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5.5 : Environnements de dépôt - Géosciences

5.5 : Environnements de dépôt - Géosciences


Le but ultime de nombreuses études de stratigraphie est de comprendre l'original dpositionnel environnement. Savoir où et comment une roche sédimentaire particulière s'est formée peut aider les géologues à brosser un tableau des environnements passés, tels qu'un glacier de montagne, une plaine inondable douce, un désert sec ou un fond océanique profond. L'étude des environnements de dépôt est une entreprise complexe; le tableau montre une version simplifiée de ce qu'il faut rechercher dans l'enregistrement rock.

LieuSédimentTypes de roches courantsFossiles typiquesStructures sédimentaires
Abyssalboues et suintements très fins, terre de diatoméeschertdiatoméespeu
Ventilateur sous-marinséquences graduées de Bouma, alternance sable/boueroches clastiquespeu fréquentcanaux, forme d'éventail
glissement continentalboue, sable possible, countouritesschiste, siltite, calcairepeu fréquentandains
Face inférieure du rivagesable laminégrèsbioturbationlits croisés bosselés
Face supérieure du rivagesable planairegrèsbioturbationlits plats, lits croisés
Littoral (plage)sable très bien triégrèsbioturbationpeu
Marée basseboue et sable avec canauxschiste, mudstone, siltitebioturbationfissures, ondulations symétriques
Récifboue de chaux avec corailcalcairebeaucoup, généralement du corailpeu
Laguneboue laminéeschiste argileuxbeaucoup, bioturbationlaminage
Deltasable canalisé avec de la boue, ±maraisroches clastiquesbeaucoup à peulits croisés
Fluvial (rivière)sable et boue, peut avoir des sédiments plus grosgrès, conglomératlits osseux (rares)lits croisés, canaux, ondulations asymétriques
Alluvialde la boue aux rochers, mal triésroches clastiquespeu fréquentcanaux, fissures de boue
Lacustre (lac)laminations à grain finschiste argileuxinvertébrés, lits osseux rares (profonds)laminage
Paludal (marais)matériel végétalcharbondébris végétauxpeu fréquent
Eoliennes (dunes)sable et limon très bien triésgrèspeu fréquentlits croisés (grands)
Glacialde la boue aux rochers, mal triésconglomérat (tillite)stries, chute de pierres

Marin

Les environnements de dépôt marins sont complètement et constamment immergés dans l'eau de mer. Leurs caractéristiques de dépôt dépendent largement de la profondeur de l'eau à deux exceptions notables : les cônes sous-marins et les turbidites.

Abyssal

Roches sédimentaires abyssales formulaire sur le plaine abyssale. La plaine englobe un fond océanique relativement plat avec quelques caractéristiques topographiques mineures, appelées collines abyssales. Ces petits monts sous-marins ont un diamètre de 100 m à 20 km et sont peut-être créés par extension [385.5 : environnements de dépôt]. La plupart des plaines abyssales ne connaissent pas de mouvement de fluide important, de sorte que les roches sédimentaires qui s'y forment sont à grain très fin [39].

Il existe trois catégories de sédiments abyssaux. Les limons calcaires sont constitués de coquilles de plancton riches en calcite qui sont tombées au fond de l'océan. Un exemple de ce type de sédiment est la craie. Les vases siliceux sont également constitués de débris de plancton, mais ces organismes construisent leurs coquilles en utilisant de la silice ou de la silice hydratée. Dans certains cas, comme avec la terre de diatomées, les sédiments se déposent sous la profondeur de compensation de calcite, une profondeur où la solubilité de la calcite augmente. Toutes les coquilles à base de calcite sont dissoutes, ne laissant que des coquilles à base de silice. Le chert est une autre roche commune formée à partir de ces types de sédiments. Ces deux types de sédiments abyssaux sont également classés comme d'origine biochimique. (voir la section BIOCHIMIE).

Le troisième type de sédiment est l'argile pélagique. Les particules d'argile à grains très fins, généralement brunes ou rouges, descendent très lentement dans la colonne d'eau. Les dépôts d'argile pélagique se produisent dans les zones éloignées de l'océan ouvert, où il y a peu d'accumulation de plancton.

Deux exceptions notables à la nature à grain fin des sédiments abyssaux sont ventilateur de sous-marin et turbidite dépôts [40]. Les éventails sous-marins se produisent au large à la base des grands systèmes fluviaux. Ils sont initiés pendant les périodes de bas niveau de la mer, lorsque de forts courants fluviaux creusent des canyons sous-marins dans le plateau continental. Lorsque le niveau de la mer monte, les sédiments s'accumulent sur le plateau formant généralement de grandes plaines inondables en forme d'éventail appelées deltas. Périodiquement, les sédiments sont perturbés, créant des boues denses qui dévalent les canyons sous-marins lors de grands événements induits par la gravité appelés turbidites. Le cône sous-marin est formé d'un réseau de turbidites qui déposent leurs charges sédimentaires à mesure que la pente diminue, un peu comme ce qui se passe au-dessus de l'eau dans les cônes alluviaux et les deltas. Ce rinçage soudain transporte des sédiments plus grossiers vers le fond de l'océan où ils sont autrement rares. Les turbidites sont aussi l'origine typique des séquences graduées de Bouma. (voir le chapitre 5, Altération, érosion et roche sédimentaire).

Glissement continental

glissement continental les gisements ne sont pas communs dans les archives rocheuses. Le type le plus notable de dépôts de talus continental sont les contourites [41]. Les contourites se forment sur la pente entre le plateau continental et le fond océanique profond. Les courants océaniques profonds déposent des sédiments dans des galeries lisses d'architectures diverses, parfois entremêlées de turbidites.

Face inférieure du rivage

Le rivage inférieur se situe en dessous de la profondeur normale d'agitation des vagues, de sorte que les sédiments ne sont pas soumis au vannage et au dépôt quotidiens. Ces couches de sédiments sont généralement finement stratifiées et peuvent contenir une stratification croisée bosselée. Les lits inférieurs du rivage sont affectés par des vagues plus grosses, telles que celles générées par les ouragans et autres grosses tempêtes [42].

Haut de la côte

Le face supérieure du rivage contient des sédiments dans la zone d'action normale des vagues, mais toujours submergés sous l'environnement de la plage. Ces sédiments sont généralement constitués de sable fin très bien trié. La structure sédimentaire principale est un litage plan compatible avec la partie inférieure du régime d'écoulement supérieur, mais elle peut également contenir des litages croisés créés par les courants littoraux [43].

Environnements côtiers de transition

Environnements de transition, plus souvent appelés littoral ou environnements côtiers, sont des zones d'interactions complexes causées par l'impact de l'eau des océans sur la terre. Le potentiel de préservation des sédiments est très élevé dans ces milieux car le dépôt se produit souvent sur le plate-forme continentale et sous l'eau. Les milieux riverains sont une source importante de gisements d'hydrocarbures (pétrole, gaz naturel).

L'étude des environnements de dépôt du littoral est appelée stratigraphie séquentielle. La stratigraphie séquentielle examine les changements de dépôt et les architectures 3D associées à la hausse et à la baisse du niveau de la mer, qui est la principale force à l'œuvre dans les dépôts côtiers. Ces fluctuations du niveau de la mer proviennent des marées quotidiennes, ainsi que des changements climatiques et de la tectonique des plaques. Une élévation constante du niveau de la mer par rapport au rivage est appelée transgression. Régression est le contraire, une baisse relative du niveau de la mer. Certaines composantes communes des environnements côtiers sont les zones littorales, les vasières, les récifs, les lagunes et les deltas. Pour un examen plus approfondi de ces environnements, consultez le chapitre 12, Littoraux.

Littoral

Le littoral La zone, mieux connue sous le nom de plage, est constituée de grains de sable très altérés, homogènes et bien triés, constitués principalement de quartz. Il existe des plages de sable noir et d'autres types de plages de sable, mais elles ont tendance à être des exceptions uniques plutôt que la règle. Parce que les sables de plage, passés ou présents, sont si hautement évolués, la quantité d'altération des grains peut être discernée en utilisant les minéraux zircon, tourmaline et rutile. Cet outil est appelé indice ZTR (zircon, tourmaline, rutile) [44]. L'indice ZTR est plus élevé sur les plages plus altérées parce que ces minéraux relativement rares et résistants aux intempéries se concentrent sur les plages plus anciennes. Sur certaines plages, l'indice ZTR est si élevé que le sable peut être récolté comme source économiquement viable de ces minéraux. L'environnement de la plage n'a pas de structures sédimentaires, en raison du bombardement constant de l'énergie des vagues fournie par l'action du surf. Les sédiments de plage sont déplacés par de multiples processus. Certaines plages riches en sédiments développent des dunes à proximité.

Bas-fonds de marée

Les vasières, ou vasières, sont des milieux sédimentaires régulièrement inondés et drainés par les marées océaniques. Les vasières ont de vastes zones de sédiments à grains fins, mais peuvent également contenir des sables plus grossiers. Les dépôts de marécage contiennent généralement des sédiments graduels et peuvent inclure des marques d'ondulation multidirectionnelles. Des fissures de boue sont également fréquemment observées en raison de l'exposition régulière des sédiments à l'air pendant les marées basses; la combinaison de fissures de boue et de marques d'ondulation est distinctive des vasières [45].

L'eau de marée transporte les sédiments, concentrant parfois le flux à travers une ouverture étroite appelée entrée de marée. Les chenaux de marée, chenaux de ruisseau influencés par les marées, peuvent également se concentrer sur l'écoulement induit par les marées. Les zones de débit plus élevé, comme les bras de mer et les chenaux de marée, présentent des grains plus gros et des ondulations plus grandes, qui dans certains cas peuvent se transformer en dunes.

Récifs

Les récifs, que la plupart des gens associent immédiatement aux récifs coralliens tropicaux trouvés dans les océans, ne sont pas seulement créés par des êtres vivants. Les accumulations naturelles de sable ou de roche peuvent également créer des récifs, similaires aux îles-barrières. Géologiquement parlant, un récif est toute caractéristique topographiquement élevée sur le plateau continental, située vers l'océan et séparée de la plage. Le terme récif peut également être appliqué aux caractéristiques terrestres (au sommet de la croûte continentale). Le parc national de Capitol Reef dans l'Utah contient une barrière topographique, un récif, appelé Waterpocket Fold.

La plupart des récifs, aujourd'hui et dans le passé géologique, proviennent des processus biologiques des organismes vivants [46]. Les habitudes de croissance des récifs coralliens fournissent aux géologues des informations importantes sur le passé. Les structures dures des récifs coralliens sont construites par des organismes marins à corps mou, qui ajoutent continuellement de nouveaux matériaux et agrandissent le récif au fil du temps. Dans certaines conditions, lorsque la terre sous un récif s'affaisse, le récif de corail peut se développer autour et à travers les sédiments existants, maintenant les sédiments en place et préservant ainsi l'enregistrement des conditions environnementales et géologiques qui l'entourent.

Les sédiments trouvés dans les récifs coralliens sont généralement à grains fins, principalement carbonatés, et ont tendance à se déposer entre les squelettes coralliens intacts. L'eau avec des niveaux élevés de particules de limon ou d'argile peut inhiber la croissance des récifs car les organismes coralliens ont besoin de la lumière du soleil pour prospérer ; ils hébergent des algues symbiotiques appelées zooxanthelles qui nourrissent le corail via la photosynthèse. Les structures récifales inorganiques ont des compositions beaucoup plus variables. Les récifs ont un impact important sur le dépôt de sédiments dans les environnements lagunaires car ce sont des brise-tempête naturels, des tampons de vagues et de tempêtes, ce qui permet aux grains fins de se déposer et de s'accumuler.

Les récifs se trouvent autour des rivages et des îles; les récifs coralliens sont particulièrement fréquents dans les régions tropicales. Les récifs se trouvent également autour des caractéristiques connues sous le nom de monts sous-marins, qui est la base d'une île océanique laissée sous l'eau après que la partie supérieure ait été érodée par les vagues. Les exemples incluent les monts sous-marins Empereur, formés il y a des millions d'années sur le hotspot hawaïen. Les récifs vivent et poussent le long du bord supérieur de ces monts sous-marins à sommet plat. Si le récif s'accumule au-dessus du niveau de la mer et entoure complètement le sommet du mont sous-marin, on l'appelle un atoll entouré de corail. Si le récif est submergé, en raison de l'érosion, de l'affaissement ou de l'élévation du niveau de la mer, la structure du récif sous-marin est appelée guyot.

Lagune

Lagunes sont de petits plans d'eau de mer situés à l'intérieur des terres du rivage ou isolés par une autre caractéristique géographique, comme un récif ou une île-barrière. Parce qu'ils sont protégés de l'action des marées, des courants et des vagues, les environnements lagunaires contiennent généralement des sédiments à grains très fins [47]. Les lagunes, ainsi que les estuaires, sont des écosystèmes à haute productivité biologique. Les roches de ces environnements comportent souvent des marques de bioturbation ou des gisements de charbon. Autour des lagunes où l'évaporation dépasse l'afflux d'eau, des marais salants, également appelés sabkhas, et des champs de dunes de sable peuvent se développer au niveau ou au-dessus de la ligne de marée haute.

Deltas

Deltas forme où les rivières pénètrent dans les lacs ou les océans et sont de trois formes de base : deltas dominés par les rivières, deltas dominés par les vagues et deltas dominés par les marées. Le nom delta vient de la lettre grecque Δ (delta, majuscule) [48], qui ressemble à la forme triangulaire du delta du Nil. La vitesse d'écoulement de l'eau dépend de la pente ou de la pente du lit de la rivière, qui devient moins profonde à mesure que la rivière descend des montagnes. Au point où une rivière pénètre dans un océan ou un lac, son angle de pente tombe à zéro degré (0°). La vitesse d'écoulement chute également rapidement et des sédiments se déposent, des clastes grossiers au sable fin et à la boue pour former le delta. Lorsqu'une partie du delta est submergée par les sédiments, le flux lent est détourné d'avant en arrière, encore et encore, et forme un réseau étendu de canaux de distribution plus petits.

Les deltas sont organisés par le processus dominant qui contrôle leur forme : dominé par la marée, dominé par les vagues ou dominé par les rivières. Les deltas dominés par les vagues ont généralement des côtes lisses et des crêtes de plage sur la terre qui représentent les rivages précédents. Le delta du Nil est un type dominé par les vagues. (voir figure).

Le delta du fleuve Mississippi est un delta dominé par le fleuve. formé par des digues le long de la rivière et de ses défluents qui confinent le débit en formant une forme appelée delta à pied d'oiseau. D'autres fois, les marées ou les vagues peuvent être un facteur plus important et peuvent remodeler le delta de diverses manières.

Un delta dominé par les marées est dominé par les courants de marée. Pendant les phases de crue, lorsque les rivières ont beaucoup d'eau disponible, il développe des défluents séparés par des barres de sable et des crêtes de sable. Le delta de marée du Gange est le plus grand delta du monde.

Terrestre

Milieux de dépôt terrestres sont divers. L'eau est un facteur majeur dans ces milieux, à l'état liquide ou gelé, voire lorsqu'elle fait défaut (conditions arides).

Fluvial

Fluvial Les systèmes (fluviaux) sont formés par l'eau s'écoulant dans des canaux sur la terre. Ils se déclinent généralement en deux variétés principales : méandres ou tressés. Dans les cours d'eau sinueux, l'écoulement transporte des grains de sédiments via un seul canal qui va et vient à travers la plaine inondable. Les sédiments de la plaine inondable loin du canal sont principalement des matériaux à grains fins qui ne se déposent que pendant les inondations.

Les systèmes fluviaux tressés contiennent généralement des grains de sédiments plus grossiers et forment une série complexe de canaux entrelacés qui s'écoulent autour des bancs de gravier et de sable [49] (voir le chapitre 11, Eau).

Alluvial

Une caractéristique distinctive de alluvial systèmes est l'écoulement intermittent de l'eau. Les dépôts alluviaux sont communs dans les endroits arides avec peu de développement du sol. Les lits alluviaux lithifiés sont la principale roche de remplissage de bassin trouvée dans toute la région du bassin et de la chaîne de l'ouest des États-Unis. Le dépôt sédimentaire alluvial le plus distinctif est le cône alluvial, un grand cône de sédiments formé par des ruisseaux s'écoulant des vallées sèches des montagnes vers une zone sèche plus large et plus ouverte. Les sédiments alluviaux sont généralement mal triés et à grains grossiers, et se trouvent souvent près des lacs de playa ou des dépôts éoliens [50] (voir le chapitre 13, Déserts).

Lacustre

Les systèmes et dépôts lacustres, appelés lacustre, se forment via des processus quelque peu similaires aux dépôts marins, mais à une échelle beaucoup plus petite. Les dépôts lacustres se trouvent dans les lacs dans une grande variété d'endroits. Le lac Baïkal au sud-est de la Sibérie (Russie) se trouve dans un bassin tectonique. Crater Lake (Oregon) se trouve dans une caldeira volcanique. Les Grands Lacs (nord des États-Unis) provenaient de sédiments sculptés et déposés par les glaciers. L'ancien lac Bonneville (Utah) s'est formé dans un cadre pluvial qui s'est déroulé sous un climat relativement plus humide et plus frais que celui de l'Utah moderne. Les lacs Oxbow, nommés pour leur forme incurvée, sont originaires des plaines inondables fluviales.

Les sédiments lacustres ont tendance à être à grains très fins et finement stratifiés, avec seulement des contributions mineures des dépôts soufflés par le vent, les courants et les marées [51]. Lorsque les lacs s'assèchent ou que l'évaporation dépasse les précipitations, des playas se forment. Plage les dépôts ressemblent à ceux des dépôts lacustres normaux, mais contiennent plus de minéraux évaporites. Certaines vasières peuvent également avoir des dépôts de type playa.

Marécageux

Marécageux les systèmes comprennent des tourbières, des marais, des marécages ou d'autres zones humides et contiennent généralement beaucoup de matière organique. Les systèmes paludaux se développent généralement dans les environnements côtiers, mais ils sont courants dans les zones humides, basses, à basse latitude et chaudes avec de grands volumes d'eau courante. Un gisement paludal caractéristique est une tourbière, un gisement riche en matière organique qui peut être transformé en charbon lorsqu'il est lithifié. Les environnements paludaux peuvent être associés à des dépôts de marée, deltaïques, lacustres et/ou fluviaux.

Éolienne

Éolienne, parfois orthographié éolien ou éolien, sont des dépôts de sédiments emportés par le vent. Étant donné que le vent a une capacité de charge beaucoup plus faible que l'eau, les dépôts éoliens consistent généralement en des tailles de clastes allant de la poussière fine au sable [52]. Le limon fin et l'argile peuvent traverser de très longues distances, voire des océans entiers en suspension dans l'air.

Avec un afflux de sédiments suffisant, les systèmes éoliens peuvent potentiellement former de grandes dunes dans des conditions sèches ou humides. La figure montre les caractéristiques des dunes et divers types. Le géologue britannique Ralph A. Bagnold (1896-1990) considérait uniquement les dunes de Barchan et les dunes linéaires de Seif comme les seules véritables formes de dunes. D'autres scientifiques reconnaissent les types de dunes transverses, en étoile, paraboliques et linéaires. Les dunes paraboliques et linéaires poussent à partir de sable ancré par des plantes et sont courantes dans les zones côtières.

Les couches compactées de sédiments emportés par le vent sont appelées lœss. Le loess commence généralement sous forme de farine de roche finement broyée créée par les glaciers. Ces gisements couvrent des milliers de kilomètres carrés dans le Midwest des États-Unis. Le loess peut également se former dans les régions désertiques (voir chapitre 13). Le limon du plateau de Loess en Chine provenait du désert de Gobi en Chine et en Mongolie.

Glacial

Glacial la sédimentation est très diversifiée et se compose généralement des dépôts sédimentaires les plus mal triés que l'on trouve dans la nature. Le principal type de clast est appelé diamictite, ce qui signifie littéralement deux tailles, se référant au mélange non trié de fragments de roche grands et petits trouvés dans les dépôts glaciaires [53]. De nombreux tills glaciaires, des diamictites d'origine glaciaire, comprennent de la farine de roche très finement pulvérisée ainsi que des blocs erratiques géants. Les surfaces des plus gros clastes présentent généralement des stries dues au frottement, au grattage et au polissage des surfaces par abrasion pendant le mouvement de la glace glaciaire. Les systèmes glaciaires sont si vastes et produisent tant de sédiments qu'ils créent fréquemment des environnements de dépôt multiples et individualisés, tels que fluviaux, deltaïques, lacustres, pluviaux, alluviaux et/ou éoliens (voir le chapitre 14, Glaciers).

Faciès

En plus de la composition minérale et du processus de lithification, les géologues classent également les roches sédimentaires en fonction de leurs caractéristiques de dépôt, collectivement appelées faciès ou lithofaciès. Les faciès sédimentaires se composent de propriétés physiques, chimiques et/ou biologiques, y compris des changements relatifs de ces propriétés dans des lits adjacents de la même couche ou du même âge géologique.Les géologues analysent le faciès des roches sédimentaires pour interpréter l'environnement de dépôt d'origine, ainsi que les événements géologiques perturbateurs qui ont pu se produire après la formation des couches rocheuses.

Cela dépasse l'imagination de penser à tous les environnements de dépôt sédimentaire travaillant les uns à côté des autres, en même temps, dans une région particulière de la Terre. Les lits de sédiments résultants développent des caractéristiques reflétant les conditions contemporaines au moment du dépôt, qui peuvent plus tard être préservées dans les archives rocheuses. Par exemple, dans le Grand Canyon, les strates rocheuses du même âge géologique comprennent de nombreux environnements de dépôt différents : sable de plage, limon de marée, boue au large et plus loin du calcaire au large. En d'autres termes, chaque faciès sédimentaire ou stratigraphique présente des caractéristiques reconnaissables qui reflètent des environnements de dépôt spécifiques et différents qui étaient présents en même temps.

Les faciès peuvent également refléter des changements de dépôt au même endroit au fil du temps. Pendant les périodes d'élévation du niveau de la mer, appelées transgression marine, le rivage se déplace vers l'intérieur des terres alors que l'eau de mer recouvre ce qui était à l'origine des terres sèches et crée de nouveaux environnements de dépôt offshore. Lorsque ces lits sédimentaires se transforment en roches sédimentaires, la séquence stratigraphique verticale révèle des lithofaciès de plage enfouis par des lithofaciès offshore.

Les faciès biologiques sont des vestiges (charbon, terre de diatomées) ou des traces (fossiles) d'organismes vivants. Les fossiles index, formes de vie fossilisées spécifiques à un environnement particulier et/ou à une période géologique, sont un exemple de faciès biologique. L'assemblage horizontal et la distribution verticale des fossiles sont particulièrement utiles pour étudier l'évolution des espèces car les processus de transgression, de dépôt, d'enfouissement et de compactage se produisent sur une plage de temps géologique considérable.

Les assemblages de fossiles qui montrent des changements évolutifs améliorent considérablement notre interprétation de l'histoire ancienne de la Terre en illustrant la corrélation entre la séquence stratigraphique et l'échelle de temps géologique. Au cours de la période du Cambrien moyen (voir le chapitre 7, Temps géologique), les régions autour du Grand Canyon ont connu une transgression marine dans une direction sud-est (par rapport aux cartes actuelles). Ce déplacement du rivage se reflète dans le faciès de plage de Tapeats Sandstone, le faciès de boue près du large de Bright Angle Shale et le faciès de Muav Limestone au large. Les organismes marins ont eu amplement le temps d'évoluer et de s'adapter à leur environnement en évolution lente ; ces changements se reflètent dans le faciès biologique, qui montre des formes de vie plus anciennes dans les régions occidentales du canyon et des formes de vie plus jeunes à l'est.

Les références


5.5 : Environnements de dépôt - Géosciences

Le membre de White Rim Sandstone dans le parc national de Canyonlands a été déposé dans un système éolien. Contrairement à de nombreux autres environnements de dépôt, aucun modèle de faciès unique n'existe pour les systèmes éoliens, ce qui n'entraîne aucune séquence verticale préférée ni aucun changement latéral cohérent (Walker, 1979). Les dépôts éoliens anciens peuvent être mieux reconnus par la présence de caractéristiques qui sont caractéristiques, ou au moins compatibles avec, un environnement éolien moderne (McKee et Bigarella, 1979a). Glennie (1970), Bigarella (1972), McKee et Bigarella (1979a, b), Hunter (1977), Kocurek et Dott (1981) et Ahlbrandt et Fryberger (1982) ont donné de bonnes discussions générales sur les différentes caractéristiques des gisements éoliens. Certaines des caractéristiques les plus importantes sont :

1. Ensembles de traverses planes tabulaires à moyenne à grande échelle ou planaires en coin qui plongent sous le vent.

2. Surfaces de délimitation entre les ensembles de traverses qui sont soit horizontales, soit inclinées à de faibles angles.

3. Ondulations à indice élevé, R.I.>15, orientées parallèlement ou sous-parallèles à la direction du pendage des forêts.

4. Stratifications à gradient inverse dans les ensembles de traverses.

6. Des décalages à gros grains entre les ensembles de lits croisés qui sont souvent bimodaux.

7. Signes d'exposition à des conditions subaériennes telles que des empreintes de gouttes de pluie, des structures racinaires ou des traces et sentiers d'animaux.

Un examen détaillé de la bordure blanche révèle la présence de bon nombre de ces caractéristiques. Les dépôts de dunes, d'interdunes et de sabkha sont reconnus. Chacun de ces gisements présente des structures sédimentaires et des caractéristiques pétrologiques distinctes.

La caractéristique la plus importante des dépôts de dunes est la stratification tabulaire planaire bien visible. Les épaisseurs varient de moins de 0,5 m à 6 m, avec une moyenne de 1,5 m. Les lamelles près de la base de chaque ensemble sont généralement concaves vers le haut, formant de longues bases tangentielles larges qui deviennent presque horizontales (fig. 8). Les caractéristiques de stratification à petite échelle observées dans les ensembles de dunes sont des orteils d'écoulement de sable en forme de langue près de la base des ensembles de lits croisés, liés à l'avalanche de sable non cohérent sur les faces de glissement des dunes (fig. 9) strates liées à la migration d'ondulation (fig. 10). Toutes ces caractéristiques sont cohérentes avec les processus de dépôt éoliens (Hunter, 1977 Ahlbrandt et Fryberger, 1982).

Figure 8. Ensembles de lits croisés tabulaires dans un dépôt de dunes, montrant des lamelles concaves vers le haut formant des bases tangentielles et une surface de délimitation presque horizontale entre les ensembles, en haut de la section Beaver Bottom.

Figure 9. Orteils d'écoulement de sable en forme de langue (flèches) près de la base de l'ensemble de traverses, dépôt de dunes, base de Shafer Trail.

Figure 10. Stratifications à gradation inverse produites par la migration des ondulations, dépôt de dunes, base de Shafer Trail.

Les directions de pendage des couches croisées sont fortement unidirectionnelles (fig. 11), avec une direction de pendage moyenne vectorielle de S. 47 E., et un angle de pendage moyen de 22°. Cette tendance fortement unidirectionnelle, du nord-ouest au sud-est des lits transversaux suggère que la forme des dunes était très probablement des crêtes barchanoïdes ou transversales (McKee, 1979a). Ces types de dunes sont généralement orientés à peu près à angle droit par rapport à la direction effective dominante du vent et sont le résultat de vents modérés et d'un apport de sable assez abondant (McKee, 1979b).

Figure 11. Diagramme en rose à aires égales des mesures de la direction du pendage des lits croisés.

Des ondulations à indice élevé, R.I.>15, orientées parallèlement à la direction du pendage des forêts, sont couramment observées sur les faces de glissement exposées (fig. 12). Les ondulations à indice élevé sur les faces de glissement sont formées soit par la déviation du vent sur la surface des dunes, soit par un changement temporaire de la direction du vent (Bigarella, 1972). Les strates produites par la migration des ondulations du vent sont distinctement stratifiées et à gradation inverse (Fryberger et Schenk, 1981), et se caractérisent par un aspect « à rayures » (fig. 13).

Figure 12. Ondulations à indice élevé, dépôt de dunes, base de la section Queen Anne Bottom. La longueur d'onde d'ondulation est d'environ 13 cm et la hauteur d'ondulation est d'environ 3 mm

Figure 13. Litière rayée formée par la migration des ondulations, dépôt de dunes, base de Shafer Trail.

De rares empreintes de gouttes de pluie avec des bords surélevés et des centres abaissés sont conservées sur les surfaces exposées des faces de glissement. Les empreintes de gouttes de pluie, bien que n'étant pas une preuve définitive du dépôt éolien, indiquent une exposition subaérienne.

Les couleurs des dépôts de dunes de White Rim sont généralement blanches, gris très clair ou gris jaunâtre. Ces sables de dunes sont généralement bien à modérément bien triés, généralement à grain fin mais variant de grain fin à grossier, et subarrondi à arrondi. Le constituant minéral dominant est le quartz monocristallin, et la plupart des sables seraient classés comme arénites quartzifères (Folk, 1974). La plupart des grains de quartz les plus grossiers sont givrés. Les autres constituants minéraux majeurs sont le microcline, le quartz polycristallin d'origine inconnue et le chert. Des traces de zircon, de tourmaline, d'apatite, de glauconite, de mica, d'oxydes de fer-titane altérés et de gamète sont également présentes. Peu ou pas d'argile a été observée dans les échantillons examinés. Ces grès sont généralement cimentés à la calcite. Le ciment de silice, sous forme de surcroissances de quartz, est également présent et a altéré la rondeur d'origine de certains grains de quartz.

Une interdune est définie comme une zone fermée ou partiellement fermée par des dunes. Les dépôts interdunes sont des sédiments qui se produisent dans les zones interdunes et peuvent enregistrer des processus déflationnistes ou sédimentaires. Des travaux récents d'Ahlbrandt et Fryberger (1981, 1982) et de Kocurek (1981) sur les systèmes éoliens modernes et anciens ont reconnu la relation entre la teneur en eau et les types de structures sédimentaires formées dans les interdunes. Ils ont subdivisé de manière informelle les interdunes de dépôt et déflationnistes en sec, humide, humide et évaporite sur cette base. Fryberger et al. (1983) et Kocurek (1981) ont répertorié les structures sédimentaires communes à chaque type de milieu interdune. De plus, comme tous les environnements de dépôt, les environnements interdunes ne sont pas statiques et un seul dépôt interdune peut refléter une variété de conditions. Des interdunes déflationnistes et de dépôt qui se sont formées sous divers degrés d'humidité sont reconnues dans le White Rim.

En général, les dépôts interdunes de White Rim sont minces et lenticulaires, une géométrie qui peut être liée au régime de vent unimodale dans lequel le sable de White Rim a été déposé. Selon Ahlbrandt et Fryberger (1981), les géométries interdunes semblent être étroitement liées au régime des vents, et les interdunes des régimes éoliens unimodales sont considérées comme minces et lenticulaires.

Les dépôts interdunes déflationnistes secs sont courants dans le White Rim et se présentent sous la forme de minces décalages d'érosion entre les ensembles de lits croisés (fig. 14). Leur épaisseur moyenne est inférieure à 0,5 m, ils sont lenticulaires et semblent être à peu près stratifiés horizontalement. La minéralogie de base de ces gisements est similaire à celle des gisements dunaires, mais en général, ils sont de couleur plus foncée, à grain plus grossier et plus mal triés que les sables dunaires environnants. Les échantillons prélevés dans ces dépôts de retard ont généralement une distribution granulométrique bimodale et présentent une inversion de texture (fig. 15). Folk (1968) a décrit l'inversion de texture comme l'apparition de gros grains de quartz bien arrondis « flottant » dans des grains de quartz plus fins et plus anguleux, et a considéré que le phénomène était le produit de processus déflationnistes.

Figure 14. Retard d'érosion bimodal, dépôt interdune déflationniste sec, fond inconnu.

Figure 15. Inversion de texture, dépôt interdune déflationniste sec, section Beaver Bottom. (Champ de vision environ 5,5 mm, polaires croisées)

D'autres dépôts interdunes de White Rim semblent être étroitement liés aux fluctuations de la nappe phréatique et sont très probablement le résultat d'une combinaison de processus de dépôt humides ou évaporitiques. Ces dépôts interdunes ont généralement des lamelles horizontales ondulées discontinues qui ont été perturbées soit par l'activité biologique, soit par des changements diagénétiques (fig. 16). Les structures sédimentaires primaires dans les dépôts interdunes ne sont généralement discernables que sur les surfaces de stratification. Deux structures sédimentaires interdunes distinctes reconnues dans le White Rim sont les ondulations d'adhérence et les polygones de dessiccation. Des ondulations d'adhérence se forment lorsque du sable est soufflé sur une surface humide, poussent généralement face au vent et sont fortement asymétriques (Reineck et Singh, 1975). Même des changements mineurs dans la direction du vent affectent ces ondulations, créant une surface de litage irrégulière et bosselée (fig. 17). Généralement, les ensembles de strates d'ondulation d'adhérence ont une épaisseur inférieure à 0,5 m dans le White Rim, mais peuvent atteindre des épaisseurs de plus de 1 m. Selon Ahlbrandt et Fryberger (1981), une nappe phréatique montante peut expliquer les accumulations plus épaisses de strates d'ondulation d'adhérence.

Figure 16. Litière ondulée et stratifiée horizontalement, interdune de dépôt, base de Shafer Trail

Figure 17. Vue en plan des ondulations d'adhérence, interdune de dépôt, près de la section Washer Woman.

Certaines surfaces interdunes de White Rim sont couvertes de polygones à 5 côtés (fig. 18) qui ont des largeurs allant jusqu'à 0,7 m et se trouvent dans un matériau presque entièrement de la taille du sable. Ces polygones peuvent représenter des structures reliques de crêtes salées et indiquer des conditions évaporitiques occasionnelles dans les zones interdunes. Initialement, l'évaporation capillaire des eaux souterraines salines crée une croûte de sel, et les polygones se forment plus tard à la suite de périodes alternées de dessiccation et de dépôt (Glennie, 1970 Ericksen et Stoertz, 1978). Le sable qui forme ces polygones est souvent teinté de brun rougeâtre. Cette coloration peut être le résultat de l'exposition du sable incrusté de sel au soleil pendant la formation des crêtes salées (Fryberger et al., 1983).

Figure 18. Vue en plan des polygones de dessiccation, interdune de dépôt (I), recouverte par le dépôt de dunes (D), Musselman Arch.

Dans de nombreuses zones interdunes anciennes et modernes, les terriers végétaux et animaux sont courants (Fryberger et al., 1983). Aucun terrier distinct d'aucune sorte n'a été observé dans les interdunes de White Rim. Une bioturbation est occasionnellement présente (fig. 19), ce qui donne au sédiment un aspect caractéristique marbré et homogène (Friedman et Sanders, 1978).

Figure 19. Bioturbation, surface plane du litage, dépôt interdune de dépôt, base de Shafer Trail.

La minéralogie de base et la texture de ces dépôts interdunes sont similaires à celles des dépôts dunaires, mais il existe quelques différences. Leur couleur est normalement plus foncée que les sables des dunes, allant de l'orange jaunâtre à l'orange brunâtre, et ils ont généralement un aspect en bandes (fig. 16). Les concentrations de grains de minéraux lourds dans les stratifications sont courantes. La dolomite est présente dans les sables interdunes et se présente sous forme de rhomboèdres individuels, euédriques à subédriques, fortement tachés de fer. Les rhomboèdres forment généralement des couches distinctes, apparaissent souvent abrasés (fig. 20), et sont probablement d'origine secondaire (Scholle, 1978).

Figure 20. Rhomboèdres de dolomie (D) d'origine secondaire, interdune de dépôt, coupe de Buck Canyon. (Champ de vision environ 0,7 mm, polaires croisées)

Peu de constituants biologiques ont été observés dans le White Rim. Un osselet crinoïde a été identifié dans une zone à gros grains près de la base du White Rim dans la section White Crack (fig. 3). L'osselet est bien conservé, montrant une extinction monocristalline, typique des grains d'échinodermes. Des boulettes fécales ont également été observées dans un certain nombre d'échantillons interdunes et sont généralement enfermées dans des rhomboèdres de dolomie.

Dans la partie est de la zone d'étude, la totalité de la bordure basale de White Rim est constituée de grès à lits plats qui présentent la plupart des caractéristiques des dépôts interdunes de dépôt. Cela peut représenter un ancien gisement de sabkha. Les Sabkhas, bien que similaires aux interdunes, sont plus étendues sur le plan aérien que les interdunes et sont liées à une augmentation stable et continue de la nappe phréatique (Fryberger et al., 1983). Johnson et al. (1978) ont défini les sabkhas de l'intérieur des terres comme des plaines salines évaporitiques, généralement incrustées de sel, reposant sur de l'argile, du limon et du sable. Le développement et la distribution des sabkhas à l'intérieur des terres sont contrôlés par la topographie et les fluctuations de la nappe phréatique locale. De plus, les sabkhas peuvent être soit à dominante détritique, soit à dominante évaporite. La sabkha de White Rim se compose en grande partie de matériaux clastiques, et aucune preuve de minéraux évaporites importants n'est présente, donc la sabkha serait classée comme détritique dominante (Fryberger et al., 1983). Une caractéristique observée dans le White Rim qui a été décrite dans les sabkhas modernes à dominance détritique (Fryberger et al., 1983) est une litière d'aspect rubané (fig. 16). Cette bande de couleur claire-foncée peut résulter de l'intercalation de sable de couleur claire de strates produites par des ondulations et de sable teinté de brun rougeâtre de structures de crêtes salées.

Plusieurs facteurs ont contribué à la localisation et au développement de cette sabkha. L'emplacement de la sabkha coïncide avec le pincement oriental de White Rim, que Baars (1979) considérait comme étant lié au premier mouvement vers le haut du monument. Ainsi, l'upwarp du Monument a créé une barrière topographique à l'est. La sabkha était également protégée à l'ouest par le principal complexe de dunes de White Rim. Dans certains systèmes éoliens modernes, les sabkhas se produisent généralement sous le vent du complexe dunaire principal (Fryberger et al., 1983). La croissance de la sabkha a probablement résulté d'une nappe phréatique qui s'élève lentement mais régulièrement et d'une accumulation continue de sédiments.


Relation des dépôts dunaires et interdunes

La figure 21 est un diagramme de clôture schématique compilé à partir des sections mesurées, montrant les relations stratigraphiques régionales et la distribution des dépôts de dunes, interdunes et sabkha. Dans la partie est de la zone d'étude, la totalité de la base White Rim pourrait être un dépôt de sabkha, atteignant une épaisseur de près de 6 m. Les interdunes de dépôt se présentent sous forme d'unités distinctes, minces et lenticulaires au sein des dépôts de dunes (fig. 22). Au nord-ouest, dans les coupes QAB et BB (fig. 3), aucun interdune de dépôt n'a été observé. Sabkha et les dépôts interdunes de dépôt nécessitent tous deux des conditions humides ou humides pendant leur formation. La distribution de ces dépôts dans le White Rim était probablement étroitement liée aux variations de la nappe phréatique. L'emplacement du gisement de sabkha et la prédominance des interdunes de dépôt dans la partie est de la zone d'étude suggèrent que la nappe phréatique était moins profonde dans cette zone. Les dépôts interdunes déflationnistes secs, d'autre part, se produisent dans toute la zone d'étude, mais sont plus fréquents dans la partie ouest. Ces dépôts étaient très probablement indépendants des fluctuations de la nappe phréatique et étaient liés à la migration des dunes pendant le dépôt de White Rim.


R. Mark Leckie

Les recherches de Mark Leckie se concentrent sur les questions de l'histoire du système Terre et de la paléocéanographie, avec un accent particulier sur la réponse de la biosphère aux changements du système océan-climat au fil du temps. Il étudie foraminifères planctiques et benthiques du Crétacé et du Cénozoïque. Ses recherches ont porté sur les environnements de dépôt marins marginaux modernes et anciens, les dépôts marins glaciaires néritiques du Paléogène tardif et du Néogène précoce de la région de la mer de Ross en Antarctique, les systèmes de dépôts marins épicontinentaux du Crétacé supérieur de la mer intérieure occidentale des États-Unis et une variété d'eaux profondes de basse latitude. contextes du Jurassique, du Crétacé et du Cénozoïque. Le professeur Leckie a navigué avec 6 étapes de forage océanique scientifique (étape 79 du projet de forage en mer profonde et étapes 101, 130, 165, 198, 210 du programme de forage océanique), ainsi que 2 expéditions du programme intégré de forage océanique associées à la "School of Rock' education and sensibilisation (IODP 312T) et la croisière d'évaluation de l'état de préparation du navire de forage JOIDES Resolution reconstruit et rénové (IODP 320T). Il a également passé de nombreux étés à effectuer des travaux sur le terrain dans l'ouest des États-Unis avec des étudiants et des collègues. Les études micropaléontologiques menées par ses étudiants comprennent la taxonomie, la biostratigraphie, la lithostratigraphie et les analyses de population. De plus, la paléoécologie isotopique d'anciens foraminifères planctiques et les analyses isotopiques de séries chronologiques de foraminifères planctiques et benthiques multispécifiques sont des éléments importants de leurs recherches en haute mer en tant qu'indicateurs indépendants et complémentaires de l'hydrographie et de la productivité de la colonne d'eau supérieure. Voir les foraminifères dans la recherche paléoenvironnementale et paléocéanographique

Projets de recherche en cours se concentrer sur les éléments suivants : 1) événements anoxiques océaniques du milieu du Crétacé et évolution de la communauté planctonique, 2) paléoocéanographie du Crétacé supérieur et stratigraphie séquentielle de la mer intérieure occidentale, 3) paléoocéanographie Maastrichtien-Eocène du Pacifique tropical, 4) limite oligocène-miocène et l'événement Mi-1, et 5) le niveau de la mer au Miocène, la constriction de la voie maritime indonésienne et la paléoocéanographie du Pacifique tropical occidental.

Le professeur Leckie et ses étudiants ont également participé activement à des projets visant à normaliser la taxonomie des foram planctoniques et à créer des atlas et des bases de données taxonomiques en ligne dans le cadre du groupe de travail sur le foram planctique mésozoïque et du groupe de travail sur le foram planctique oligocène. Ces atlas et d'autres foram planctoniques sont hébergés sur le site Web de CHRONOS.


5.5 : Environnements de dépôt - Géosciences

Un environnement de dépôt est un type spécifique d'endroit dans lequel les sédiments sont déposés, comme un chenal de cours d'eau, un lac ou le fond de l'océan profond. Ils sont parfois appelés milieux sédimentaires. Les couches de sédiments qui s'accumulent dans chaque type d'environnement de dépôt ont des caractéristiques distinctives qui fournissent des informations importantes concernant l'histoire géologique d'une zone. Les caractéristiques qui peuvent être observées et mesurées dans une roche sédimentaire pour en déduire son environnement de dépôt comprennent sa lithologie (qui est essentiellement son type de roche), ses structures sédimentaires et les fossiles qu'elle peut contenir.

Le schéma ci-dessous montre différents types d'environnements de dépôt. C'est de Wikipedia (en.wikipedia.org/wiki/File:SedimentaryEnvironment.jpg), téléchargé le 8 novembre 2008 par Mikenorton. Cliquez sur la vignette pour une version plus grande de l'image qui s'ouvre dans une nouvelle fenêtre.

Pourquoi les environnements de dépôt sont-ils importants?

La connaissance des environnements de dépôt est importante pour reconstruire l'histoire de la Terre, comprendre les processus terrestres et aider les humains à survivre et à prospérer sur Terre.

Reconstituer l'histoire de la Terre -- En analysant une roche sédimentaire, un géologue peut déduire ce qui se passait sur terre à l'endroit et au moment où le sédiment se déposait à l'origine. Ce que nous apprenons sur l'histoire géologique d'une région provient principalement de l'examen des couches de roches sédimentaires de la région et de la détermination de leurs environnements de dépôt. Étant donné que les roches sédimentaires sont stratifiées par ordre d'âge, comme résumé dans les principes de l'âge géologique relatif, les couches de roches sédimentaires servent d'enregistrement de la façon dont cette zone a changé, physiquement et biologiquement, au cours du temps géologique couvert par les couches de roches sédimentaires. . La reconstruction des environnements de dépôt permet aux géologues d'observer les climats du passé, les formes de vie du passé et la géographie du passé - l'emplacement des montagnes, des bassins, des grands fleuves et des baies océaniques. Les changements au fil du temps dans le climat, les formes de vie et la géographie constituent l'histoire géologique d'une région. En fin de compte, les histoires géologiques régionales sont compilées dans une histoire de la terre tout au long de son existence, y compris la formation, la croissance et les mouvements des continents et des bassins océaniques, la croissance et l'érosion des grandes chaînes de montagnes et l'histoire de la vie sur Terre.

Comprendre les processus terrestres -- Les sédiments se déposent dans de nombreux environnements à la surface de la terre, dont certains sont peu familiers avec les humains, tels que les environnements océaniques profonds. Des sédiments se sont déposés dans le passé dans des environnements qui n'existent pas dans le présent, comme une atmosphère sans oxygène libre, ou un environnement perturbé de manière catastrophique par un impact gigantesque de météorite. Par conséquent, en examinant les roches sédimentaires en tant que fenêtres sur ces environnements, nous pouvons en apprendre davantage sur les processus terrestres que nous saurions autrement peu, et en déduire des détails tels que la chimie de l'air ou de l'eau avec lesquels les sédiments étaient en contact et la physique processus qui se produisaient dans cet environnement.

Aider les humains à survivre et à prospérer -- La connaissance des processus terrestres a de nombreuses applications pratiques pour la santé et la survie humaines. Pour donner un exemple, en reconstituant les environnements de dépôt de certains sédiments déposés le long de la côte du nord-ouest du Pacifique, les géologues ont conclu que les grands tremblements de terre de subduction et les tsunamis (ondes géantes) créés par les tremblements de terre, étaient les forces motrices de l'environnement de dépôt de ces dépôts sédimentaires. . Cela a conduit à une réévaluation des risques de tremblement de terre dans l'ouest de Washington et de l'Oregon et à la réécriture des codes du bâtiment et des normes d'ingénierie pour la construction d'écoles, de routes, de ponts et d'infrastructures dans cette région. Cela a affecté des choses telles que les polices d'assurance et les coûts de construction.

Les géologues utilisent des analyses des environnements de dépôt pour aider à localiser, à l'intérieur de la terre, les sources de pétrole, de charbon, de gaz naturel, les gisements de métaux/minéraux/roches de valeur et les aquifères, qui sont des sources utilisables d'eaux souterraines.

Les nombreux environnements de dépôt qui peuvent être regroupés en trois grandes catégories - marin, transitionnel et continental. Voir le Tableau de base des environnements de dépôt pour une ventilation plus détaillée de chacune des catégories et des roches sédimentaires, des structures et des fossiles qui sont communs à chaque environnement.

Comment les environnements de dépôt sont-ils identifiés?

Les caractéristiques d'une roche sédimentaire qui sont affectées par son environnement de dépôt sont sa lithologie sédimentaire (les minéraux et la texture de la roche), ses structures sédimentaires et ses fossiles. Les roches sédimentaires contiennent des structures sédimentaires qui se sont formées lors du dépôt des sédiments. De nombreuses roches sédimentaires contiennent également des fossiles, qui sont notre principale source d'information sur l'histoire de la vie sur terre. Les structures sédimentaires et les fossiles sont mieux trouvés et examinés dans les affleurements, où des lits entiers de roches sédimentaires sont exposés dans leur cadre géologique non perturbé. Les structures et les fossiles dans les roches sédimentaires révèlent ce qui se passait sur la terre à l'endroit et au moment où les sédiments se déposaient.

Lithologie

La lithologie sédimentaire est une combinaison de la teneur en minéraux et de la texture sédimentaire de la roche. La lithologie d'une roche sédimentaire se résume en grande partie au nom de la roche. Voir la page Notions de base sur les roches sédimentaires et le tableau de classification des roches sédimentaires.

Structures sédimentaires

Les structures sédimentaires telles que les lits transversaux, les lits gradués et les fissures de boue sont utiles pour déterminer dans quelle direction se trouvait la séquence originale des sédiments. Il est possible que les forces tectoniques déforment les roches de la croûte au point que les lits de roches sédimentaires se soient renversés. Par conséquent, un géologue doit vérifier les structures sédimentaires pour s'assurer de la hauteur, surtout s'il examine des lits de sédiments qui ont été inclinés à des angles élevés, loin de leur position horizontale d'origine.

Literie

Les lits sédimentaires, ou strates, sont des couches de sédiments qui peuvent être distinguées des couches supérieures ou inférieures par le type, la texture ou la couleur des sédiments. La plupart des sédiments s'accumulent sous l'eau à la surface de la terre. Certains s'accumulent à la surface de la terre à la base de l'atmosphère. Dans les deux cas, le dépôt de sédiments a tendance à se produire lors d'événements ou d'impulsions de sédimentation accrue, tels que lors de débits élevés ou de crues de rivières, de saisons de vent fort dans un désert, de certaines parties du cycle des marées dans des environnements marins peu profonds ou de gel annuel. et les cycles de dégel dans les lacs des environnements subarctiques. Il en résulte des lits sédimentaires qui peuvent n'avoir que quelques mm d'épaisseur ou atteindre plusieurs m d'épaisseur. Notez que les processus qui ont causé la litière peuvent être déduits, avec une étude minutieuse, de la nature de la litière elle-même.

  • Massif : Pas de lits apparents sur plusieurs m d'exposition
  • Lits épais : supérieurs à 100,0 cm (supérieurs à 1,0 m)
  • Lits modérés : 10,0 cm - 100,0 mm
  • Lits minces : 1,0 cm - 10,0 cm
  • Lames ou lits stratifiés : moins de 1,0 cm (moins de 10 mm)

Literie croisée

Le fait que, dans de nombreux cas, les sédiments ont tendance à se déposer à partir de l'eau (ou de l'air) et de remplir les zones basses avec des couches relativement plates est la base du principe d'horizontalité originelle, l'un des principes importants de l'âge géologique relatif. Cependant, tous les lits sédimentaires ne sont pas horizontaux au départ. Les lits transversaux en particulier commencent par des lits inclinés, formés par l'accumulation de sédiments en couches sur les pentes des ondulations ou des dunes de sédiments, ou sur des pentes qui s'enfoncent progressivement dans des eaux plus profondes à mesure que les sédiments s'accumulent de l'embouchure d'une rivière dans un océan ou un lac. Des lits transversaux formés à partir d'ondulations de sédiments déplacés à la base d'un courant d'eau en pente descendante dans la direction de l'écoulement de l'eau. Les sédiments soufflés par le vent qui se sont déposés sous forme de dunes de sable forment de longs lits transversaux qui représentent les faces migratoires sous le vent des dunes de sable.

Literie rythmée

La literie rythmique consiste en une séquence répétée de lits. Varves est un exemple simple de litière rythmée. Les turbidites sont un exemple plus complexe de litière rythmique. Les lits rythmiques sont parfois appelés « rythmiques ».

Literie classée

Les lits classés ont des grains de sédiments plus grossiers (plus gros) au fond, allant jusqu'à des grains de sédiments plus fins (plus petits) au sommet du lit ou le classement peut se produire dans une séquence de lits à partir, au minimum, d'un lit de sédiments grossiers recouvert par un lit de sédiments plus fins, ou plusieurs lits de sédiments de plus en plus fins les uns sur les autres. La litière graduée résulte du fait que les gros grains de roches ou de minéraux communs tombent d'un plan d'eau plus rapidement que les grains plus fins de sédiments. Une fois qu'un écoulement d'eau ralentit suffisamment pour que les grains de sédiments se déposent, si les grains de sédiments sont dans un mélange de tailles, ils formeront un lit sédimentaire, ou une séquence continue de lits sédimentaires, avec les plus gros grains de sédiments au fond et le grains de sédiments plus gros au sommet.

Ondulations

Les ondulations de sédiments sont une structure qui se forme à la surface des lits. Leur origine est similaire à la façon dont les lits transversaux se développent, par la migration de sédiments sous forme d'ondulations, ou de dunes plus larges, à la base d'un courant d'eau ou d'air. Vous avez probablement vu des ondulations de sédiments si vous êtes allé sur une plage de sable à marée basse où le sable a été formé en ondulations par l'écoulement de l'eau à marée montante, ou si vous avez regardé des sédiments de sable à la base d'un cours d'eau ou canaux fluviaux. Les ondulations sédimentaires asymétriques ont des faces plus raides dans la direction descendante du courant.

Fissures de boue

Les sédiments à grains fins, en particulier les sédiments composés au moins en partie d'argile, formeront un motif polygonal de fissures de boue à la surface du lit, si le sédiment était recouvert d'eau qui s'est asséchée ou a reculé et a laissé le lit exposé à l'air.

Fossiles

Les fossiles sont les restes ou traces d'organismes biologiques conservés dans les roches. Les fossiles se trouvent couramment dans les roches sédimentaires. En plus de fournir des preuves des formes de vie qui ont existé dans le passé de la Terre et de l'évolution de la vie sur Terre au cours de l'histoire de la Terre, les fossiles fournissent des informations importantes sur l'environnement de dépôt dans lequel les sédiments ont été déposés. Par exemple, les fossiles de poissons impliquent que les sédiments se sont déposés dans un plan d'eau. Les fossiles de feuilles d'arbres impliquent que les sédiments se sont déposés sur terre, au-dessus du niveau de la mer.

Les traces fossiles, telles que les empreintes de dinosaures conservées sur une couche de boue lithifiée, ou les trous de ver dans le limon provenant du fond d'une mer peu profonde sont un autre type important de fossiles. Les trous de ver ou tunnels créés par d'autres organismes qui vivaient dans les sédiments et sont conservés sous forme de traces fossiles sont connus sous le nom de bioturbation.

L'organisme d'origine est susceptible d'être préservé uniquement en termes de ses parties dures, telles que sa coquille, son squelette ou ses dents. Les parties molles des animaux sont beaucoup moins susceptibles d'être fossilisées. Parce qu'une certaine combinaison d'événements et de conditions est requise pour que les organismes morts se fossilisent, la plupart des organismes qui vivent sur terre ne se fossilisent jamais. De nombreuses espèces entières ont existé qui ne sont pas représentées dans les archives fossiles. Cependant, il y a plus de fossiles dans les roches qui n'ont pas encore été découverts. Les paléontologues - des professionnels qui étudient scientifiquement les fossiles - peuvent occasionnellement avoir le plaisir de confirmer et de rapporter la découverte d'une espèce fossile jusque-là inconnue.

Les fossiles se trouvent le plus souvent dans les roches sédimentaires. Moins fréquemment, les fossiles se trouvent dans certains types de roches volcaniques, rarement dans des roches métamorphiques à faible teneur et jamais dans des roches ignées plutoniques ou des roches métamorphiques à haute teneur. Toutes les roches sédimentaires ne contiendront pas de fossiles, mais beaucoup en contiennent, ce qui ajoute considérablement aux informations que la roche contient sur son environnement de dépôt et ce qu'elle représente en termes d'histoire de la vie sur terre.

Les fossiles peuvent ne conserver aucun des tissus, os ou coquilles d'origine dont l'organisme était composé. Une fois enfoui dans la terre dans le cadre du cycle de la roche pour se lithifier, un fossile peut se minéraliser complètement. Par exemple, le bois pétrifié a vu sa matière organique remplacée par du quartz à la suite de réactions chimiques qui se sont produites une fois qu'il a été enfoui suffisamment profondément pour être sous la nappe phréatique. Parfois, les coquilles ou les exosquelettes d'animaux marins ont été complètement remplacés par la pyrite minérale jaune brillante, formant un moule détaillé de la coquille ou de l'exosquelette d'origine.

Si vous étudiez vous-même des roches stratifiées, qu'il s'agisse de couches de roches sédimentaires ou de couches de roches volcaniques, gardez un œil sur les fossiles.

Faciès sédimentaire

Les faciès sédimentaires sont des corps de sédiments qui proviennent simultanément des environnements de dépôt adjacents. Par exemple, un faciès de plage peut généralement être distingué d'un faciès de marécage, qui ont tous deux été déposés en même temps l'un à côté de l'autre. Par rapport au faciès des plages, le faciès des marécages aura une plus petite taille moyenne des grains de sédiments, plus de fossiles de bioturbation, contiendra des lits croisés et des ondulations créés par les courants de marée, et aura plus de mollusques ou d'autres fossiles d'eaux peu profondes préservés à leur place d'origine, dans forme ininterrompue. Il n'y aura pas de frontière nette entre les deux faciès conservés dans les archives sédimentaires. Au lieu de cela, la frontière entre eux sera une zone avec des lits de sédiments qui s'imbriquent et se nivellent les uns dans les autres d'un faciès à l'autre.

Vous trouverez ci-dessous un schéma simplifié de trois faciès sédimentaires adjacents : un faciès de plage et de platier (combinés), une partie marine ou proche du rivage d'un plateau continental et une plate-forme ou un récif de carbonate au large. Les sédiments du faciès des plages et des plateaux de marée sont principalement du sable, le faciès de la baie est principalement constitué de boue et le faciès des récifs est principalement constitué de coquillages et de coraux constitués de minéraux carbonatés. Si ces sédiments sont enfouis et lithifiés en roches sédimentaires, les sables de la plage se transforment en grès, la boue de la baie se transforme en schiste et les sédiments récifaux se transforment en calcaire.

L'étude des faciès sédimentaires a révélé, entre autres, comment le niveau de la mer, par rapport au rivage d'un continent, évolue constamment au cours des temps géologiques, sur des échelles de temps qui peuvent varier de plusieurs décennies à plusieurs millions d'années. Pour donner un exemple plus spécifique de la façon dont les changements de faciès enregistrent le changement du niveau de la mer, au fond du Grand Canyon de l'Arizona se trouve une séquence de trois formations rocheuses sédimentaires : le Tapeats Sandstone, le Bright Angel Shale et le Muav Limestone. On pense que ces trois formations sédimentaires sont à l'origine d'une série continue de sédiments à mesure que le niveau de la mer s'élevait progressivement, par rapport à la terre, sur une période qui a pris plus d'un million d'années dans cette région. Au fur et à mesure que le niveau de la mer augmentait, le rivage de l'océan s'est déplacé vers l'intérieur, ce qui signifie que le faciès des plages s'est déplacé vers l'intérieur, le faciès de la baie s'est déplacé dans la même direction, tout comme le faciès des récifs. Le long de la côte à faible gradient du continent, à mesure que le niveau de la mer s'élevait, ce qui avait été une plage a été recouvert d'eau plus profonde et est devenu le fond d'une baie où la boue s'est accumulée sur le sable. Ensuite, alors que le niveau de la mer montait encore plus haut, la zone se trouvait dans des eaux plus profondes plus loin du rivage où l'eau était relativement claire et exempte de sédiments clastiques. Cela a permis à un récif de corail de se construire sur la boue. Un temps plus géologique s'est écoulé et l'environnement de la région a changé à nouveau, les dépôts de sable, de boue et de sédiments carbonatés ont été enfouis et lithifiés dans la séquence de formations sédimentaires qui, de bas en haut, sont du grès, du schiste et du calcaire. La séquence de sédiments qui enregistrent un déplacement latéral progressif des faciès sédimentaires lors d'une transgression marine est illustrée dans le diagramme ci-dessous. Dans le diagramme, la partie du continent au-dessus du niveau de la mer serait à gauche. Au fur et à mesure que le temps passait (en se déplaçant vers le haut dans le diagramme), le rivage se déplaçait vers la gauche.

À un endroit donné, comme celui où se trouve maintenant le Grand Canyon, la preuve d'une transgression marine apparaît sous la forme d'une séquence stratigraphique continue de grès au fond, de schiste au-dessus du grès et de calcaire au-dessus du schiste. Les minéraux, les textures sédimentaires, les structures sédimentaires et les fossiles sont particulièrement indicatifs des environnements de dépôt de plage, de plat-marée, de baie boueuse et de récif au large. Une telle séquence transgressive est marquée comme une colonne stratigraphique dans le diagramme ci-dessus. Ci-dessous est montrée une version simplifiée de la colonne stratigraphique qui représente une transgression marine, avec la plus ancienne formation sédimentaire au fond.

Il est également possible qu'une séquence régressive se produise lorsque le niveau de la mer descend par rapport à la côte d'un continent, ce qui entraîne la séquence inverse : calcaire sur le fond, schiste au milieu et grès sur le dessus. Les séquences régressives sont moins susceptibles de se produire. être préservés dans les archives rocheuses que les séquences transgressives. En effet, à mesure que le niveau de la mer baisse, les parties exposées du continent, qui étaient auparavant sous le niveau de la mer, sont exposées au-dessus du niveau de la mer et plus soumises aux forces de l'altération et de l'érosion . Par conséquent, les sédiments sont susceptibles d'être éliminés par des processus terrestres plutôt que d'être maintenus enfouis et préservés dans la terre.

Exemples de sédiments et de leurs environnements de dépôt particuliers

Turbidites

Les océans reçoivent la plupart des sédiments clastiques qui s'érodent des continents. Sur les bords des plateaux continentaux, où la pente sous-marine s'incline vers des eaux beaucoup plus profondes, des accumulations de boue et de sable déposés par les rivières s'accumulent. Finalement, tant de sédiments s'accumulent sur le bord de la pente raide qu'ils sont susceptibles de céder la place à un glissement de terrain sous-marin. Le glissement de terrain sous-marin descendra la pente dans des eaux plus profondes, se mélangeant à l'eau de mer pour former ce qu'on appelle un courant de turbidité. Au fur et à mesure que les sédiments se déposent progressivement hors du courant de turbidité sur le fond océanique plus profond, les sédiments à grains plus grossiers (ces grains de sédiments de plus grand diamètre) se déposeront d'abord au fond, suivis progressivement par des sédiments de plus en plus fins. Cela crée une séquence graduée de sédiments - elle monte d'un lit de sable à travers une couche de limon jusqu'à une couche supérieure de boue fine. Ce gisement classé devient une roche connue sous le nom de turbidite. Au fil des ans, une turbidite est susceptible de se déposer les unes sur les autres, encore et encore des milliers de fois. Cela crée des lits répétés de sable grossier à boue fine, qui peuvent totaliser des milliers de pieds d'épaisseur. Si des parties du fond océanique finissent par devenir une partie d'un continent, les turbidites sont susceptibles d'être un composant majeur du terrane accrété.

Varves

Les varves sont des couches annuelles de sédiments, des couches de sédiments qui s'accumulent chaque année, année après année. Les varves sont déposées sous forme de lits rythmés, des lits disposés selon un motif répétitif.

Un environnement de dépôt commun dans lequel un type de varve est déposé est celui des lacs dans les climats froids où la surface du lac gèle chaque hiver et dégèle chaque printemps et été. Pendant le dégel du printemps et de l'été, les cours d'eau se déversent à un débit élevé dans le lac, provoquant le dépôt d'une couche de limon sur le lit du lac. Le limon est généralement riche en quartz et en feldspath et de couleur claire. Pendant le gel hivernal, lorsqu'il y a peu ou pas de sédiments fluviaux entrant dans le lac, seules des particules de la taille de l'argile se déposent au fond du lac, ainsi que des organismes planctoniques (flottants, principalement microscopiques) qui ont prospéré en été et est mort lorsque le lac a gelé. Le sédiment hivernal est donc de l'argile, parfois de l'argile foncée en raison de sa faible teneur en carbone.

La varve résultante est une paire de strates : une strate de limon de couleur claire provenant de la saison chaude printemps-été et une strate d'argile plus foncée provenant du gel hivernal.

Les séquences de varves sont particulièrement courantes dans les endroits qui étaient les lits de lacs près des glaciers pendant les périodes glaciaires. Les périodes glaciaires sont des périodes où les glaciers continentaux se sont formés et ont progressé en dehors des régions polaires. L'ère glaciaire la plus récente, l'époque du Pléistocène (il y a environ 2,5 millions à 12 000 ans), a vu les glaciers continentaux avancer plusieurs fois dans le nord de l'Amérique du Nord (dans ce qui est maintenant l'extrême nord des États-Unis), la péninsule scandinave et les régions voisines de l'Europe. y compris la Grande-Bretagne et certaines parties de l'Asie du Nord. Au cours des glaciations continentales, les glaciers ont endigué de nombreux bassins hydrographiques et créé des lacs temporaires dans les climats froids à côté des glaciers, où des séquences de varves se sont accumulées.

Calcaire Marin

Le calcaire, une roche constituée du minéral de carbonate de calcium connu sous le nom de calcite, peut se former dans une variété d'environnements de dépôt, des gisements de sources chaudes dans les lacs aux récifs coralliens dans les océans tropicaux. La plupart des calcaires proviennent des eaux peu profondes des océans tropicaux et peuvent contenir des fossiles de plantes et d'animaux ayant vécu dans ces environnements marins. Cependant, les calcaires constitués de récifs coralliens enfouis ne sont pas aussi courants que les calcaires fabriqués simplement à partir de boue de chaux. La boue de chaux provient d'organismes désintégrés dont les parties dures sont constituées de carbonate de calcium. En conséquence, le calcaire est généralement massif (manque de lits évidents), à grain fin et manque de fossiles évidents.

Dépôts de tsunami

Lorsque des tremblements de terre dévastateurs dans la zone de subduction se produisent le long d'une côte, des vagues d'eau extrêmement importantes appelées tsunamis sont générées. Dans le même temps, le niveau de la mer change par rapport au niveau de la terre le long du rivage local. La combinaison d'une baisse soudaine du niveau des terres et d'un tsunami qui balaie les basses terres côtières crée plusieurs marqueurs distinctifs dans les couches de sédiments qui restent. Il s'agit notamment de dépôts boueux de marais côtiers recouverts de dépôts de gravier ou de sable qui ont des structures sédimentaires indiquant que des vagues à haute énergie se sont déplacées vers l'intérieur des terres le long de la côte. Là où la côte est presque plate plutôt qu'escarpée, ces dépôts de tsunami peuvent s'étendre sur des kilomètres à l'intérieur des terres. Les bosquets de cèdres ou d'autres arbres à feuilles persistantes qui poussent à côté de zones marécageuses, à peine au-dessus du niveau de la mer, peuvent tomber et voir leurs racines exposées à l'eau salée. Cela tuera les arbres, bien qu'ils puissent rester en place pendant plusieurs centaines d'années en tant que « forêts fantômes », témoignages silencieux des grands tremblements de terre du passé récent.

Le charbon est une roche sédimentaire chimique composée principalement de carbone. Il se forme à partir des restes de plantes qui vivaient dans des environnements humides riches en arbres, arbustes, eau et boue. Dans de tels milieux marécageux, les débris végétaux morts sont rapidement enfouis et échappent ainsi à la pourriture à la surface de la terre. Une fois enterrées, chauffées et comprimées dans la croûte terrestre, les plantes mortes deviendront du charbon si les bonnes conditions de chaleur et de pression sont atteintes.

Rivières sinueuses

Des séquences de lits de grès, de conglomérat, de siltite, de schiste et de fossiles végétaux indiquent le dépôt de sédiments par un système de rivières sinueuses. S'il y avait des bois épais et des zones marécageuses densément végétalisées, il peut aussi y avoir du charbon. Les détails des structures sédimentaires, signatures caractéristiques de processus de dépôt particuliers, confirmeront s'il y avait des canaux fluviaux sinueux, des bancs de sable, une érosion des berges et des inondations occasionnelles.

Deltas

Une grande partie des sédiments se dépose là où les rivières se jettent dans les lacs ou dans l'océan. En effet, la vitesse du courant du cours d'eau s'y arrête et, au fur et à mesure que le débit ralentit, les sédiments transportés par le cours d'eau se déposent au fond et se déposent. Les deltas le long des côtes océaniques sont des environnements de transition, où la surface de la terre s'incline progressivement de la terre ferme vers le sous-marin, et où les courants d'eau douce et les sédiments érodés des continents rencontrent les vagues, les marées et les sédiments marins.

Les deltas où de grands fleuves rencontrent l'océan sont immenses, surtout lorsque leurs parties sous-marines sont prises en compte. La partie sud de l'État de Louisiane se situe dans le delta du Mississippi. Sous le golfe du Mexique, il y a un volume beaucoup plus important du delta qui descend jusqu'à sa base en eau profonde loin du rivage. Le delta du Brahmapoutre au Bangladesh est la partie subaérienne d'un grand delta qui a une composante sous-marine, connue sous le nom d'éventail du Bengale, qui peut être le plus grand corps de sédiments sur terre.

Il est courant que des gisements de pétrole se trouvent dans les lits sédimentaires des deltas, y compris les deltas de rivières qui ont disparu depuis longtemps, les lits sédimentaires conservés sous forme de couches de roche sédimentaire. Le forage dans les gisements du delta par les compagnies pétrolières a conduit à une connaissance détaillée des structures, des minéraux, des textures, des faciès et des fossiles qui sont généralement déposés dans différentes parties d'un delta marin. Vous trouverez ci-dessous un schéma simplifié des principaux ensembles de lits qui caractérisent un delta.

Les lits forestiers d'un delta marin sont des sédiments déposés dans un cadre continental, sur les parties à faible gradient du delta au-dessus du niveau de la mer, où se trouvaient des canaux de cours d'eau sinueux et des plaines inondables marécageuses ou marécageuses. Les sédiments ont tendance à être à grains fins, à lits minces et présentent certains types de lits croisés, d'ondulations, de fossiles de plantes et, dans certains cas, de fissures de boue.

Les lits forestiers ont été déposés sur des pentes à gradient plus élevé descendant dans les eaux profondes, de sorte que les lits forestiers sont constitués de sédiments déposés sous l'eau dans des conditions d'énergie relativement élevées. Les sédiments plus grossiers des courants de turbidité - sable et gravier avec lits croisés et lits gradués - sont courants dans les lits forestiers.

Les lits de fond se sont formés là où les courants de turbidité, qui provenaient plus haut du delta, se sont propagés sur le fond océanique à gradient inférieur dans des eaux plus profondes et ont perdu leur énergie, et se composent de sables fins, de limons et d'argiles, généralement dans des séquences caractéristiques de lits classés connus comme des turbidites.

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Environnements sédimentaires

  • Ancient Environment contient le produit sous forme de roches, étant donné que des processus plus ou moins similaires fonctionnent dans un environnement similaire tout au long du temps géologique.
  • Il est aisé de caractériser chaque milieu sédimentaire sur la base de leur produit de caractéristiques de l'environnement.
  • Les environnements sédimentaires anciens peuvent donc être extrapolés à partir des archives rocheuses en comparant les produits avec leurs homologues modernes, mais une telle construction est difficile et présente plusieurs incohérences.
  • Les caractéristiques physiques qui ont une valeur de principe comprennent les caractéristiques de la stratification, la nature des contacts de la formation, la structure sédimentaire et les propriétés directionnelles.
  • L'analyse chimique concentrée sur la composition brute de la roche, les principaux constituants minéraux et le minéral othogenithique peut être particulièrement utile dans la reconstruction environnementale.
  • La matière organique joue un rôle majeur dans l'analyse globale. Les assemblages de flore et de faune ainsi que l'abondance relative et le rapport des diverses formes sont très utiles.

9.4 Milieux de dépôt et bassins sédimentaires

Les sédiments s'accumulent dans une grande variété de milieux, tant sur les continents que dans les océans. Certains des plus importants de ces environnements sont illustrés à la figure 9.20.

Graphique 9.20 Certains des environnements de dépôt importants pour les sédiments et les roches sédimentaires. Source : Steven Earle (2015) Source de vue CC BY 4.0, modifiée d'après Mike Norton (2008) Source de vue CC BY-SA 2.0

Les tableaux 9.1 et 9.2 présentent un résumé des processus et des types de sédiments qui se rapportent aux divers environnements de dépôt illustrés à la figure 9.19. Les types de sédiments qui s'accumulent dans ces milieux sont examinés plus en détail dans la dernière section de ce chapitre.

Tableau 9.1 Milieux de dépôt terrestres
Environnement Processus de transport clés Paramètres de dépôt Sédiments typiques
Glacial Gravité, glace en mouvement, eau en mouvement Vallées, plaines, ruisseaux, lacs Till glaciaire, gravier, sable, limon, argile
Alluvial La gravité, l'eau en mouvement Là où les vallées escarpées rencontrent les plaines Fragments angulaires grossiers
Fluvial L'eau en mouvement Ruisseaux Gravier, sable, limon, matière organique
Éolienne Vent Déserts et régions côtières Sable, limon
lacustre Eau en mouvement des lacs Sable, limon, argile, matière organique
Évaporite eau plate Lacs dans les régions arides Sels, argile
Source : Karla Panchuk (2018) CC BY 4.0, modifié d'après Steven Earle (2015) CC BY 4.0 voir la source.
Tableau 9.2 Milieux de dépôt marins
Environnement Processus de transport clés Paramètres de dépôt Sédiments typiques
Deltaique L'eau en mouvement Deltas Sable, limon, argile, matière organique
plage Vagues, courants côtiers Plages, flèches, bancs de sable gravier, sable
Marée Courants de marée Les vasières Sable à grain fin, limon, argile
Récif Vagues, courants de marée Récifs et bassins adjacents Carbonates
Marin peu profond Vagues, courants de marée Étagères, pentes, lagunes Carbonates dans les climats tropicaux sable/limon/argile ailleurs.
Lagonal Peu de transport Fond lagon Carbonates dans les climats tropicaux, limon, argile
Ventilateur sous-marin Écoulements gravitaires sous-marins Versants continentaux, plaines abyssales Gravier, sable, limon, argile
Eaux profondes courants océaniques Plaines abyssales profondes Argile, boue carbonatée, boue de silice
Source : Karla Panchuk (2018) CC BY 4.0, modifié d'après Steven Earle (2015) CC BY 4.0 voir la source.

La plupart des sédiments que vous pourriez voir autour de vous, y compris les talus sur les pentes abruptes, les bancs de sable dans les ruisseaux ou le gravier dans les tranchées de route, ne deviendront jamais des roches sédimentaires. En effet, ils n'ont été déposés que relativement récemment - peut-être il y a quelques siècles ou millénaires - et seront ré-érodés avant d'être enfouis suffisamment profondément sous d'autres sédiments pour être lithifiés. Pour que les sédiments soient conservés assez longtemps pour être transformés en roche (un processus qui prend des millions ou des dizaines de millions d'années), ils doivent avoir été déposés dans un bassin dans lequel les sédiments peuvent être conservés aussi longtemps. La plupart de ces bassins sont formés par des processus de tectonique des plaques (figure 9.21).

Graphique 9.21 Certains types de bassins produits tectoniquement : (a) bassin de tranchées, (b) bassin d'avant-arc, (c) bassin d'avant-pays et (d) bassin de rift. Source : Steven Earle (2015) CC BY 4.0 voir la source

Bassins de tranchée forme où une plaque océanique subductrice plonge sous la lithosphère continentale ou océanique dominante. Ils peuvent atteindre plusieurs kilomètres de profondeur et, dans de nombreux cas, abriter d'épaisses séquences de sédiments provenant des montagnes côtières en érosion voisines. Il y a un bassin de tranchées bien développé au large de la côte ouest de l'île de Vancouver.

UNE bassin de l'avant-arc se situe entre la zone de subduction et l'arc volcanique, et peut être formé en partie par frottement entre la plaque de subduction et la plaque de dépassement, qui tire une partie de la plaque de dépassement vers le bas. Le détroit de Georgia, le chenal entre l'île de Vancouver et la partie continentale de la Colombie-Britannique, est un bassin d'avant-arc.

UNE bassin d'avant-pays est causée par la masse d'une chaîne de montagnes qui abaisse la croûte. UNE bassin du rift se forme là où la croûte continentale est déchirée et la croûte des deux côtés du rift s'affaisse. Si le rifting continue, cela finira par devenir une mer étroite, puis un bassin océanique. Le bassin du rift est-africain représente une première étape de ce processus.


Variations de la composition des micronodules de manganèse : un indicateur possible des environnements sédimentaires

Des micronodules de manganèse provenant de divers environnements ont été analysés avec la microsonde électronique. Les caractéristiques chimiques des nodules de manganèse marins ont été examinées en relation avec leurs environnements de dépôt et comparées à celles des macronodules de manganèse. La variation de la composition a un lien avec les taux d'accumulation et les caractéristiques chimiques des sédiments associés. Mg et Ti ont tendance à s'enrichir en micronodules par rapport aux sédiments hôtes, ces éléments peuvent produire des phases minérales authigènes dans les micronodules. Ces observations montrent que les micronodules de manganèse se forment chimiquement dans approximativement les mêmes conditions que celles des macronodules, mais la coexistence de paires de micronodules et de macronodules prélevés dans les mêmes sédiments suggère que la diagenèse oxique joue un rôle plus important dans la formation des micronodules que celle des macronodules. Les caractéristiques chimiques des micronodules de manganèse collectés dans plusieurs environnements marins tels qu'une mer marginale, des régions hémipélagiques et le Pacifique central montrent que leurs compositions sont étroitement liées à leurs environnements de dépôt. Les micronodules d'origine hydrothermale présentent des caractéristiques chimiques différentes de celles des nodules hydrogénés et diagénétiques. Nous proposons plusieurs critères pour la discrimination des micronodules de divers types. L'examen des carottes DSDP indique que les micronodules se dispersent abondamment dans les sédiments marins et que leur composition chimique reste inchangée au cours d'une longue période géologique. Par ailleurs, l'évaluation préliminaire des roches sédimentaires à terre montre la préservation d'anciens micronodules. Ainsi, les micronodules de manganèse sont un indicateur utile de l'environnement de dépôt des sédiments, et les micronodules anciens des roches sédimentaires peuvent offrir une clé possible de l'origine des roches sédimentaires et de l'histoire des terranes géologiques.


5.5 : Environnements de dépôt - Géosciences

Un environnement de dépôt est un environnement spécifique dans lequel les sédiments sont déposés. Ils sont parfois appelés milieux sédimentaires. Les couches de sédiments qui s'accumulent dans chaque type d'environnement de dépôt ont des caractéristiques distinctives qui fournissent des informations importantes concernant l'histoire géologique d'une zone.

Pourquoi les environnements de dépôt sont-ils importants?

Pour remonter l'histoire géologique d'une région, les environnements de dépôt de ses roches sédimentaires doivent être analysés. En reconstruisant les environnements de dépôt, les géologues sont capables de reconstituer les climats du passé, les formes de vie du passé et la géographie du passé - là où se trouvaient les montagnes, les bassins, les grands fleuves et les baies de l'océan.

Les connaissances ainsi acquises ont des applications pratiques. Pour donner un exemple, en reconstituant les environnements de dépôt de certains sédiments sur la côte du nord-ouest du Pacifique, les géologues ont conclu que les grands tremblements de terre de subduction et les tsunamis (ondes géantes) créés par les tremblements de terre étaient les forces motrices de l'environnement de dépôt. Cela a conduit à une réévaluation des risques de tremblement de terre dans l'ouest de Washington et de l'Oregon et à la réécriture de certains des plans de routes et de ponts dans la région.

D'autres exemples incluent la recherche de gisements d'énergie sous forme de charbon ou de pétrole, chacun provenant d'un certain type d'environnement de dépôt. si vous savez ce qu'il faut rechercher dans les couches rocheuses pour vous conduire à ce type d'environnement de dépôt, vous pourrez peut-être découvrir des sources majeures de combustible fossile (si vous en faites partie).

Il existe de nombreux environnements de dépôt. Nous nous concentrerons sur les environnements de dépôt qui sont importants dans le nord-ouest du Pacifique, y compris le fond océanique profond, le plateau continental et les plaines inondables des rivières.

Exemples de sédiments et de leurs environnements de dépôt particuliers

Turbidites

Les océans reçoivent la plupart des sédiments clastiques qui s'érodent des continents. Sur les bords des plateaux continentaux, là où la pente sous-marine s'incline vers des eaux beaucoup plus profondes, des accumulations de boue et de sable déposés par les rivières s'accumulent. Finalement, tant de sédiments s'accumulent sur le bord de la pente raide qu'ils sont susceptibles de céder la place à un glissement de terrain sous-marin. Le glissement de terrain sous-marin descendra la pente dans des eaux plus profondes, se mélangeant à l'eau de mer pour former ce qu'on appelle un courant de turbidité. Au fur et à mesure que les sédiments se déposent progressivement hors du courant de turbidité sur le fond océanique plus profond, les sédiments à grains plus grossiers (ces grains de sédiments de plus grand diamètre) se déposeront d'abord au fond, suivis progressivement par des sédiments de plus en plus fins.Cela crée une séquence graduée de sédiments - elle monte d'un lit de sable à travers une couche de limon jusqu'à une couche supérieure de boue fine. Ce gisement classé devient une roche connue sous le nom de turbidite. Au fil des ans, une turbidite est susceptible de se déposer les unes sur les autres, encore et encore des milliers de fois. Cela crée des lits répétés de sable grossier à boue fine, qui peuvent totaliser des milliers de pieds d'épaisseur. Si des parties du fond océanique finissent par devenir une partie d'un continent, les turbidites sont susceptibles d'être un composant majeur du terrane accrété.

Calcaire Marin

Le calcaire, une roche constituée du minéral de carbonate de calcium connu sous le nom de calcite, peut se former dans une variété d'environnements de dépôt, des gisements de sources chaudes dans les lacs aux récifs coralliens dans les océans tropicaux. La plupart des calcaires proviennent des eaux peu profondes des océans tropicaux et peuvent contenir des fossiles de plantes et d'animaux qui vivaient dans ces environnements. Cependant, les calcaires constitués de récifs coralliens enfouis ne sont pas aussi courants que les calcaires fabriqués simplement à partir de boue de chaux. La boue de chaux provient d'organismes désintégrés dont les parties dures sont constituées de carbonate de calcium. En conséquence, le calcaire est généralement massif, à grain fin et pauvre en fossiles.

Séquences transgressives et régressives

L'élévation et la chute progressives du niveau de la mer par rapport à la terre créent des séquences distinctes d'environnements de dépôt. Dans une zone basse près de la mer, au fur et à mesure que le niveau de la mer s'élève (transgresse), l'environnement commencera comme une plage, puis deviendra un plat de marée au large, puis une baie plus profonde avec un fond boueux. Finalement, dans l'eau chaude, il peut devenir un endroit où la boue de chaux s'accumule.

Ainsi, de bas en haut, à mesure que la mer traverse une zone, elle laissera une séquence sédimentaire de sable recouverte de boue recouverte de chaux. Si ces couches sont enfouies suffisamment profondément pour être lithifiées dans la roche sédimentaire, elles deviendront du grès, du schiste et du calcaire. Il s'agit d'une séquence sédimentaire transgressive, de bas en haut, grés-schiste-calcaire.

Une séquence sédimentaire régressive représente l'abaissement du niveau de la mer et le retrait de la mer des terres basses. C'est l'inverse d'une séquence transgressive. Une séquence régressive dans l'enregistrement stratigraphique serait, de bas en haut, calcaire-schiste-grès.

Dépôts de tsunami

Lorsque des tremblements de terre dévastateurs dans la zone de subduction se produisent le long d'une côte, des vagues d'eau extrêmement importantes appelées tsunamis sont générées. Dans le même temps, le niveau de la mer change par rapport au niveau de la terre le long du rivage local. La combinaison d'une baisse soudaine du niveau des terres et d'un tsunami qui balaie les basses terres côtières crée plusieurs marqueurs distinctifs dans les couches de sédiments qui restent. Il s'agit notamment de dépôts boueux de marais côtiers recouverts de dépôts de gravier ou de sable qui indiquent un écoulement de vagues à haute énergie. Là où la côte est presque plate plutôt qu'escarpée, ces dépôts de tsunami peuvent s'étendre sur des kilomètres à l'intérieur des terres. Les bosquets de cèdres ou d'autres arbres à feuilles persistantes qui poussent à côté de zones marécageuses, à peine au-dessus du niveau de la mer, peuvent tomber et voir leurs racines exposées à l'eau salée. Cela tuera les arbres, bien qu'ils puissent rester en place pendant plusieurs centaines d'années en tant que « forêts fantômes », témoignages silencieux des grands tremblements de terre du passé récent.

Le charbon est une roche sédimentaire chimique composée principalement de carbone. Il se forme à partir des restes de plantes qui vivaient dans des environnements humides riches en arbres, arbustes, eau et boue. Dans de tels milieux marécageux, les débris végétaux morts sont rapidement enfouis et échappent ainsi à la pourriture à la surface de la terre. Une fois enterrées, chauffées et comprimées dans la croûte terrestre, les plantes mortes deviendront du charbon si les bonnes conditions de chaleur et de pression sont atteintes.

Rivières sinueuses

Des séquences de lits de grès, de conglomérat, de siltite, de schiste et de fossiles végétaux indiquent le dépôt de sédiments par un système de rivières sinueuses. S'il y avait des bois épais et des zones marécageuses, il peut aussi y avoir du charbon. Les détails des structures sédimentaires, signatures caractéristiques de processus de dépôt particuliers, confirmeront s'il y avait des canaux fluviaux sinueux, des bancs de sable, une érosion des berges et des inondations occasionnelles.


5.5 : Environnements de dépôt - Géosciences

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De manière simplifiée, la surface de la terre est divisée en deux grandes divisions : (1) Terres d'origine - zones qui sont des sources de sédiments, ce qui signifie généralement des régions montagneuses, mais comprenant tout endroit où l'érosion et l'enlèvement des sédiments ont lieu, et (2) Bassins de dépôt - zones qui reçoivent sédiments érodés. Nous nous intéressons à la fois aux sources et aux bassins de dépôt, mais les bassins de dépôt sont notre principal intérêt ici.
Les bassins de dépôt sont subdivisés de plusieurs manières. L'un est par le type de sédiment prédominant trouvé dans le bassin ainsi, Systèmes dominés par les silicoclastiques et Systèmes dominés par le carbonate.
Les systèmes à dominance carbonatée se produisent dans des régions tectoniquement stables où l'apport de sédiments silicoclastiques est minime ou inexistant. La plupart des discussions restantes concernent les systèmes dominés par les silicoclastiques.
Une deuxième façon de diviser les bassins de dépôt est en divisions terrestres, transitionnelles (littoral et littoral) et marines (bassins de la mer épicontinentale aux océans d'eau profonde).
Une troisième façon de diviser les bassins de dépôt est en environnements de dépôt. Toutes ces divisions sont interdépendantes, mais les environnements de dépôt sont la principale discussion ici.

Environnements de dépôt
Un environnement de dépôt est une partie de la surface de la terre caractérisée par une combinaison unique de facteurs physiques, chimiques et biologiques processus. Ces processus contrôlent la façon dont les sédiments sont transportés et déposés, la modification chimique qu'ils subissent et le type d'organismes qui vivent et affectent les sédiments. Les processus aboutissent aux dépôts sédimentaires caractéristiques et distinctifs typiques de chaque environnement par lesquels nous les reconnaissons et les identifions.

Plusieurs dizaines de milieux de dépôt ont été identifiés. Les plus courantes sont répertoriées dans le tableau ci-dessus. La plupart des environnements vous seront familiers, même si vous n'y avez probablement pas pensé du point de vue des processus. Parmi les nombreux environnements de dépôt connus, un plus petit nombre sont d'une importance particulière car ils couvrent de grandes parties de la surface de la terre, ou sont communs dans les archives rocheuses. C'est ce plus petit nombre d'environnements que nous explorons ici.

OBSERVER : Dans le langage courant, nous parlons d'une plage, par exemple, comme d'un endroit que nous pouvons visiter, et notre langage nous encourage à considérer les environnements comme des lieux. Vous devrez probablement vous rappeler qu'en géologie, les environnements de dépôt sont définis par des processus.

Changements systématiques de la terre source au bassin de dépôt
Les environnements de dépôt ne sont pas distribués au hasard ou au hasard. Chacun existe dans un endroit spécifique pour des raisons spécifiques. Une observation générale que nous pouvons faire est la suivante : les sédiments changent de la source au bassin de dépôt de telle sorte que les environnements de dépôt évoluent dans des séquences systématiques et prévisibles de la source au bassin de dépôt. En général, les environnements de dépôt et donc les types de roches sont prévisibles de la source au bassin de dépôt.
Par exemple, les grosses particules silicoclastiques dominent près de la source dans les cônes alluviaux et les rivières tressées, et les fines particules silicoclastiques dominent à la fin de la séquence dans les bassins océaniques éloignés de la source. Une séquence idéale d'environnements en aval est illustrée sur le modèle des systèmes de dépôt siliciclastiques en haut de la page.

Systèmes longs
La séquence complète des environnements de dépôt de la montagne à la base océanique est ce que nous appelons un "système long". Les sédiments au début des systèmes longs sont de composition chimiquement et mécaniquement instable, et sont généralement des graviers immatures mal triés. Dans le système long idéal, la distance ou le temps de dépôt final de la source au bassin est grand. Ainsi, à la fin du système long, les sédiments sont chimiquement et mécaniquement stables en composition, et sont bien triés dans les tailles des éléments finaux de sable et d'argile. Les grès à l'extrémité du système long sont des arénites quartzifères matures.
Bien que des systèmes longs complets soient trouvés, de nombreuses variations sur le modèle se produisent, généralement parce que les environnements sont absents de la séquence. Il y a cependant une observation inviolable :

OBSERVATION : Des environnements individuels peuvent être absents de la séquence longue idéale, mais la séquence globale des environnements n'est jamais réarrangée de sorte qu'un environnement en aval précède un environnement en amont.


Relations entre paléogéographie et occurrence d'opale en Australie: une approche d'exploration de données

Les ensembles de données géologiques multicouches codés par âge deviennent de plus en plus répandus avec la montée en puissance des géodonnées en accès libre, mais il existe peu de méthodologies pour extraire des informations et des connaissances géologiques à partir de ces données. Nous présentons une nouvelle méthodologie, basée sur le logiciel open source GPlates dans lequel des cartes paléogéographiques numériques codées par âge sont utilisées pour « explorer les données » des modèles spatio-temporels liés à l'occurrence de l'opale australienne. Notre objectif est de tester le concept selon lequel seule une séquence particulière d'environnements de dépôt/érosion peut conduire à des conditions propices à la formation d'opale sédimentaire de qualité gemme. Les propriétés de l'environnement géographique variant dans le temps sont extraites d'un ensemble de données paléogéographiques numériques de l'est du Grand Bassin Artésien australien (GAB) à 1036 localités d'opale. Nous obtenons un total de 52 séquences ordinales indépendantes échantillonnant 19 tranches temporelles du Crétacé inférieur à nos jours. Nous constatons que 95% des gisements d'opale connus sont liés à seulement 27 séquences comprenant toutes des séquences de dépôts fluviaux et marins peu profonds suivies d'une phase prolongée d'érosion. Nous cartographions ensuite la superficie totale du GAB qui correspond à ces 27 séquences spécifiques à l'opale, ce qui donne une région prospective de l'opale de seulement environ 10% de la superficie totale du bassin. Les modèles clés qui sous-tendent cette association ne concernent qu'un petit nombre de transitions environnementales clés. Nous démontrons que ces associations clés sont généralement absentes à des emplacements arbitraires dans le bassin. Cette nouvelle méthodologie permet de simplifier un ensemble de données géologiques complexes variant dans le temps en une seule vue cartographique, permettant une application simple pour l'exploration d'opales et pour une future co-évaluation avec d'autres ensembles de données/critères géologiques. Cette approche peut aider à démêler le processus de formation de l'opale mal compris à l'aide d'une méthodologie empirique d'exploration de données spatio-temporelles et d'ensembles de données facilement disponibles pour faciliter les tests d'hypothèses.

Points forts

► La paléogéographie s'est avérée être un indicateur fort de l'opale précieuse australienne. ► Une méthodologie d'exploration de données a été utilisée pour extraire quantitativement des séquences temporelles clés. ► Seulement 11 % de l'ensemble du Grand Bassin Artésien subit une paléogéographie favorable. ► Les transitions environnementales importantes ont été extraites à l'aide d'approches de data-mining. ► La méthodologie a été utilisée pour construire une carte indiquant les régions favorables.