Dernière mise à jour : 07-Jan-2006
Nous sommes le 21-08-2008 ; il est 18:05 .
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BGU 12,
La Stratigraphie.
I\ Objets et processus sédimentaires.
A\ La stratigraphie et ses objectifs.
La stratigraphie : étude des strates car c’est là qu’est inscrite l’histoire de la Terre. Il y a enregistrement des évènements. C’est une vieille science datant de l’Egypte ancienne.
Le premier réel stratigraphe a été Stenon, au 17ème siècle.
La stratigraphie a commencé par des études fossilifères mais des éléments géologiques ont laissé des traces dans les couches (érosion de montagne, morènes de glaciation). Ceci a permis la fourniture d’archives pour le géologue. La stratigraphie se fait par observation et description de l’objet géologique. On va ensuite considérer toutes les caractéristiques de l’objet comme preuves de l’évènement.
Le but de ces recherches est de retrouver quels étaient les paysages qui se sont succédés au cours du temps. Pour pouvoir pratiquer correctement la stratigraphie, il y a : - nécessité de savoir utiliser les ressources et les propriétés du globe ; - utilisation du principe d’actualisme : on retrouve les mêmes lois dans le passé qu’à l’actuel. On a besoin de comprendre l’actuel pour pouvoir comprendre le passé. Toutefois, on a des changements irréversibles de paysages. Il n’y a pas d’homologie entre les paysages anciens et les paysages actuels.
Debyser : « le présent est la clé mais pas la réplique du passé ». Le monde minéral subit des transformations qui évoluent (formation d’îles par volcanisme ; disparition d’îles ; effondrements ; pluie ; comblement de lacs). Les transformations sont des retours à l’équilibre, avec de nouvelles conditions.
Il y a besoin de repérage dans le temps. Pour cela, on retrouve une base de chronologie dans les objets étudiés : - chronologie absolue : exprimée par des durées chiffrées en millions d’années ; - chronologie relative : classement des phénomènes dans l’ordre de leur déroulement (la plus employée).
Les observations et les analyses sur une coupe permettent : - une observation directe visible grâce aux affleurements naturels ou artificiels ; - une observation directe invisible grâce aux grottes ; - une observation invisible (forages).
On va établir des chronologies de dépôts (lacunes de sédimentation, etc.…) grâce aux évènements tectoniques. L’interprétation des dépôts permettra de reconstituer le paysage à diverses échelles. La reconstitution de paysages anciens, aux différents moments de l’histoire du globe constitue la paléogéographie.
B\ L’épiderme sédimentaire.
Le globe est un énorme édifice ou seuls quelques kilomètres sont directement observables : la croûte. Cette croûte mesure entre 80 et 150 kilomètres de hauteur et représente en réalité la lithosphère. L’épiderme sédimentaire se situe dans des dépressions ou des cuvettes avec un socle ou substratum On pourra trouver des bassins océaniques, intracontinentaux, épicontinentaux ou anciens.
Exemple du bassin parisien. On va étudier un fragment régional de bassin sédimentaire. C’est un assemblage complexe de plusieurs formations géologiques ne se disposant pas n’importe comment. L’emboîtement sera plus ou moins horizontal.
Les couches sont obliques les une par rapport aux autres avec des compositions particulières. Il y a passage de roche, de formation par changement d’architecture.
Dans le cas où la roche est du grès (agrégats de nombreux grains) on trouvera chaque grain qui est un assemblage ordonné d’éléments chimiques. A chaque niveau d’organisation, l’architecture change. Le processus de structuration doit obligatoirement se dérouler en endergonie (apport par énergie chimique, gravitationnelle, ou la chaleur).
C\ Processus générateurs de sédiments.
Les processus chimiques ou mécaniques agissent dans les conditions de température et de pression de la surface. Pour la formation du cristal de calcite, de l’atome au minéral, les éléments Ca et O doivent s’associer selon un schéma précis avec les liaisons voulues. Le phénomène se déroule en fonction de la température, de la pression, de l’agitation, de la concentration en ions
Le passage d’un paysage à un autre se fait par actions mécaniques, chimiques, biologiques…
D\ « Paysages sédimentaires » naturels et environnements géotectoniques.
Lois de comportement de la matière
Dans un environnement donné, on a formation d’objets sédimentaires particuliers. En observant les objets et en connaissant les lois, on peut ainsi reconstituer le paysage. Même sous des conditions identiques, les objets (et donc les paysages) peuvent être différents (il y a intervention de facteurs tectoniques). La tectonique est régie par les lois de la géodynamique interne.
Les facteurs tectoniques, selon qu’ils donnent une convergence ou une divergence vont provoquer des mouvements vers le haut ou vers le bas. Les failles vont permettre la création de reliefs (composition par rapport à la taille des éléments). En passant sur le continent, le poids provoque une subsidence et ainsi, une descente du niveau.
Dans les marges actives, on observe des déformations synsédimentaires : qui modifient donc les sédiments (on les retrouve par exemple dans les prismes d’accrétion).
E\ Evolution des environnements sédimentaires : comblements et subsidence.
Les dépôts sont conditionnés par l’environnement. En milieux continentaux, on pourra trouver : - un milieu glaciaire, - un milieu de piémont, - un milieu fluviatile, - un milieu lacustre, - un milieu éolien. En milieu transitionnel, on pourra trouver : - un milieu littoral, - un milieu récifal, - un milieu de delta ou de fan delta. En milieu marin, on pourra trouver : - un milieu de pente (ou talus), - un milieu avec cône sous-marin, - un milieu de plaine abyssale.
Sur cet exemple, on peut voir une lagune de grande étendue mais de faible profondeur. Celle–ci a une relation épisodique avec la mer. Quand la lagune s’isole de la mer, il va y avoir évaporation puis précipitation et formation de cristaux. Les précipitations se font dans l’ordre inverse de la solubilité On pourra faire une évaluation verticale de l’environnement.
Ce schéma représente le cas de torrents qui viennent se jeter dans des lacs ou bien dans la mer. On trouve trois types de dépôts caractérisant ce transport : un dépôt de galets, puis de sable et finalement un dépôt de boues. Il y a évolution latérale des dépôts qui entraîne une évolution latérale des paysages.
Les caractéristiques de l’environnement du milieu sont de trois principaux types : lithologiques, structurales et biologiques. Les caractéristiques lithologiques et structurales permettent de comprendre le faciès. Ce sont ces caractéristiques qui étaient principalement utilisées par Stenon en 1869 mais c’est Gresty qui au même moment a remis ce terme au goût du jour car pour une même coupe, en différents points, il y a « changement de passage ». Prévost avait remarqué que les couches d’âges différents pouvaient avoir le même faciès.
Au début, le faciès était uniquement descriptif. Maintenant, il est utilisé de manière informative, interprétative. On a des variations verticales de faciès pour le schéma n°8 et des variations horizontales de faciès pour le schéma n°9.
Schéma fonctionnant avec le schéma n°8. S’il n’y a pas d’évolution, il y a comblement quelque part. Toutefois, on observe quatre séquences sans comblement. On suppose alors qu’il y a eu passage de la mer au-dessus de la lagune (transgression) et subsidence.
Schéma fonctionnant avec le schéma n°9. L’avancée des sédiments ne provoque pas de blocage. Il y a discontinuité par montée du niveau marin. On trouvera aussi de la subsidence.
L’empilement de sédiments sur une longue période ne se fait que s’il y a création d’un espace disponible à la sédimentation. La création de l’espace se fait par la tectonique, par le niveau des mers, selon les apports sédimentaires.
F\ Cycles climatiques, tectoniques, eustatiques.
Les processus s’enchaînent dans un ordre déterminé : les séquences se répètent : on obtient un rythme ou cycle sédimentaire. Les cycles ont divers niveaux d’organisation. Comme exemple de facteurs, on va trouver : le climat, la tectonique, l’eustatisme. Ces trois éléments ont influence sur le niveau relatif des mers et donc de l’espace disponible.
1\ Les cycles climatiques.
Il va y avoir alternance de périodes froides et chaudes qui est enregistrée dans les dépôts : on obtient des dépôts cycliques. Ces cycles sont observables à différentes échelles (exemple : cycle saisonnier, annuel, régional). A l’échelle globale, on citera le cycle planétaire (du aux variations orbitales, comme le cycle de Milankovitch).
Lors des glaciations, l’eau est prise par les calottes glacières ce qui fait chuter le niveau marin : on a un faible espace de sédimentation. Un retour normal se ferait par la fonte de cette glace en surplus aux calottes. Ceci entraînerait une remontée du niveau marin et donc une augmentation de l’espace de sédimentation.
2\ Les cycles tectoniques.
La tectonique contrôle la quantité et les types de sédiments qui se déposent. Cette tectonique va provoquer des compressions ou bien des distentions de la croûte continentale et pouvoir provoquer des cycles régionaux ou bien globaux.
Comme exemple de cycle orogénique, on peut citer la formation de montagnes (de reliefs) qui vont entraîner le changement de volume des bassins océaniques et donc changer le niveau relatif de la mer.
3\ Les cycles eustatiques.
Les cycles eustatiques correspondent au changement du niveau absolu de l’ensemble des mers. Pour que ces cycles se produisent, il y a plusieurs possibilités : - la tectonique des plaques, - la fluctuation de volume des calottes glacières, - variation du taux d’expansion des dorsales océaniques qui contrôlent le volume des bassins océaniques.
Dans la partie haute du schéma, on observe une phase de transgression alors que dans la partie basse, c’est une régression. Localement, la profondeur d’eau dépend des apports sédimentaires et de la tectonique locale. L’élévation ou l’affaissement du fond du bassin peut amplifier, annuler ou inverser les effets de l’eustatisme. La vitesse de ces mouvements est extrêmement lente. La sédimentation par accumulation des sédiments sur le fond des bassins entraîne une réduction de la profondeur d’eau (sédimentation lente).
Le changement du niveau marin dépend localement des trois facteurs. Selon Vail, la variation du facteur eustatisme est déterminante dans les changements du niveau marin.
En comparant la valeur relative des marges continentales, Vail a été frappé des similitudes
En pointillés, on représente les cycles majeurs. Deux transgressions sont séparées par une régression. Ces deux cycles sont expliqués par la tectonique des plaques (dislocation des continents ; apparition des océans avec dorsale). Au Permien Trias, il y a réunion des continents.
Selon Sloss, les cycles de deuxième ordre sont de grandes transgression ou régressions dues à des changements globaux du niveau marin ; par exemple, à cause de subsidence fortes exercées sur un craton.
4\ Les cycles de troisième ordre.
Ces cycles durent de 1 à 10 millions d’années et provoquent des controverses entre géologues car il y a des manques de précisions. Ces cycles sont dus à la flexure crustale ou au changement de forme du géoïde. Ces cycles montrent leur importance par des manifestations sédimentologiques (utilisation de sédiments comme unité de base pour la stratigraphie séquentielle).
5\ Les cycle de 4ème ou 5ème ordre : cycles courts.
Ces cycles sont compatibles avec les perturbations climatiques de type Milankovitch. Ils fonctionnent bien avec les terrains du quaternaire.
Les cycles sont décelables à différents niveaux : ils sont séparés par des discordances que l’on essaye de dater.
II\ Jalonnement du temps dans l’épiderme sédimentaire ; corrélation stratigraphique.
A\ Principes de la stratigraphie ; Jalonnement de surfaces isochrones par tephrochronologie, chimiostratigraphie, magnétostratigraphie, biostratigraphie. Evaluation des durées : radiochronologie.
On a des enregistrements des évènements mais pas de la date des évènements. Le problème est de retrouver la date de l’évènement à cause des interférences.
1\ Principe de superposition.
Les couches se déposent les unes sur les autres. Les plus anciennes sont à la base et les plus récentes sont au sommet. La mise en place s’est faite par accrétion verticale.
Dans les alluvions, les terrains présentent une organisation différente. Les terrains les plus récents sont près de la rivière (même à l’intérieur), en position basse. En B, on voit la formation d’un pli avec érosion.
L’observation des ensembles sédimentaires superposés permet de classer les paysages qui se sont succédés au cours du temps. Les surfaces séparant les faciès différents sont appelées : « surface faciès ». Sur le document A, on est dans un milieu de basse énergie pour les dépôts. Ces dépôts vont s’accroître de bas en haut. Les surfaces faciès correspondent à des surfaces temps : ce sont des « isochrones » (des moments précis du passé).
2\ Principe de relation de cause à effet.
Les évènements les plus jeunes affectent les éléments les plus vieux. Dans les cases D et C, on observe respectivement un terrier postérieur au dépôt sédimentaire et une faille postérieure au dépôt sédimentaire.
3\ Principe de Système évolutif.
La luminosité et la couleur d’une étoile varient au cours du temps selon un schéma visible. Le rapport des deux facteurs va permettre à l’astronome de déterminer l’âge de l’astre étudié. Pour le stratigraphe, le système le plus représentatif est la biosphère : les organismes ont évolués en se complexifiant et en se diversifiant (les fossiles en sont les témoins). Les fossiles sont des repères pour la chronologie relative.
4\ Principe de l’effet accumulé.
On va observer l’accumulation des ravages supportés par l’objet. On se base sur les isotopes radioactifs dans les matériaux : on fait le rapport parent/fils. Les rapports permettent la détermination de l’âge.
5\ Principe de l’effet du système cyclique.
Aujourd’hui, la mesure du temps se fait par des mesures cycliques : un an correspond à une rotation complète de la Terre autour du Soleil et un jour correspond à la rotation complète de la Terre sur elle-même. Les sédiments peuvent enregistrer l’horloge cosmique dans certaines de leur structure ou de leur constituants minéraux. On pourra trouver des cycles journaliers, des cycles dus aux marées, des cycles annuels… des cycles plus ou moins longs (10 000ans).
6\ Principe de la continuité latérale.
Une couche sédimentaire est définie par un faciès donné et est limitée par un plancher et un toit. Elle est de même age en tous points : couche isochrone. On peut ainsi réaliser des corrélations entre les affleurements et les forages. L’usage de ce principe est principalement local ou régional.
Le départ, sur la plate forme, est détritique. Les particules sont soumises à la gravité et à la force de traction du courant. Le dépôt se fait selon la compétence et la formation de prismes sédimentaires se juxtaposant les uns aux autres en formant une nappe de remblayage (de dépôts). Cette nappe est constituée de trois couches (boue, sable et galets) qui donnent une surface de faciès oblique par rapport aux surfaces temps. Il y a progradation ou accrétion latérale quand la nappe se développe vers le bassin.
En D, on a trois faciès dont les limites sont obliques par rapport aux surfaces temps. Il y a utilisation des discontinuités pour corréler tout ça : on a des terrains du même âge. En E : Pour faire la corrélation, on a besoin de surfaces temps (ou surface isochrones)
On a un paysage non figé sur ce schéma. Il y a transgression par élévation du niveau marin. La surface actuelle est une surface temps, pas une surface faciès. Ici, les surfaces sont limites par rapport à la surface temps.
L’empilement vertical des faciès reflète leur juxtaposition latérale. Sur une même verticale se superposent des terrains qui au moment de leur dépôt se trouvaient cote à cote. L’évolution du temps géologique, les corrélations entre séries éloignées sont des problèmes que le géologue doit résoudre : il y a besoin d’objets marqueurs relatifs du temps.
Ici, les surfaces isochrones sont dues à des évènements géologiques qui perturbent le milieu et qui permet d’avoir une valeur globale des marqueurs biologiques.
Tephrachronologie : utilisation des niveaux de cendres volcaniques comme marqueurs d’évènements. Lors d’épisodes du volcanisme explosif, des cendres vont être éjectées en haute atmosphère et sous l’action des vents dominants, peuvent recouvrir de vastes étendues.
On peut avoir des cinérites pour pouvoir dater certains évènements.
Dans certains bassins houillers, les cinérites ont permis de faire des corrélations entre des bassins éloignés les uns des autres. Les cendres permettent d’avoir des dépôts de même âge même si l’on se trouve dans des milieux différents.
On peut également faire des corrélations entre les deux carottes du schéma I grâce aux niveaux de cendres. Ces carottes ont une échelle différente mais ont va pouvoir les aligner grâce aux niveaux de cendres. Remarque : les numéros correspondent aux étages isotopiques. La couche de cendres provenant d’une même éruption montrera la même date et formera donc une surface isochrone. Le volcanisme explosif est un grand indicateur de temps car il a une grande valeur stratigraphique grâce à sa répartition globale.
Chimiostratigraphie : Cette méthode est utilisée plus tard, pour des milieux de sédimentation. La composition du milieu peut être considérée comme homogène à l’échelle géologique pour un instant donné. Toutefois, il va y avoir des variations physiques et chimiques de l’eau au cours du temps, qui seront fossilisés dans les sédiments. Ces variations ont donc une valeur globale et peuvent servir de marqueurs stratigraphiques. Des observations montrent des variations synchrones de la teneur en certains éléments chimiques. Des observations montrent que les sédiments du quaternaire et du néogène présentent des variations synchrones de leur teneur en certains éléments chimiques. On pourra étudier le carbone et ses rapports isotopiques
Les fluctuations, si elles sont uniques, réversibles ou pas, et qu’elles se distinguent nettement du signal moyen, montrent des modifications géochimiques. Certains éléments chimiques, en traces dans les sédiments, peuvent présenter momentanément des teneurs exceptionnelles et servent ainsi de marqueurs.
Par exemple, la teneur en iridium lors de la crise crétacé/tertiaire montre des variations intéressantes. Au crétacé supérieur, on trouve une forte concentration en iridium qui forme une surface isochrone.
Magnétostratigraphie. Le magnétisme est assimilé à ce que ferait un dipôle. Selon les temps chronologiques, on a une inversion des pôles magnétiques. Un champ de polarité normale aura la même direction que le champ actuel et un même sens. Un champ de polarité inverse aura la même direction mais un sens opposé. Les inversions sont enregistrées dans les roches magmatiques et les sédiments ferromagnésiens. Les particules s’orientent sans l’action du champs magnétique terrestre : il y a fossilisation du champs au moment du dépôt. On parle d’aimantation rémanente. Cette fossilisation du champ magnétique permet ainsi de révéler ses inversions de polarité. Le temps que met une inversion pour se réaliser est de courte durée : on trouvera donc une faible épaisseur de dépôt. Toutefois, l’horizon ainsi formé donne un repère d’extension mondiale (surface isochrone). Ces surfaces vont être datées par radiométrie.
En général, la méthode de datation est réalisée avec le couple Potassium/Argon. Chaque période a les mêmes propriétés et forme une magnétozone.
Dans une magnétozone, on peut avoir des sous-magnétozones. La première échelle d’inversions magnétiques est due à Cox, en 1963. Elle a été établie pour les 7 derniers millions d’années. Elle a ensuite été mise au point pour le tertiaire, etc.… Pour les études magnéto-stratigraphiques, on repère sue l’affleurement les différentes inversions, puis, on les compare avec l’échelle standard. Sur les deux forages que l’on compare, l’échelle est différente. On va ainsi devoir corréler les forages dans l’absolue pour pouvoir les dater bien qu’il y ait des différences de sédimentation. Les études magnéto-stratigraphiques sont prometteuses quand elles sont menées avec la biostratigraphie et la radiométrie.
7\ Evènements biologiques, extinctions en masse.
L’évolution du monde vivant n’est pas régulière. On trouve des périodes de crises qui alternent avec des périodes de calme. Une vue d’ensemble de l’évolution de la biosphère montre une succession de crises biologiques.
Quand les mouvements se font sur toute la surface, on peut penser que les évènements relatifs sont à conséquences globales. Les périodes d’expansions sont des marqueurs globaux. Pour qu’une extinction soit considérée comme une extinction en masse, il faut qu’un grand nombre de taxons disparaisse, malgré leur divers mode de vie. Cette crise doit être brève, de quelques jours à 1 voir 2 millions d’années. Elle doit se ressentir à l’échelle globale.
Les causes supposées de cette crise peuvent être : - d’une origine extra-terrestre : le météoritisme, - d’une origine terrestre : un volcanisme de grande ampleur, - une origine eustatique à cause de la tectonique des plaques (l’expansion des dorsales), - une variation climatique (température, salinité, anoxie). Il y a toujours avant et après l’évènement. D’habitude on donne l’âge à l’évènement pour déterminer la durée.
La durée du temps : un intervalle de temps est difficile à mesurer en géologie. Il peut être matérialisé par une épaisseur de sédiments, mais le taux de sédimentation est trop variable, sans compter les périodes de non dépôt. Généralement, ces périodes de non dépôt sont beaucoup plus longues que celles de sédimentation (
On observe sur ce schéma les relations du défilement du temps dans les différentes coupes. On va effectuer une datation des limites progressives. Après la diagenèse, il va y avoir une diminution d’épaisseur. Dans les forages, on voit des limites progressives qui forment les limites de strates. Entre S2 et S4 on observe une surface d’érosion. La couche S2 est considérée comme une roche. Dans le cas d’affleurements, on trouvera les roches dures en relief et les roches tendres en creux.
On trouve une succession avec des limites de faciès. En tenant compte du temps, on trouve des dépôts discontinus et des dépôts continus. La couche 3 est mince en A mais grosse en B, ce qui fait penser à une sédimentation forte. Pour la couche 4, on une sédimentation rapide.
Radiochronologie isotopique : Cette méthode de datation donne des chiffres. On va situer un objet par rapport au présent. A partir d’un élément déterminé on pourra en trouver différentes formes à cause du nombre différent de neutrons. Les isotopes ont des propriétés physiques et chimiques à peu près équivalentes. Certains isotopes sont stables, d’autres sont instables (radioactifs). Les éléments radioactifs subissent au cours du temps une désintégration nucléaire progressive pour donner une forme stable ou radiogénique. La transformation se fait par émission de particules α et β ou encore des rayonnements γ. Par exemple, le rubidium 87Rb donne 87St+β. Pour les mêmes atomes, la vitesse est invariante : c’est donc un chronomètre géologique.
Un élément père, instable, donne un élément fils stable et ainsi, le nombre d’éléments radioactifs diminue au cours du temps. Le but de toutes ces expériences est de trouver quand s’est formé le minéral étudié. δN = No – Nr δN = -λNoΔt (λ est la période; Δt est l’age du minéral en question) t = 1/λ*ln(No/Nt) T= 1/λ*ln(Nt/Nt+1) = 1/λ * ln2
Selon la période, il faut choisir l’élément qui nous intéresse, en fonction de l’âge espéré. Les résultats doivent être utilisés avec de grandes précautions. Le choix de la constante de désintégration pose des problèmes : on se demande si elle est constante depuis la formation de la Terre. Le système cristallin fermé dès la cristallisation du minéral permet de ne pas avoir d’échanges avec les fluides interstitiels. Pour les roches sédimentaires, la formation des minéraux a lieu pendant la formation de la roche ou bien, leur formation est antérieure : il faut bien faire attention à ne pas dater la roche mère. De plus, la datation se fait sur de petites quantités de minéraux.
Cette méthode a été utilisée pour dater l’âge de la Terre, pour faire des esquisses de chronologie du pré cambrien, pour préciser à un siècle près les datations du quaternaire (avec le carbone 14) et pour dater des limites de divisions du phanérozoïque. La première échelle est due à M. Holmes en 1932. Elle n’a provoqué aucun bouleversement des limites déjà établies.
B\ Corrélations stratigraphiques : lithostratigraphie, rythmes et analyses séquentielles ; biostratigraphie.
La stratigraphie relative et la stratigraphie absolue permettent d’établir des corrélations entre divers objets géologiques.
1\ La lithostratigraphie.
La lithostratigraphie étudie les caractères lithologiques des ensembles rocheux et de leur organisation. Dans cette approche, les fossiles présents sont considérés comme des particules servant à définir les roches (exemple : « calcaire à alvéolines »). Cette stratigraphie constitue le fondement de la géologie descriptive. Elle est à la base des levés de terrain, de la représentation et de la formation de cartes géologiques. La stratigraphie est l’élément de référence de l’histoire géologique, la formation en étant l’unité de base. La formation a une histoire géologique régionale. C’est l’unité stratigraphique fondamentale pour décrire et interpréter la géologie d’une région. C’est un paramètre cartographiable.
Les formations s’associent en groupe. Une formation se divise en membres eux-mêmes subdivisés en strates (et/ou en couche). La nomenclature est soumise à des lois internationales. La formation est caractérisée par des caractères lithologiques particuliers suivis par le nom du lieu où elle est la plus caractéristique. Les formations ont des limites non isochrones. On ne retrouve pas tous les membres partout pareil. La succession des unités lithostratigraphiques pourra constituer une échelle lithostratigraphique régionale dans une région donnée.
2\ Rythmes et analyses séquentielles.
Sur ce schéma, on observe une suite de couches concordantes de faciès concordants. Les différentes couches sont reliées les unes aux autres et ont des significations environnementales. Le grano-classement indique que les dépôts se sont faits dans un milieu où l’énergie varie progressivement. Ces suites de faciès forment une séquence de faciès. Ce n’est pas une superposition quelconque de termes lithologiques mais un ensemble vertical qui montre l’évolution progressive d’un environnement au cours du temps. Généralement, les séquences sont délimitées par une discontinuité qui traduit un changement environnemental brutal. Les discontinuités sont observables grave aux surfaces d’érosion ou par des surfaces de non dépôts.
Delfaud, en 1972 a proposé la notion de séquence virtuelle, basée sur la succession la plus simple de tous les termes lithologiques caractéristiques d’un milieu donné et d’une évolution progressive particulière.
Séquence positive : sédimentation détritique à la base, sédimentation chimique au sommet. On passe des plus gros grains aux petits grains. Séquence négative : on passe des plus petits grains aux gros grains.
On observe en a une diminution de l’énergie du milieu, caractéristique des dépôts turbiditiques par la gravité (talus et glacis) ; les dépôts se faisant rapidement grâce à des courants. L’épaisseur de la séquence est sans rapport avec le temps. Cette épaisseur dépend de la quantité de matériel mobilisé. La répartition théorique verticale et horizontale est appelée « modèle de faciès » et sert pour la reconstitution du paysage et son évolution. La reconstitution va être établie par comparaison des dépôts anciens et actuels.
On observe l’exemple d’un deap-sea-fan. La plate forme et le talus sont entaillés par un canyon qui forme ensuite un cône de déjection. Le canyon est une zone d’érosion et de transport. Le bas talus est une zone de sédimentation importante. Le chenal défini par le canyon, en arrivant en bas du talus, va donner plusieurs chenaux avec des cônes et des lobes de dépôts.
Ici, l’épaisseur des sédiments diminue d’amont en aval. Pour une période de temps équivalente, on a des épaisseurs différentes. La répartition latérale de faciès montre : - une zone supérieure (le cône interne) : on trouve des bancs épais, massifs, discontinus à base érosive. Ces bancs sont constitués de blocs et de galets à la base puis de sables à graviers et enfin de sables (granulométrie décroissante en allant vers le haut), - une zone moyenne : les bancs sont moins épais, peu étendus, avec des contacts tranchés, mais moins érosifs. On a un granoclassement mais avec granulométrie moins élevée. On a des sables avec quelques lamines, - une zone inférieure (cône extérieur) : il y a alternance de bancs minces, étendus, réguliers, renfermant des sables et des vases (nombreuses structures laminées). è La succession des faciès retrace l’évolution des dépôts. Ils sont grossiers vers le talus et fins dans le bassin. On a donc une diminution d’énergie en allant de l’amont vers l’aval.
L’épaisseur des bancs diminue vers le bassin : strato-décroissante. Si l’on s’éloigne vers le bassin et si le taux de sédimentation est faible, seuls sont mesurables les évènements d’une certaine durée.
On a des empilements de séquences (à deux termes : sables + vases). Les alternances montrent des oscillations du milieu. A, B et C sont des séquences d’ordre supérieur montant l’évolution générale du milieu. A gauche, la séquence argile-sable passe à sable-gravier. A droite, on a la même chose sans changement de taille des grains. |
