitation des sels est le suivant : CaCO3 - CaSO4 - Na Cl - MgSO4 - sels de Br et K

79 masse de sels précipitée dans une saumure en cours d'évaporation
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, entre 10° et 30° de latitude).

80 principaux constituants des évaporites
D'autres minéraux, quoique moins fréquents, peuvent être des constituants importants de certains dépôts salins : 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 principaux constituants des évaporites

81 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 eau de rivière moyenne (% du résidu solide) eau de mer moyenne 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 Al(OH)4- 0,2 NO3- 0,8 total 99,7 salinité 121 ppm ppm

82 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.

83 temps de résidence (années) principaux types de sédiments
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). temps de résidence (années) principaux types de sédiments Cl- évaporites Na+ Mg++ évaporites, dolomite K+ argiles, évaporites SO4= Ca++ carbonates HCO3- et CO3= H4SiO4 8000 cherts, dépôts siliceux Mn++ 7000 nodules Fe++ et Fe+++ 140 sédiments riches en Fe Al(OH)4- 100 argiles

84 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.

85 On distingue 2 types d'évaporites actuelles :
* les évaporites d'eau libre, provenant de l'évaporation d'un corps d'eau ; * les évaporites capillaires provenant de la précipitation des sels d'une saumure interstitielle dans les pores d'un sédiment. La formation des évaporites est favorisée par le climat aride et le confinement du milieu. Néanmoins, des régions littorales tempérées mais très ventées sont également le siège d'une forte évaporation.

86 Dans les marais salants actuels, le confinement du corps d'eau est accompagné d'une intense activité biologique : larves d'insectes, algues, bactéries. Des voiles algaires, constitués de cyanobactéries et de bactéries photosynthétiques, se développent dans une saumure dont la concentration atteint 200 g/l tandis que le sulfate de Ca précipite à l'état de gypse. La biomasse est importante ; la production de matière organique est estimée à 10 kg/an pour 1 m² de surface de marais salant. La matière organique est bien conservée dans ces milieux confinés offrant des conditions d'anoxie sur le fond.

87 LES MILIEUX EVAPORITIQUES ACTUELS
Domaines intracontinentaux Lacs temporaires C'est le cas des bassins continentaux fermés (bassins endoréiques) sous climat aride à semi-aride. Ces lacs salés s'appellent selon les lieux sebkha continentale, chott, playa... Les sédiments contiennent beaucoup de matériaux détritiques et relativement peu de carbonates de Ca et Mg. Les sels différents de ceux provenant de l'eau de mer ; il précipite en particulier du carbonate de Na, du sulfate de Na ...

88 Lacs permanents sursalés
La Mer Morte en offre un bel exemple. C'est un lac alimenté par une rivière, le Jourdain, mais soumis à une forte évaporation : la densité de l'eau atteint 1,33, ce qui correspond à une salinité de 325 g/l, à 350 m de profondeur. Les eaux sont stratifiées en fonction de la salinité croissante ; les eaux profondes sursalées sont anoxiques. Depuis 1983, le sel (halite) précipite sur le fond.

89 Stratification des eaux dans la Mer Morte

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91 Les anciens dépôts de la Mer Morte, aujourd’hui à quelques centaines de mètres au-dessous du niveau de la mer. La Mer Morte en train de mourir Avec une évaporation de 1500 mm par an et une utilisation de 90% du Jourdain, le manque d’eau fait baisser le niveau de la mer. Les 400 dernières années, le système variaient de -385 et -405 mètres, mais depuis les années 60, la variation semble être déconnectée du cycle naturel. Le niveau a chuté d’une vitesse d’environ 1 m par an.

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93 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.

94 Sebkhas côtières Ce sont des plaines côtières (supratidales) envahies épisodiquement par la mer et siège d'une intense évaporation sous climat aride. (A) la "Côte des Pirates" au sud du Golfe Persique. (B) détail : la lagune et la sebkha d'Abu Dhabi

95 Outre les évaporites, les sédiments de sebkha 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 sebkhas 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.

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98 Bras de mer sursalés Il s'agit de fonds de golfes, estuaires ou lacs reliés à la mer libre par un chenal étroit et soumis à une forte évaporation. Cette disposition est connue le long des côtes du Pérou, dans les Emirats Arabes Unis. Le Lac Assal (Djibouti) est un cas particulier. Il est alimenté principalement par des circulations d'eau de mer le long de failles d'extension qui affectent cette région du Rift Africain. Le Lac Assal. L'eau de mer circule le long des fissures depuis le golfe marin

99 LES GRANDES SERIES EVAPORITIQUES
A certaines périodes se sont déposées des séries évaporitiques énormes par leur puissance et leur étendue. Le Zechstein d'Europe du nord Le Permien d'Allemagne et la Mer du Nord est sous forme d'un faciès évaporitique renfermant surtout de la halite et appelé Zeichstein. Ce faciès a une puissance supérieure à 2000 m et couvre une superficie de près de 1 million de Km2. La quantité de sel contenue équivaut à 10 % du sel dissous dans l'eau des océans actuels. Sous l'effet de la charge des sédiments sus-jacents et de la fracturation, le sel du Zeichstein remonte en diapir et contribue à former des structures favorables à l'accumulation d'hydrocarbures. La base de la série est constituée de black shales minéralisées en cuivre, les Kupferschiefer.

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101 Le Keuper d'Europe et d'Afrique du Nord
Au Trias moyen et supérieur, des couches rouges argileuses riches en gypse et sel se sont déposées dans d'immenses lagunes annonçant la transgression du Jurassique. Les évaporites triasiques forment également des diapirs reconnus notamment dans la région sous-pyrénéenne et dans la marge passive atlantique au large du Maroc. Les argiles du Keuper servent de niveau de décollement pour la couverture dans les Alpes, le Jura et le Rif. Des minéralisations en Pb et Zn leur sont localement associées (Cévennes).

102 Les évaporites du Messinien
Le fond de la Méditerranée et ses pourtours sont recouverts d'une épaisse série évaporitique d'âge miocène supérieur (Messinien). Ces évaporites ont suscité de nombreuses controverses. On a supposé qu'à cette époque l'eau de la mer s'était complètement évaporée et qu'une immense dépression couverte de sel gisait à une altitude inférieure au niveau moyen des mers, de l'Atlantique en particulier.

103 Répartition des évaporites du Messinien

104 L'HYPOTHESE DES EVAPORITES D'EAU PROFONDES
Il est difficile d'expliquer la genèse des grandes séries évaporitiques anciennes à partir des modèles actuels. Les milieux évaporitiques de nos jours sont d'extension réduite et la puissance des sels accumulés ne dépasse guère la dizaine de mètres. Des auteurs ont supposé que des sels pouvaient précipiter au fond de corps d'eau soumis à forte évaporation mais en communication restreinte avec la mer libre et donc constamment réalimentés. Une forte épaisseur d'évaporites pourrait précipiter sans pour cela faire intervenir la subsidence.

105 On ne connait pas de modèle actuel
On ne connait pas de modèle actuel. Néanmoins, on observe dans les marais salants que les cristaux de sels se forment près de la surface de l'eau puis tombent au fond. D'autre part, la stratification des eaux peut entraîner une sursalure dans les couches profondes (comme dans la Mer Morte). Enfin, la teneur en brome de certaines évaporites triasiques est celle rencontrée en profondeur et non en surface.

106 Formation d'évaporites d'eau profonde ; l'eau se stratifie, sur le fond s'accumulent des sédiments anoxiques qui donneront plus tard des black shales ; la couche superficielle de l'eau s'évapore et se concentre malgré l'apport latéral d'eau, les cristaux de gypse et de sel se forment et tombent au fond

107 Les séries évaporitiques sont fréquemment caractérisées par l’existence de cycles sédimentaires répétés, d’ordre métrique, qui traduisent notamment la succession d’épisodes secs et plus humides : + alternances de gypse, marnes et sables qui reflètent la succession d’épisodes chimiques et détritiques ; + alternances dolomites, anhydrite et argile, ou argile, dolomite, anhydrite et halite, qui sont attribuables à des variations climatiques saisonnières ; d’autre part des alternances halite, sylvite et carnallite déterminées par une évaporation croissante périodiquement interrompues.

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109 LES ROCHES SILICEUSES NON DETRITIQUES
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"

110 Les silicites (ou cherts au sens large) sont généralement subdivisées en deux grandes catégories:
les silicites nodulaires et les silicites litées. Ces dernières sont généralement 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 elles d'origine diagénétique. Les sédiments siliceux s'observent en milieu marin aussi bien que lacustre.

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114 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.

115 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.

116 La silice demeure sous forme dissoute sous des conditions normales de température et de composition chimique, tant que sa teneur dans les eaux n’atteint pas 120 ppm. Il en résulte que la précipitation chimique directe de la silice n’intervient qu’exceptionnellement dans les milieux naturels superficiels. L’essentiel de la silice dissoute est fixé par les organismes à test siliceux, qui constituent une étape obligatoire dans la genèse des roches siliceuses. Des sédiments siliceux d’origine strictement chimique s’observent dans certains lacs des régions chaudes où le ph des eaux dépasse 9 par suite d’une photosynthèse phytoplanctonique très élevée ; le quartz et certaines argiles sont partiellement dissous, la silice ainsi libérée dans les eaux atteint des teneurs élevées et peut précipiter en un gel de cristobalite (Ex. Lacs temporaires d’Australie). De même l’évaporation dans les lacs est-africains sous climat aride conduit à des eaux très alcalines et riches en silice (jusqu’à 2500 ppm) où précipite un silicate de sodium hydraté (la magadéïte).

117 Les organismes responsables de l’extraction de la silice dissoute dans les conditions naturelles comprennent principalement les Diatomées et les Radiolaires. Diatomées : algues unicellulaires surtout marines et planctoniques (Jurassique – Actuel)

118 Radiolaires : protozoaires exclusivement planctoniques et marins (Paléozoïque – Actuel)
C’est parce que ces organismes se développent surtout dans le plancton superficiel que la teneur en silice dissoute est particulièrement basse dans les eaux marines de surface.

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120 Dissolution de la silice dans les eaux superficielles
La silice fixée par les organismes est généralement peu stable. La sous-saturation des eaux superficielles entraîne, après la mort, une dissolution intense des tests, ce qui libère de l’acide « silicique » dans les eaux : SiO2 + H H4SiO4 La plus grande partie de la silice biogène est donc rapidement dissoute dans les eaux superficielles, où elle peut nourrir de nouvelles croissances de Diatomées et de Radiolaires.

121 Comme les eaux profondes sont moins sous-saturées en silice dissoute que les eaux de superficielles (moins d’organismes extracteurs de silice), et que la solubilité de la silice décroit lorsque la température diminue et que la profondeur augmente, la condition nécessaire à la fossilisation des tests siliceux réside dans leur transit jusqu’à des profondeurs d’eau au moins supérieures à 1000 m. Radiolaire Zone de dissolution intense Peu de dissolution en transit Dissolution croissante 1 3 4 5 6

122 Cette condition est réalisée lorsque la productivité de tests siliceux excède la dissolution dans les couches d’eau superficielles. Les tests siliceux parvenus à grande profondeur sont relativement bien conservés (absence de lysocline ou de niveau de compensation de la silice). Ainsi, les dépôts siliceux sont d’autant plus favorisés que la productivité est élevée et la profondeur d’eau importante ; c’est-à-dire dans les zones à upwelling où les apports en nitrates, phosphates, silice (éléments biolimitants) permet de stimuler l’activité biologique ; dans les zones profondes, loin des côtes où la productivité calcaire l’emporte.

123 Classification Les roches siliceuses biochimiques sont issues de l’activité des organismes à test siliceux. Elles sont formées en grande partie par l’accumulation primaire de microorganismes à test siliceux comme les radiolaires, les diatomées, les éponges siliceuses. Les Diatomites Ce sont des roches blanches, grises, verdâtres ou jaunâtres, légères (d = 1), à porosité très élevée, tendre (les seules roches rayables à l’ongle), au toucher rugueux désagréable. Elles sont formées essentiellement par l’accumulation de tests (frustules de Diatomées (algues unicellulaires siliceuses). Les Diatomées vivent aussi bien dans les eaux douces que salées ; il existe à la fois des Diatomites lacustres et marines. Actuellement des boues à diatomées se déposent dans toutes les mers, mais particulièrement dans les mers froides et au fond des grands fonds océaniques.

124 Diatomite

125 Les Radiolarites Ce sont des roches dans lesquelles la silice a été rapportée par les tests de Radiolaires. On retrouve la trace de ces organismes en lame mince, parfois bien conservés noyés dans un ciment de calcédoine ou de quartz microcristallin. Ce sont des roches compactes à cassure conchoïdale ; il en existe 3 types :

126 Jaspes : sont rouges, sombres et à éclat cireux ; la couleur rouge est due à des oxydes de fer. Les Radiolaires sont bien conservés dans ce type de ce roche. Le terme Jaspilite désigne des roches présentant des lits alternés de jaspe et d’hématite (appelées aussi BIQ ou BIF caractérisant le Précambrien), constituant les gisements de fer du lac supérieur au Canada et en Mauritanie (atmosphère appauvrie en oxygène) Lydiennes : ce sont des radiolarites entièrement noires ; leur matrice quartzeuse microcristalline est obscurcie par un pigment graphiteux. Les vestiges de radiolaires sont difficiles à identifier. Phtanites : ce sont des radiolarites fortement recristallisées en quartz, souvent colorées en vert pâle par de la chlorite.

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128 Jaspe poli

129 Jaspilites

130 Jaspilites

131 Lydienne

132 LA MATIERE ORGANIQUE La matière organique est un constituant fréquent des sédiments ; elle est le plus souvent présente en faible quantité : moins de 0,25 % de carbone organique en moyenne dans des dépôts du Pacifique ; de 0,25 à 0,5 % dans les divers bassins atlantiques ; de 0,5 à 1 % en Méditerranée. Pour s’accumuler en abondance et conduire à de véritables sédiments organiques, il faut : 1) une productivité organique élevée (plancton et apports terrigènes) 2) une bonne conservation de la matière organique, ou encore une soustraction rapide à l’oxydation grâce à l’enfouissement (vitesse élevée du dépôt)

133 + les schistes bitumineux (Permien) d’Amérique du nord ;
Dans les séries anciennes, des roches organiques s’observent à diverses époques : + Shales paléozoïques à graptolites ou goniatites d’Europe occidentale + Maroc et Mauritanie ; + le Houiller ; + les schistes bitumineux (Permien) d’Amérique du nord ; + les black shales crétacés du domaine atlantique… etc. Des éléments chimiques sont parfois piégés par la matière organique : Cu et Zn dans les « Kupferschiefer » du Permien, affleurant de la Pologne à l’Angleterre.

134 La conservation de la matière organique dans les mers et les grands lacs est due à l’appauvrissement des masses d’eau en oxygène. Elle correspond à deux situations principales : Stratification des eaux : Dans les bassins isolés ou de communication difficile avec la mer ouverte, les échanges entre masses d’eau de différentes profondeur s’effectuent mal. Il en résulte une stratification des couches d’eau et une relative stagnation. Ainsi, les eaux et sédiments superficiels, oxygénés passent rapidement en profondeur à des milieux anaérobies riches en H2S, où s’accumule la matière organique. Exemple : Mer noire

135 2) Couche à minimum d’oxygène
Dans certains bassins où l’activité planctonique élevée détermine une forte consommation d’oxygène, le renouvellement n’est normalement assuré que dans les couches superficielles, brassées par le vent et les courants. En dessous s’instaure une couche d’eau mal renouvelée, et donc déficitaire en oxygène, au contact de laquelle les sédiments sont réduits. Plus profondément encore, l’interface eau-sédiment redevient oxydante car l’activité planctonique est insuffisante pour que la consommation d’oxygène excède le renouvellement. Il résulte que des dépôts d’eau profonde peuvent être plus oxydés que les dépôts d’eau intermédiaire, et que les sédiments réducteurs peuvent se développer dans la zone de la couche à minimum d’oxygène (Exemple : Océan Indien Nord).

136 Les phosphates sédimentaires
Abondance du phosphore dans le monde vivant Le phosphore est un constituant essentiel de toutes les cellules vivantes dans lesquelles il se présente sous forme minérale ou organique. Dans les tissus osseux, le phosphore est présent sous forme minérale : phosphate calcique et pour 2 à 2,5 % de phosphate magnésien.

137 % Pondéral P2O5 CaO MgO Na2O K2O SiO2 CO2 F Cl Perte à 68°C Perte à 500°C OS d’une dent 28.58 37.56 0.72 0.99 0.07 0.04 3.48 0.08 39.00 50.93 0.35 0.94 0.037 0.01 2.08 0.32 2.12 2.80 Analyse partielle d’un os de bovin dégraissé et de l’émail d’une dent humaine

138 On le trouve aussi dans les tissus avec une teneur comprise entre quelques mg et plus d’un gramme de phosphate par kilogramme. Parmi les nombreuses formes organiques du phosphore présentes dans les cellules, il faut citer en premier lieu les acides nucléiques (unités élémentaires de la vie qui s’assemblent pour former les gènes et les chromosomes).

139 N’ayant pas de besoins comparables pour leur squelette, les plantes sont moins riches en phosphore ; elles en contiennent toutefois des quantités notables, jusqu’à 2% P2O5 de leur poids sec. Les végétaux marins ont des teneurs en P2O5 comparables ou supérieures dans le cas du phytoplancton. Les teneurs obtenues pour les cyanophycées varient ainsi de 0,5 à 1,12 % de la matière sèche, atteignant même 3,7 %. Des teneurs de 0,7 à 3 % ont été obtenues pour les diatomées et les dinoflagellés. Les bactéries ont une teneur moyenne sur matière sèche voisine de 7 %.

140 Le phosphore dans l’écorce terrestre
La teneur moyenne de l’écorce terrestre est estimée à 0,23 % P2O5. Elle est fortement influencée par celle des roches magmatiques les plus abondantes, dont la teneur moyenne varie de 0,16 à 0,42 %. Pour les roches sédimentaires diverses sources donnent les teneurs moyennes suivantes en P2O5 : Grès : 0,08 à 0 ,16 % Shales : 0,11 à 0,17 % Roches carbonatées : 0,03 à 0,07 % Dépôts des grands fonds : Carbonatés : 0,08 à 0,18 % Argileux : 0,14 à 0,33 % Siliceux : 0,13 à 0,27 % Parmi ces teneurs moyennes, les gisements sont des exceptions marquées car ils présentent des teneurs souvent comprises entre 100 et 150 fois la teneur moyenne de l’écorce terrestre.

141 Trois types de gisement sont exploités actuellement :
Les gisements sédimentaires sont les plus importants en nombre et volume. Les teneurs en place sont souvent supérieures à 20 et même 30 % P2O5. Les teneurs des gisements sédimentaires montrent ainsi des facteurs de concentration dépassant souvent 200 à 300 fois les teneurs moyennes des grès et des roches carbonatées. Les gisements d’origine magmatique sont associés à des complexes intrusifs alcalins dans lesquels les roches les plus fréquentes sont les syénites néphéliniques, les carbonatites, les ijolites et les pyroxénites. Ces gisements sont moins nombreux et souvent moins riches et moins gros que les gisements sédimentaires. Certains sont toutefois très importants comme celui de Khibiny (Russie), lié à un complexe annulaire à syénite néphéliniques, qui contient 1600 millions de tonnes de minerai à teneur moyenne de 18 % P2O5. Le gisement de Palabora en Afrique du sud, à teneur moyenne plus faible, montre des réserves non moins importantes d’apatite associée à une intrusion de carbonatite dans une pyroxénite.

142 Les guanos présentent des réserves plus faibles, mais loin d’être négligeables. Les gisements les plus importants sont dus à des oiseaux de mer dont les déjections qui contiennent environ 4 % P2O5 réagissent avec la roche qui leur sert de support. Lorsque cette roche est calcaire, le phosphate de calcium qui se forme, comparable aux phosphates sédimentaires, peut être suffisamment riche et abondant pour donner des gisements exploitables : l’île Nauru de l’océan Pacifique avec 90 millions de réserves de minerai à 39 %, l’île Christmas, dans l’océan Indien avec 200 millions de tonnes à 23 – 27 % P2O5. Par un mécanisme semblable, les déjections de chauve-souris peuvent aussi être la source d’accumulations de phosphates à fortes teneurs dans les grottes. Les réserves de minerai ainsi formées sont toutefois beaucoup moins élevées (quelques dizaines de milliers de tonnes de minerai à teneurs comprises entre 15 et 40 % P2O5.

143 Pétrographie des phosphates sédimentaires
Les phosphates sédimentaires présentent des aspects très variés qui les rendent souvent difficiles à reconnaitre macroscopiquement. Ils peuvent être formés de grains de différentes tailles, de nodules, de coprolithes, de débris d’os, de dents ou de fossiles divers plus ou moins complètement épigénisés en phosphate, etc.

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151 Nomenclature On appelle phosphorites, une roche sédimentaire composée en majorité de minéraux phosphatés. Dans ces conditions, on ne peut utiliser le terme phosphorite que pour les roches à teneur en P2O5 supérieure ou égale à 18 %. Si la teneur est inférieure à 18 %, la nomenclature pétrographique à utiliser en premier lieu est celle qui concerne la fraction non phosphatée( par exemple : grès phosphaté, argile phosphatée ou encore calcaire phosphaté, etc.). Dans une phosphorite, la phase non phosphatée est appelée traditionnellement endogangue lorsqu’elle est située à l’intérieur des grains, nodules ou autres éléments figurés phosphatés, et exogangue lorsqu’elle est située à l’extérieur.

152 Dans la très grande majorité des cas, le phosphate se présente dans les gisements sous forme d’éléments figurés de la taille des arénites. La plupart des minerais sont donc des roches à éléments phosphatés de la taille des arénites. Ces grains sont généralement arrondis ; ils montrent une grande variété de présentation par les différences de texture de leur fraction phosphatée et de la nature de leur endogangue.

153 Minéralogie des phosphates sédimentaires
Les phosphates naturels comprennent plus de 200 espèces minéralogiques. Mais les plus abondamment répandus appartiennent à la famille de l’apatite. Dans les roches magmatiques, l’apatite la plus fréquente est la fluorapatite de formule Ca10 (PO4)6 F2 dans laquelle le fluor peut être remplacée partiellement par OH ou par Cl qui peut éventuellement dominer pour former la chlorapatite. Les phosphates des dépôts sédimentaires sont cryptocristallins. Les minéraux phosphatés correspondants sont également voisins de la fluorapatite mais ils diffèrent dans la plupart des cas par tout un ensemble de substitutions isomorphiques partielles.

154 Substitutions principales des apatites
La substitution la plus marquée dans les apatites sédimentaires est celle de PO4 par CO3. L’introduction d’ions de fluor supplémentaires contribue à préserver la neutralité électrique du cristal. Le minéral le plus fréquent est ainsi la carbonate-fluorapatite, ou francolite, dont la formule structurale simplifiée est : Ca10 [(PO4)6-x (CO3) x] F2+ε Une autre substitution fréquente dans les apatites sédimentaires est celle de Ca2+ par Na+ et Mg2+. Le remplacement partiel de F par OH est assez fréquent aussi dans les apatites sédimentaires. Son importance est variable ; lorsque la teneur en F est < 1 %, l’apatite est appelée Dahllite, ou carbonate hydroxylapatite dont la formule structurale peut s’écrire : Ca10 [(PO4)6-x (CO3, OH) x] ( F , OH )2 Elle constitue la fraction minérale des os et des dents

155 Autres substitutions possibles
Le réseau des apatites sédimentaires permet encore de nombreuses autres substitutions, généralement plus discrètes que les précédentes. Ainsi : Ca peut être remplacé par Na, Ma, Sr, K, U, Th, Terres rares, etc. PO4 par CO3, SO4, SiO4, VO4, etc. F par Cl, OH

156 Un des caractères essentiels des gisements de phosphates est qu’ils ne sont pas répartis au hasard, aussi bien dans l’espace que dans le temps. Pré.Cambrien Permien Cambrien Crétacé. Sup Eocène Mio-Pliocène 10 11 tonnes P205 Inde, chine du N, Haute volta, Nigéria Russie, Mongolie, Chine du S, Vietnam, Australie Phosphoria formation (Rocheuses) Méditerrannée - Atlantique Pérou, Chili, Namibie (phosphates actuels) Les phosphates apparaissent, en grandes quantités, à certaines époques et à chacune de ces époques dans les mêmes zones géographiques, où ce sont réunies des conditions favorables (paléogéographiques, géochimiques, etc.).

157 Phosphates en Afrique mésogéenne
Ils s’étalent du Turonien au Lutétien : Apparaissent d’abord en Turquie au Turonien et plus tardivement au Togo-Bénin au Lutétien. Au Maroc, les premiers niveaux de phosphates sont apparus au Maastrichtien, alors qu’ils sont apparus un peu plus tôt en Tunisie et au Moyen Orient et plus tard au Sénégal. Tous ces gisements présentent des caractères semblables : paléogéographiques, géochimiques, minéralogiques, pétrographiques, etc.

158 Un des caractères essentiels de ces gisements, c’est qu’ils se soient formés dans des golfes marins peu profonds, s’avançant loin dans les continents ; il s’agit en fait de continents plats Les séries phosphatées sont condensées (réduites du point de vue épaisseur). La série phosphatée marocaine a une épaisseur moyenne de 40 m ; et elle s’est déposée sur une période de plus de 25 millions d’années. Du point de vue lithologique, les séries phosphatées sont des séries alternées dans lesquelles se succèdent des phosphorites, des carbonates (calcaires et surtout dolomies, des cherts (roches siliceuses diverses). Il n’ ya pratiquement pas de roches détritiques. Ceci est en accord avec l’absence de reliefs (continent plat). Ce qui témoigne aussi de l’aridité de l’arrière pays (pas de ruissellement et donc pas d’apports détritiques.

159 Tous ces gisements sont formés du même minéral : Carbonate fluorapatite. Le minéral le plus commun contient 4 % de fluor, de 4 à 6 % de CO2. Les phosphates sont généralement des roches noires (sombres) à cause de la présence de la matière organique. A l’affleurement, la matière organique est détruite et les roches deviennent claires. Les teneurs en carbone organique varient de % à parfois environ 10 % . On note aussi la présence de microorganismes dans un très bon état de conservation. Il s’agit essentiellement de kystes de dinoflagellés. D’autres organismes tels que les diatomées sont présents mais en mauvais état de conservation. On note aussi la présence de de traces d’organismes de faible profondeur : poissons, tortues, crocodiles, etc.

160 En étudiant la matière organique des phosphates, on a constaté qu’elle a un potentiel pétroligène très élevé (rapports C/H élevé et O/C faible). Elle a les mêmes caractéristiques que celles des roches mères pétrolières. Mais cette matière organique est encore immature ; elle n’a pas connu de diagenèse d’enfouissement. Ceci témoigne d’une relation certaine entre la matière organique et les phosphates d’un côté, et sur l’origine diagénétique précoce du phosphate de l’autre.

161 Du point de vue géochimique, on trouve toujours l’association entre les éléments V, Ni, Cr et Zn dans tous les gisements de phosphate ; même dans les gisements altérés où toute la matière organique est détruite. Ces 4 éléments sont constants et communs dans la matière organique sédimentaire (éléments organophiles). Cette association témoigne donc du rôle joué par la matière organique dans ce type de dépôt.

162 Elaboration d’un modèle génétique permettant d’expliquer les phénomènes observés
Les gisements de phosphate sont généralement des gisements de marge continentale stable, se formant dans des golfes marins peu profonds. Le climat est semi-aride. L’arrière pays est plat et il n’ya pratiquement pas de ruissellement. Les reconstitutions paléogéographiques des gisements de phosphate de différentes époques géologiques ont montré que ces gisements se sont formés à des latitudes faibles ( < 40° ). Sous ces latitudes, les upwelling sont actifs et permettent le développement d’une intense activité biologique grâce à l’apport du phosphore apporté des profondeurs océaniques. L’existence de ces upwelling expliquerait aussi l’aridité de l’arrière pays.

163 L’intense activité biologique permet le dépôt de niveaux riches en matière organique où le phosphore est piégé. Lorsque la matière organique est détruite, le phosphore est remis en solution. Dans la genèse des phosphorites, plusieurs choses à considérer : 1- Apport et piégeage du phosphore Dans les eaux naturelles, les teneurs en phosphore sont faibles, au même titre que la silice, puisque ces éléments sont des biolimitants. Ainsi, on ne peut pas précipiter l’apatite par voie purement chimique.

164 Le meilleur moyen qu’on connaît pour piéger le phosphore, est l’activité biologique. Il faut donc une intense activité biologique pour piéger les énormes quantités de phosphore nécessaires à la formation des gisements, d’où la nécessité de l’apport du phosphore apporté des profondeurs océaniques par les courants ascendants. Ainsi, d’énormes quantités de phosphore se trouvent piégées dans les dépôts riches en matière organique formés dans ces zones. 2- Genèse de l’apatite Elle ne peut se faire que par destruction de la matière organique qui provoque la libération du phosphore, qui va s’associer au calcium pour former l’apatite.

165 C’est donc au cours de la diagenèse précoce (synsédimentaire), dans le dépôt organique où les eaux interstitielles sont riches en phosphore, que l’apatite prend naissance. 3- Genèse du gisement Il s’agit de concentrer l’apatite formée dans la vase riche en matière organique, au sein de niveaux riches en phosphate. Cette concentration, généralement mécanique, se fait par tout un système de vannage qui va entrainer un tri minéralogique qui va dans des cas provoquer un classement granulométrique. Ceci va donc conduire à une zone de concentration de phosphate.

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