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Environnements sédimentaires - Géosciences

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Influences des environnements sédimentaires et des sources volcaniques sur l'altération diagénétique des tufs volcaniques du sud de la Chine

Les cendres volcaniques altérées du Permien-Trias (P-Tr) (tufs) sont largement distribuées dans les successions de frontière P-Tr dans le sud de la Chine. Les cendres altérées volcaniques de la section terrestre-Chahe (CH) et de la section marine-Shangsi (SS) sont sélectionnées pour mieux comprendre l'influence des environnements sédimentaires et des sources volcaniques sur l'altération diagénétique des tufs volcaniques. Les âges de zircon 206 Pb/ 238 U des lits correspondants entre deux coupes sont quasi synchrones. L'environnement sédimentaire des tufs altérés était caractérisé par un pH bas et n'a pas connu de processus hydrothermal. Les minéraux argileux dominants de tous les lits de tuf sont des minéraux illite-smectite (I-S), avec une petite quantité de chlorite et de kaolinite. Les minéraux I-S de CH (R3) sont plus ordonnés que SS (R1), ce qui suggère que le CH présente également un grade diagénétique plus élevé et une altération chimique plus intensive. Par ailleurs, la nature du volcanisme des lits de tuf étudiés est dérivée de différentes sources de magma. Les compositions minérales argileuses des tufs ont peu de relations avec les types de volcanisme source et les environnements de dépôt. Au lieu de cela, le degré des minéraux argileux à couches mixtes et la distribution des terres rares dépendent principalement des environnements sédimentaires. Ainsi, le rapport des minéraux argileux à couches mixtes et leur indice géochimique peuvent être utilisés comme indicateur paléoenvironnemental.

Déclaration de conflit d'intérêts

Les auteurs ne déclarent aucun intérêt concurrent.

Les figures

Colonnes lithologiques de la corrélation…

Colonnes lithologiques des horizons de corrélation et d'échantillonnage des coupes étudiées. Meishan…

Diagrammes U-Pb Concordia pour (…

Diagrammes U-Pb Concordia pour ( une ) CH-1, ( b ) CH-2, (…

Profils XRD à partir d'échantillons en vrac…

Profils XRD d'échantillons en vrac d'échantillons de cendres altérés de Chahe et Shangsi.

Profils XRD de Séchage à l'air (AD)…

Profils XRD de séché à l'air (AD) et saturé en EG (EG) du mélange I/S (illite-smectite)…

Modèles XRD expérimentaux et calculés…

Modèles XRD expérimentaux et calculés des spécimens orientés et séchés à l'air provenant de l'argile étudiée…

( une ) ETR normalisées en chondrite…

( une ) Modèles ETR normalisés en chondrite. ( b ) Oligo-élément primitif normalisé dans le manteau…

( une ) Diagramme Zr versus Ti (d'après Pearce (1982)). ( b )…

L'évolution du volcanisme…

L'évolution des cendres volcaniques au minéral de la couche I-S en milieu marin…


Utilisation de structures sédimentaires pour interpréter les environnements anciens

Les roches pour un géologue sont comme les livres et les manuscrits anciens pour un historien. Les roches contiennent un enregistrement d'événements et de lieux passés. Le disque rock est incomplet. Une partie du puzzle consiste donc également à essayer de comprendre ce qui manque. C'est l'heure? S'agit-il d'autres roches qui ont disparu depuis ou ont peut-être été déplacées vers un autre endroit ? Ce sont les énigmes scientifiques qui motivent les géologues.

La formation de sédiments et de roches sédimentaires met en jeu de nombreux processus physiques, chimiques et biologiques, opérant parfois séparément, mais le plus souvent de concert. Le voyage des sédiments meubles à la roche martelée est l'une des merveilles du monde géologique. Décrypter ce voyage nous oblige à nous plonger dans le disque du rock.

Imaginez qu'un géologue local vous dise que les roches de votre arrière-cour ont été déposées à l'origine sous forme de sable et de boue dans des mers peu profondes, où les plages et les larges vasières côtières passaient du large vers les eaux plus profondes, et vers la terre vers les marais et les plaines côtières broussailleuses à travers lesquelles rivières et ruisseaux cours. Comment notre géologue a-t-il compris cela? Qu'est-ce que les géologues voient dans les roches qui les aide à peindre cette image d'un monde qui existait il y a tant de millions d'années ?

Outils à disposition du géologue

Les roches sédimentaires, qu'elles soient terrigènes, carbonatées, chimiques ou volcanoclastiques, contiennent une mine d'informations sur la façon dont elles se sont formées à la surface de la Terre ou à proximité, et les divers processus physiques et chimiques qui les ont affectées lors de leur enfouissement. Cet article traite de la première partie du voyage :

    1. Comment les sédiments se déplacent sur un substrat,
    2. Le langage des formes de lit,
    3. L'importance hydrodynamique des formes de lit, et
    4. Un atlas des structures sédimentaires communes

    Transport de la charge de fond et de la charge en suspension des sédiments

    Le mouvement des sédiments crée des lits, des structures à l'intérieur des lits (par exemple., stratifications, lits croisés) et des systèmes de dépôt entiers comme les deltas et les ventilateurs sous-marins. Les processus par lesquels les sédiments se déplacent déterminent à quoi ressemblera le dépôt : un train d'ondulations, de turbidites, une couche de boue ou des dunes de sable martiennes.

    Dans cette section, nous examinerons quatre de ces processus :

      • Le cas où un fluide (eau, air) interagit avec un lit de sable meuble - c'est à dire., transport de charriage
      • Lorsque les sédiments s'accumulent à partir d'un suspension d'eau et de particules fines, et
      • Mouvement des sédiments par les ondes de surface
      • Formes de lit par rapport à l'écoulement de fluide – le Régime de flux.
      Charge de lit

      Comme son nom l'indique, cet élément du mouvement des sédiments est constitué de particules granulaires lâches à l'interface sédiment-eau (comme le lit d'un cours d'eau ou un platier), en d'autres termes, au sommet d'un lit. L'air ou l'eau qui se déplace à travers le lit commencera à déplacer les grains si la vitesse d'écoulement est suffisamment grande pour surmonter la force de gravité et toute résistance au contact des grains. C'est le vitesse seuil.

      La charge de fond contient deux composants principaux :

      Les différentes composantes de la force impliquées dans l'initiation du mouvement du grain sont montrées ici. Le fluide s'écoulant sur un lit de sédiments produit des contraintes de cisaillement qui peuvent être résolues en une composante de traînée (parallèle au lit) et une composante de portance (perpendiculaire au lit). À la vitesse seuil, lorsque la force fluide résultante sur les grains devient supérieure à la gravité, les grains commencent à rouler, glisser et se bousculer le long du lit comme un tapis en mouvement - le tapis de traction.

      La courte vidéo montre des ondulations du vent où le sable se déplace dans un tapis de traction (meilleur visualisé en plein écran).

      Au fur et à mesure que les vitesses d'écoulement augmentent, la composante de portance des forces fluides et les grains peuvent également quitter temporairement le tapis de traction, rebondissant avec le flux, ce processus est appelé saltation. La charge de saltation est incluse dans la charge de fond car les excursions des grains dans le fluide ne durent pas longtemps. Les grains de salaison ont tendance à voyager beaucoup plus loin dans l'air que l'eau car le contraste de densité entre le grain et le fluide est beaucoup plus important. Tenez-vous sur n'importe quelle plage de sable par une journée venteuse et vous serez témoin des effets de la saltation des grains. Saltation produit de nombreuses collisions, et pas seulement contre vos jambes nues. Les collisions de saltation entraînent également des grains abrasion.

      La courte vidéo montre une charge de saltation à travers un vent plage de sable noir (le sable se compose de magnétite, d'ilménite et de pyroxènes). La saltation a également tendance à vanner les pyroxènes les plus légers, les séparant des oxydes de fer plus denses.

      La facilité avec laquelle les grains se déplacent dépend également de leur densité et de leur forme. Les grains de quartz se déplaceront plus facilement que les minéraux plus lourds de la même taille. Parce qu'ils ont la forme de petits deltaplanes, les grains lamellaires comme les micas, même s'ils sont plus denses que le quartz, auront tendance à réagir hydrauliquement comme des particules plus légères.

      Graphique de Hjulström montrant la relation entre la taille des grains et la vitesse d'écoulement. Les deux échelles sont logarithmiques. Le graphique définit trois régions de réponse : l'érosion, le transport et le dépôt de sédiments meubles. La taille des grains de la taille du sable est surlignée en jaune.

      La courbe de Hjulström trace deux domaines : la courbe d'érosion montre la vitesse d'écoulement critique requise pour déplacer une particule sédimentaire à travers un lit, et la courbe de dépôt la vitesse d'écoulement à laquelle la particule sera déposée (cesse de se déplacer). Les deux échelles sont logarithmiques. Pour référence, la plage de taille commune pour le sable est de 0,0625 mm à 2 mm, surlignée en jaune.

      En considérant ces processus, nous négligeons également la cohésion des grains. Pour la plupart des particules de la taille du sable et du limon, les forces de cohésion seront négligeables. Ce n'est pas le cas dans les sédiments à grains fins qui contiennent de l'argile. Dans cette situation, les particules d'argile ont tendance à adhérer les unes aux autres à cause des charges électriques à la surface de leurs structures cristallines. Une fois les argiles déposées, il est difficile de les remobiliser sous forme de particules individuelles en raison de la cohésion induite électriquement. Lorsque l'érosion se produit, elle a tendance à produire des morceaux d'argile, également appelés clastes de déchirure.

      La charge de suspension

      La plupart des débits naturels des rivières, des milieux marins peu profonds et de l'air sont turbulents. Même à de faibles vitesses d'écoulement, la vitesse et les trajectoires d'écoulement peuvent varier considérablement. Même les cours d'eau apparemment tranquilles montrent des remous et des furoncles turbulents à leur surface. Les sédiments particulaires très fins (en particulier les particules d'argile) peuvent être maintenus en suspension pendant de longues périodes par la turbulence, les contraintes générées par l'équilibre de l'écoulement turbulent ou vaincre la force gravitationnelle agissant sur les particules.

      Si la turbulence diminue de manière significative, par exemple lorsqu'une rivière se jette dans un lac, la plupart des particules se déposent progressivement dans le lit de sédiments. La vitesse à laquelle une particule se dépose hors de la suspension est appelée la vitesse de décantation, où la force de gravité (vers le bas) dépasse les effets combinés de forces de flottabilité agissant sur un grain et la traînée sur une particule causée par résistance aux fluides (visqueux). Ainsi, la vitesse de décantation dépend de la taille, de la forme et de la densité des particules, ainsi que de la viscosité du fluide environnant. En général, la décantation par l'air est beaucoup plus rapide que par l'eau.

      La charge de fond et la charge en suspension sont des processus importants dans la génération de structures sédimentaires. En particulier, le transport par charriage du sable meuble est le processus critique pour la croissance des formes de lit et leur stratification croisée interne (crossbedding). La description de formes de lit (traversées) et les conditions d'écoulement (régime d'écoulement) sous lesquels ils se forment sont décrits dans la section suivante.

      Ondes de surface

      Mer et lac ondes de surface sont générés par le vent. Le vent fournit l'énergie qui est transférée aux eaux de surface. En règle générale, plus le vent est fort, plus l'amplitude, la longueur d'onde et la vitesse des vagues sont grandes. Les ondes de surface sont essentiellement des impulsions d'énergie. En tant que telle, une masse d'eau ne se déplace pas de concert avec la vague. Au lieu de cela, les particules d'eau sous les vagues ont un mouvement circulaire ou elliptique (appelé orbital). Les plus grandes orbitales se produisent immédiatement en dessous de la crête de la vague, diminuant de taille jusqu'à une profondeur qui équivaut à environ la moitié de la longueur d'onde. Cette profondeur où l'action des vagues cesse est appelée la base d'onde (ou base d'onde). Si la base des vagues est plus profonde que le fond marin, les vagues interagiront avec les sédiments là-bas. Inversement, en eau profonde, les sédiments du fond marin sont hors de portée de la base des vagues et les vagues n'interagissent donc pas avec le fond marin.

      /> Diagramme illustrant le mouvement orbital de l'eau sous les ondes de surface. La profondeur de l'eau à laquelle les orbitales des vagues interagissent avec le fond marin est appelée base d'ondes. Dans cette région, les vagues peuvent déplacer les sédiments pour former des ondulations et des dunes plus grandes.

      Par temps normal, la base des vagues est à une profondeur donnée, bien que cette profondeur réelle d'un endroit à l'autre soit variable, en fonction de l'amplitude des vagues, de la direction et de la vitesse du vent dominant et de la forme du littoral. Mais pendant les tempêtes, il y a plus d'énergie transférée du vent à la surface de la mer, et donc les vagues sont plus grosses, et la base des vagues est poussée plus profondément, où elle peut être capable d'interagir avec des sédiments qui étaient auparavant "hors de portée". #8221

      Vers la terre de la base des vagues, les orbitales déplacent les sédiments et génèrent des formes de lit, le plus souvent des ondulations symétriques où les faces sous le vent et stoss ont des inclinaisons similaires (en raison de l'action de va-et-vient des orbitales des vagues).

      À mesure que les vagues s'approchent d'une plage, une partie de l'énergie est transférée aux sédiments du fond marin, la vitesse des vagues diminue (en raison du frottement et de la perte de quantité de mouvement) et l'amplitude des vagues augmente. À une certaine amplitude, les vagues deviennent instables et les vagues déferlantes transfèrent l'eau sous la forme d'une masse turbulente et aérée qui remonte la plage (swash) puis recule (backwash) et, ce faisant, remue les sédiments de surface à travers la zone déferlante et la plage.

      Crossbedding – une terminologie courante

      Les lits croisés sont presque omniprésents dans les roches sédimentaires. Ils peuvent être trouvés au fond de l'océan, dans le désert le plus sec et à peu près dans n'importe quel environnement de dépôt intermédiaire. Ils sont plus fréquents dans les dépôts sableux. Ils sont moins fréquents, mais non moins importants, dans les graviers (par exemple., paramètres de faible sinuosité tels que les rivières tressées). Les lits transversaux se forment là où l'air et l'eau s'écoulent à travers un lit de sédiments meubles, tant que les grains de sédiments individuels ont une faible cohésion entre les particules : en d'autres termes, ils ne sont pas "collants". Les lits transversaux de boue sont rares car les particules d'argile individuelles ont tendance à se coller les uns aux autres (résultat des charges électriques à la surface de ces minuscules grains).

      Coupe transversale d'un dessin animé montrant les différentes relations traverse/lit au niveau des parties supérieure et inférieure du lit. Image de Callan Bentley (2020).

      Les lits transversaux dans l'enregistrement rocheux sont visibles dans les coupes transversales du lit, ou sous forme d'ondulations et de dunes 3D exhumées sur des plans de litage exposés. Le terme traverse fait référence à leur structure interne c'est à dire., des lamelles qui sont généralement inclinées dans le sens de l'écoulement vers l'aval ou vers l'aval. Les lits croisés sont donc utiles pour interpréter la direction d'écoulement du paléocourant. Parce que les laminations montrent souvent un tangentiel rapport au lit principal au bas du lit principal et un tronqué relation au sommet, ils sont également utiles comme indicateurs géopétales (“way-up”).

      Terminologie des formes courantes de lits subaquatiques (Ripples, dunes). L'inspiration pour ce diagramme est de McKee et Weir, 1953

      Les limbes sont appelés forêts. Dans une vue en coupe 2D, une seule traverse se compose d'un nombre quelconque de forêts délimité au-dessus et au-dessous par des limites plates ou courbes. La disposition géométrique des forêts, leurs surfaces limites et leur taille ou amplitude nous donne les informations nécessaires pour déchiffrer :

      • le genre de traverse,
      • les conditions hydrauliques dans lesquelles la traverse s'est formée, et dans une certaine mesure
      • le paléoenvironnement dans lequel ils se sont formés garde à l'esprit que la plupart des lits croisés peuvent être trouvés dans une gamme de paléoenvironnements mais utilisés en conjonction avec d'autres critères tels que le corps et les traces fossiles, la composition des sédiments et les tendances stratigraphiques (par exemple., affinage vers le haut) aidera à identifier les paramètres de dépôt spécifiques.

      Nos interprétations peuvent être avancées si nous avons la chance de voir des structures exhumées sur litière, de sorte que nous pouvons définir :

        • la forme de la ligne d'ondulation ou de crête dunaire (est-elle droite ou sinueuse ?),
        • la longueur d'onde entre les ondulations ou les dunes successives, et
        • une mesure relativement non ambiguë de la migration ondulatoire des dunes à travers le lit (c'est à dire., paléocourants).

        La plupart de nos connaissances sur les ondulations et les dunes (collectivement appelées formes de lit) et comment ils se forment a été recueilli à partir d'études d'environnements modernes. Après tout, si lors de vos promenades à travers un plat de marée ou un champ de dunes en plein air, vous voyez des ondulations qui semblent identiques à celles préservées dans les roches, il est tout à fait raisonnable de déduire que les anciennes formes de lit se sont développées de manière similaire aux analogues modernes (c'est les Principe uniformitariste au travail).

        En fait, ils ont également été vus et enregistrés se formant dans temps réel sur Mars.

        Une tranche à travers les ondulations modernes dans le sable doux de la rivière. Débit actuel indiqué. Comparez l'exemple avec le diagramme ci-dessus pour plus de détails sur la terminologie et le mécanisme de formation.

        L'importance hydrodynamique des formes de lit – Régime d'écoulement

        Dans cette section, nous introduisons quelques éléments hydrauliques de base du mouvement des sédiments, des formes de lit et le concept de Régime de flux.

        Des ondulations et des dunes se forment lorsqu'un fluide (généralement de l'eau ou de l'air sur Terre, mais les mêmes concepts s'appliquent aux coulées de lave, aux bouillies de cristal dans une chambre magmatique ou même à l'atmosphère martienne) traverse une surface de sédiments. Les structures formées par le flux d'air sont appelées ondulations subaériennes ou dunes celles dans l'eau ont le qualificatif subaquatique. Ces structures portent le nom général forme de lit. La construction de formes de lit nécessite certaines conditions :

          • Le sable doit être sans cohésion (c'est à dire., les grains ne collent pas).
          • L'écoulement à travers la surface des sédiments doit surmonter les forces de gravité et de friction, et
          • Comme indiqué ci-dessus et illustré dans la courbe de Hjulström, il existe une vitesse d'écoulement critique à laquelle le mouvement des grains commencera, cela dépend également de la masse des grains individuels et, dans une certaine mesure, de leur forme. Par exemple, les minéraux plats et lamellaires comme le mica sont plus faciles à déplacer qu'un grain de quartz avec le même volume mais une forme plus épaisse.

          Des ondulations et des dunes se forment dans une gamme relativement limitée de conditions d'écoulement. Nous pouvons illustrer cela dans un graphique de la vitesse d'écoulement par rapport à la taille des grains, en traçant les zones sur le graphique qui correspondent à la croissance du lit. La plupart des données pour des parcelles comme celle-ci sont dérivées de canaux expérimentaux où les conditions d'écoulement peuvent être surveillées de près. La distribution tracée montre que les formes de lit peuvent être classées selon les conditions d'écoulement et de sédiments.

          Un schéma des transitions de forme de lit et des configurations d'eau de surface pour la sédimentation des régimes d'écoulement inférieur et supérieur – considérablement modifié d'après Harms et Fahnstock (1965), planche 1. Notez que les forêts antidunes s'inclinent en hautflux.

          Ce cloisonnement des formes de lit a été utilisé pour construire le Régime de flux modèle hydraulique, publié pour la première fois dans le désormais classique article de 1965 de J.C. Harms et R.K. Fahnestock et largement utilisé depuis.

          Le modèle de régime de flux considère trois états de flux fondamentalement différents :

          • Pas de mouvement du lit là où il y a trop peu d'énergie dans le système pour initier et maintenir le mouvement des grains de sable,
          • Un régime d'écoulement inférieur dans lequel se développent toutes les formes de lit courantes. Ici, le lit plan (essentiellement des lames planes parallèles sans ondulations) représente la vitesse la plus basse, ou les conditions énergétiques où le mouvement des sédiments est initié. Il a été observé dans les canaux et les canaux naturels que la taille des formes de lit augmente, des ondulations aux grandes dunes subaquatiques à mesure que la vitesse d'écoulement augmente. Le type de dunes passe également de structures bidimensionnelles (crêtes droites et surfaces de délimitation de traverse planes) à des structures tridimensionnelles qui ont des contours sinueux, arqués et lunaires et des surfaces de délimitation en forme de cuillère ou d'affouillement (généralement considérées comme des traverses en creux).
          • Un régime d'écoulement supérieur où la puissance de l'écoulement des cours d'eau élimine les ondulations et les dunes, les remplaçant par un lit plat (ce type de lit plat a généralement lignes de séparation), plus antidune, et les chutes d'érosion et les bassins.
          • À mesure que le débit du cours d'eau augmente, la transition du régime de débit inférieur au régime supérieur produit l'une des formes de lit les plus intéressantes - les antidunes. Ils se trouvent principalement dans les canaux peu profonds (par exemple., canaux fluviaux et de marée). Vous pouvez reconnaître que cette transition a eu lieu lorsque vous voyez des ondes de surface debout - regardez attentivement et vous verrez les ondes migrer en amont. Antidune sont les formes de lit qui se développent immédiatement sous les ondes stationnaires (les deux sont en phase). Si un débit élevé est maintenu, les antidunes migreront également vers l'amont. Cependant, une fois que l'écoulement ralentit, ils ont tendance à s'évacuer. Cela signifie que le potentiel de conservation des antidunes est faible.
          • Sauts hydrauliques: La transition du régime d'écoulement inférieur au régime d'écoulement supérieur se fait avec un changement de la forme du lit, en particulier le lessivage des dunes subaquatiques, mais il n'y a pas de rupture soudaine de l'écoulement de surface - la transition est raisonnablement douce. Ce n'est pas le cas pour une transition de régime d'écoulement supérieur à inférieur qui est marquée par une augmentation brutale du niveau d'eau et des turbulences : un ressaut hydraulique. Les sauts hydrauliques peuvent être considérés comme des ondes stationnaires. Ils sont causés par une réduction de la vitesse du régime d'écoulement supérieur, une modification du gradient du lit du cours d'eau ou de la profondeur de l'eau, ou une combinaison des trois.

          Vous pouvez générer un saut hydraulique dans votre évier de cuisine ou de buanderie, à condition que le sol de l'évier soit raisonnablement plat. Ouvrez le robinet jusqu'à ce que vous voyiez un modèle d'écoulement comme celui de la photo à gauche. Le flux laminaire plat est généré par la force descendante de l'eau du robinet - c'est le lit plat. Le ressaut hydraulique est situé au niveau de la crête circulaire où le débit change brusquement. Au-delà du saut se trouve un écoulement à régime d'écoulement inférieur.

          Nous pouvons utiliser le concept de régime d'écoulement sur le terrain comme indicateur qualitatif des changements des conditions d'écoulement avec le temps (c'est à dire., stratigraphiquement) et l'espace (latéralement). Par exemple, une succession de strates qui contient un lit d'ondulations recouvert par des lits transversaux plus larges indique que les vitesses d'écoulement, et donc la puissance du cours d'eau, ont augmenté brusquement. Dans quel type de paléoenvironnement cela a-t-il pu se produire ? C'est l'une des questions centrales de toute analyse sédimentologique.

          Certaines structures sédimentaires courantes, leur importance hydraulique et les environnements dans lesquels elles se trouvent généralement sont illustrées ci-dessous.

          Un court métrage sur la formation des ondulations des dunes

          Le lien ici vous amène à un court métrage de dunes subaquatiques formant dans un canal (un canal est un réservoir étroit contenant un lit de sable, où la vitesse d'écoulement de l'eau peut être contrôlée - ils sont utilisés dans des expériences pour observer la formation de formes de lit et pour modéliser des problèmes d'ingénierie tels que l'écoulement d'eau autour des fondations des ponts). Le débit dans cette expérience est le régime de débit inférieur. La séquence commence par montrer l'écoulement de l'eau devant le regard de la face sous le vent en migration et vous remarquerez (film présenté par Michael Calzi, SUNY Genseo Dept. of Geological Science):

          • grains de sable transportés le long du lit du talus stoss
          • lorsque les grains atteignent la crête des dunes, ils dévalent la face sous le vent – formant des forêts transversales,
          • l'écoulement de l'eau en aval de la face sous le vent semble s'écouler vers l'arrière - il s'agit du reflux illustré schématiquement dans le diagramme de formation d'ondulation ci-dessus. LIEN VERS CE SCHÉMA

          Quelques structures sédimentaires communes

          Identifier les structures sédimentaires et déchiffrer leur formation sont deux des tâches les plus importantes pour toute étude sédimentologique. Ils fournissent des indices, dans certaines situations les seuls indices, pour interpréter les environnements anciens. L'utilité des structures sédimentaires pour démêler le passé devient encore plus puissante lorsqu'elles sont utilisées conjointement avec d'autres propriétés des roches telles que le contenu fossile et la géochimie.

          Tout examen des roches sédimentaires commence par des descriptions de la géométrie du lit, de la texture des sédiments, du tissu, de la couleur et du contenu en fossiles. Les structures sédimentaires font partie de ce vocabulaire descriptif. Certains descripteurs de base utilisés pour les affleurements, les carottes ou les échantillons manuels sont énumérés ci-dessous. Voici une version JPEG du même tableau.

          Literie Épaisseur,
          Géométrie (par exemple, à lits parallèles, lenticulaires, lenticulaires)
          Attributs altérés – est-il résistant à la lithologie, récessif, formant des falaises ?
          Couleur Remarque la couleur est-elle uniforme, variable ?
          Texture/Tissu Granulométrie – La gamme des tailles (tri)
          Taille des grains – Taille maximale des clastes (par exemple dans les conglomérats)
          Cadre Clast, par ex. pris en charge par les classes, pris en charge par la matrice, variable
          Rondeur du clast
          Angularité du clast
          Forme de clast (par exemple sphérique, lamellaire)
          Y a-t-il une orientation préférée des clastes (par exemple, alignement, imbrication) ?
          Y a-t-il une distribution préférée des clastes (par exemple, graduée, bimodale)
          Classification des sédiments/roches : par ex. grès/grainstone, mudstone/lutite, conglomérat/brèche/rudite
          Composition Commencez par la classification la plus basique : – est-ce un carbonate, siliciclastique, volcanoclastique ?
          Principaux types de clastes : quartz, feldspath, lithiques, bioclastes, ooïdes
          Ciments : carbonate, siliceux, oxydes de fer
          Induration : doux, dur, résonne-t-il lorsque vous le frappez avec un marteau ou fait un bruit sourd ?
          Fossiles Fossiles corporels, traces fossiles, moulages ou moulages ?
          Existe-t-il des associations fauniques ou sédimentaires privilégiées ?
          Coquilles intactes, cassées
          Des coquillages ont-ils été transportés ou sont-ils dans la même position lorsqu'ils vivent ?
          Relation avec la litière (p. ex. infaune, épifaune)
          Degré de conservation

          Dans cette section, nous présentons des exemples de :

          • Literie
          • Stratification croisée (stratification croisée)
          • Structures formées au pied des lits
          • Structures formées par dessiccation
          • Structures associées à la texture et au tissu des sédiments
          • Structures formées par des coulées gravitaires de sédiments (principalement des turbidites et des coulées de débris)
          • Structures formées par déformation et mouvement de masse peu après le dépôt
          • Structures formées par des organismes rampant, creusant des terriers ou broutant dans les sédiments à la recherche de nourriture, d'un endroit où vivre ou d'un abri contre les prédateurs (ce sont des traces de fossiles) ( lien vers ? )
          • Structures formées par précipitation chimique (évaporites, formations de fer, phosphates)

          Pour chaque structure, ou ensemble de structures, il y a :

            1. Une image annotée de l'affleurement décrivant les attributs de définition
            2. Dans la mesure du possible, une image annotée d'un analogue moderne
            3. Une brève description de chaque structure et de sa formation
            4. Une liste des environnements de dépôt communs dans lesquels il peut être trouvé.

            Literie

            La litière est une structure sédimentaire. Les sédiments déplacés par les courants, ou tombant d'une suspension dans l'eau ou l'air, s'accumuleront dans une couche ou un lit, un processus qui se poursuit jusqu'à ce que l'apport de sédiments soit terminé. Le plan qui définit le sommet du lit (plan de litage) représente la fin de cet événement de dépôt. Le dépôt renouvelé verra l'accumulation d'un nouveau lit. Un plan de stratification représente donc une période de temps au cours de laquelle aucun ou très peu de sédiments ne s'est déposé - la durée du hiatus peut être de quelques minutes, semaines ou siècles.

            Les éléments descriptifs courants de la literie sont répertoriés dans le tableau ci-dessus. Gardez à l'esprit que des mots descriptifs comme tabulaire litière (où les plans de litage sont fondamentalement parallèles), ou lenticulaire (où les lits sont en forme de lentille) dépendent de l'échelle de vos observations. Par exemple, les lits qui sont tabulaires à l'échelle de l'affleurement peuvent se pincer (comme aux limites extérieures d'une lentille) ou s'épaissir lors d'expositions plus éloignées. Notez également que les vues d'affleurement sont généralement bidimensionnelles, donc ce qui semble être un lit "tabulaire" peut être lenticulaire dans la troisième dimension (c'est à dire., plus profondément dans la roche au-delà de la face de l'affleurement).

            Structure sédimentaire Attributs principaux Environnements communs
            Literie tabulaire peut se former dans de nombreux environnements. Cet exemple provient d'une succession de turbidites. Les lits se trouvent dans des emballages qui sont également tabulaires. Peut se former dans presque tous les types de sédiments, du conglomérat au mudstone siliciclastique, carbonate, volcanoclastique.
            Quasiment tous les milieux marins, lacustres ou terrestres.
            Literie lenticulaire est commun dans de nombreux environnements. Cet exemple provient des dépôts fluviaux du Carbonifère. Il peut se former dans n'importe quel type de sédiment, du conglomérat au mudstone siliciclastique, carbonate, volcanoclastique.
            Quasiment tous les milieux marins, lacustres ou terrestres.
            Literie canalisée en coupant la lithologie sous-jacente. Cet exemple est un chenal fluvial qui a érodé des mudrocks de plaine inondable légèrement plus anciens. Commun dans les lithologies à gros grains (grès, conglomérat). Le contact inférieur est érosif.
            De nombreux types de canaux fluviaux, intertidales, estuariens, alluviaux, delta et sous-marins.

            Croisement

            Reportez-vous au texte et aux diagrammes ci-dessus pour un aperçu des processus fondamentaux de formation des lits croisés et de la terminologie des lits croisés.

            Structures uniques

            Des structures de sole se forment lors du dépôt de sédiments. Les types les plus courants sont les structures formées par l'érosion par affouillement du substrat par un courant qui coule, par des objets traînés sur le fond de la mer ou du lac (par exemple., morceaux de bois, coquillages ou cailloux) et par des objets qui rebondissent le long du substrat. Les dépressions ainsi formées sont comblées par de nouveaux sédiments de sorte qu'elles font partie du contact basal du lit sus-jacent – c'est à dire., ils sont jette des dépressions et sont situés au fond du lit sus-jacent. Comme la semelle d'une chaussure se trouve sur sa face inférieure, des structures de semelle sont également formées sur la face inférieure des lits. Ils sont parfois appelés moulages de semelle. Les structures de semelle sont plus facilement identifiables sur la litière exposée. Flûte, rainure, et jets de rebond sont communs dans les turbidites, mais peuvent se former sur les plateaux continentaux et les plates-formes peu profondes, en particulier lors du passage des tempêtes. Les exemples comprennent moulages de gouttière, des affouillements étroits et allongés dans le fond marin à 15-20 cm de profondeur, qui se forment pendant les ondes de tempête côtières.

            Structure sédimentaire Attributs principaux Environnements communs
            Grande flûte coulée à la base d'un lit de turbidite. Le flux de courant (indiqué) déterminé à partir des flûtes est généralement unique. La rainure est parallèle aux cannelures, mais le flux déduit est ambigu. Les moulages de flûte sont le plus souvent observés à la base des turbidites dans les dépôts sous-marins d'éventails, de canyons sous-marins et de prodelta.
            La flûte rapprochée jette dans une direction d'écoulement de grès du plateau éocène indiquée. Les moulages de flûte sont moins courants dans des conditions normales sur une étagère ou une plate-forme, mais peuvent se former à partir du flux offshore des ondes de tempête.
            Une belle collection de moulages de skip, groove et flûte à la base d'un lit de turbidite. Les flûtes indiquent l'écoulement vers la droite. Il existe également quelques moulages de charge, mais ceux-ci se sont formés après la fin du dépôt. L'utilité des moulages de flûte pour déterminer les directions du paléoflux est bien illustrée ici.
            Rainure coulée à la base d'un grès (environnement plateau). La flèche indique l'ambiguïté du paléoflow – les directions d'écoulement possibles sont distantes de 180°.
            Les coulées de gouttières (décrites) dans le grès du plateau jurassique sont probablement le résultat d'une onde de tempête côtière. Le même lit contient également des cailloux et des débris fossiles qui ont été transportés au large par la marée montante. Ces structures connues principalement des dépôts de plate-forme et de plate-forme, formées par les flux de retour de fond générés par les ondes de tempête

            Structures formées par dessiccation

            Dessiccation signifie "dessèchement". Les fissures de retrait peuvent s'étendre sur plusieurs centimètres sous la surface. Propagation de fissures de retrait, ou fissures de boue, à travers une surface de sédiment produisent généralement des polygones à 5 et 6 côtés. Si la dessiccation continue, les marges du polygone commenceront à se courber vers le haut. Les fissures de boue sont courantes dans les plaines inondables des rivières, les parties inactives des cônes alluviaux et les environnements supratidaux exposés pendant de longues périodes. Les sédiments desséchés sont susceptibles de se retravailler lors des crues des rivières et des grandes marées périodiques ou des ondes de tempête à travers les plaines intertidales et supratidales.

            Les fissures de boue conservées dans les archives rocheuses sont d'excellents indicateurs d'exposition subaérienne et peuvent indiquer :

              • baisse du niveau de la mer,
              • changements dans l'emplacement des canaux fluviaux et des plaines inondables adjacentes,
              • climat aride

              Structures formées par des textures et des tissus sédimentaires

              Cette catégorie de structures est basée sur les propriétés texturales des sédiments, telles que la forme et l'orientation des clastes. Nous pensons souvent aux grains sédimentaires comme à des sphères approximatives. Cependant, les clastes s'écartent généralement de cette forme idéale - ils peuvent être en forme de bloc, aplatis ou en forme de plaque, en forme de tige ou de cônes effilés (les groupes de fossiles tels que les gastéropodes se conforment généralement à cette dernière forme). Au cours du transport dans les courants (air, eau), de tels clastes auront tendance à s'aligner selon leur orientation hydrodynamique la plus stable. L'identification des orientations préférées des clastes fournit un autre outil utile pour mesurer les directions du paléoflux.

              Structure sédimentaire Attributs principaux Environnements communs
              Imbrication (alignement privilégié) de galets plats et galets dans un chenal de rivière récent. Les clastes plats sont systématiquement inclinés en amont du flux était vers la droite. Commun dans les rivières graveleuses, en particulier les rivières tressées, mais peut se produire dans n'importe quel canal contenant des clastes aplatis ou des coquilles.
              L'imbrication de clastes de gravier oblongs ou en plaques peut servir d'indicateur de la direction d'écoulement du paléocourant. Cet exemple vient de Death Valley, en Californie. Un effet similaire peut être observé dans les feuilles tombées des arbres à feuilles caduques, car elles se recouvrent d'un autre lorsqu'elles sont emportées par les courants de pluie.
              Alignement actuel des fusulinidés (foraminifères) du Permien sur la litière. Le sens de la direction de l'écoulement est ambigu dans ce cas, mais pourrait être confirmé par d'autres structures dans les roches. L'alignement actuel des fossiles est courant dans les canaux ou sur des substrats plus larges comme le fond marin où de forts courants de marée sont présents.
              Vue de la stratification de la ligne de séparation en grès laminé chaque séparation est d'un ou deux grains d'épaisseur. Ce tissu se développe dans des conditions de lit plan à régime d'écoulement supérieur. Les directions paléocourantes sont ambiguës. Le plus commun dans les canaux fluviaux ou de marée où des vitesses d'écoulement élevées sont maintenues.

              Structures formées par les écoulements gravitaires des sédiments

              Cette section contient des images et de brèves descriptions de turbidité et coulées de débris.

              Turbidites se trouvent principalement dans les bassins marins profonds et les lacs, mais sont également connus pour se produire dans des milieux peu profonds comme les plateaux continentaux. Ils sont déposés à partir d'écoulements d'eau turbulents qui épousent le fond et transportent (principalement) du sable et de la boue. Les courants de turbidité peuvent parcourir plusieurs dizaines de kilomètres à travers le fond marin. Les dépôts de courants de turbidité, appelés « turbidites », sont les principaux composants des ventilateurs sous-marins.

              Le modèle descriptif classique d'un gisement de turbidite a été développé par Arnold Bouma et est appelé à juste titre une séquence de Bouma. Les composants sédimentaires d'une séquence de Bouma typique sont illustrés ci-dessous. Une séquence de Bouma représente un seul écoulement turbulent.

              Une turbidite complète contient les intervalles A à E.

              Un intervalle: Cet intervalle contient les grès les plus grossiers et peut inclure des cailloux ou des morceaux de mudstone qui ont été arrachés du fond marin lors du passage du courant turbulent. Il n'est pas surprenant que ces morceaux soient appelés mudstone déchirures. Le contact entre l'intervalle A et le dépôt sous-jacent est abrupt et peut être affouillé, l'affouillement peut être rempli de cailloux.

              Intervalle B: L'intervalle B est également sableux, mais se distingue de l'intervalle A par deux attributs communs : (1) les grès sont gradués (grains de charpente plus grossiers en bas de l'intervalle, devenant plus fins vers le haut), et (2) le les grès sont couramment laminés.

              Vue schématique de la litière graduée, avec les clastes les plus grossiers à la base, devenant plus fins vers le haut du lit. La matrice est généralement boueuse (argile plus particules de limon).

              Intervalle C: Principalement du grès boueux à grain fin contenant généralement des ondulations sablonneuses et des ondulations grimpantes, et des ondulations transversales qui ont été déformées en motifs alambiqués (voir les exemples ci-dessous).

              D Intervalle: Siltstone principalement laminé, calibré, boueux. Cet intervalle représente les derniers stades du dépôt de la turbidite.

              E Intervalle: Cet intervalle contient la composante boueuse d'un courant de turbidité, dont la plupart tombe en suspension du panache nuageux au-dessus du flux principal. Il est généralement mélangé avec des sédiments en suspension de fond de la colonne d'eau au-dessus, il peut être difficile de distinguer ces deux composants de sédiments.

              F Intervalle : représente un retour à la sédimentation de fond « normale » qui, dans de nombreux cas, est un mélange de pélagiques (par exemple., restes squelettiques de micro-organismes) et des particules en suspension dans la colonne d'eau (cette dernière est également appelée boue hémipélagique).

              Dans les successions de turbidites épaisses, il est courant de trouver des unités d'écoulement individuelles qui sont des séquences de Bouma incomplètes, donc une unité d'écoulement peut ne conserver que les sables des intervalles A et B, tandis que d'autres présentent les intervalles B, C, D et E, ou C, D et E . De telles variations reflètent généralement la proximité de la source du courant de turbidité, ainsi que la disponibilité des sédiments. Par exemple, les turbidites sableuses contenant des intervalles A et B épais sont plus susceptibles de se déposer dans le proximale parties de ventilateurs sous-marins (c'est à dire., plus près de la source de sédiments et de la tête du ventilateur) les turbidites à grains plus fins dépourvus d'intervalles A ou B épais auront tendance à s'accumuler dans les zones les plus distale parties de ventilateurs sous-marins (c'est à dire., plus loin de la source de sédiments et plus près des franges extérieures du ventilateur).

              Flux de débris sont également des mélanges de boue, d'eau et de débris grossiers, mais contrairement aux turbidites, ils manquent de turbulence de fluide pendant l'écoulement.La capacité d'une coulée de débris à transporter des matériaux, y compris des blocs de la taille d'une maison, réside dans la viscosité et la résistance mécanique de sa matrice de boue. Les coulées de débris sont des phénomènes mobiles et généralement destructeurs. En milieu terrestre, ils peuvent évoluer à partir de glissements de terrain, aidés par de fortes précipitations ou la fonte des neiges. Les phénomènes équivalents en terrains volcaniques sont appelés lahars « Des coulées de débris constituées presque entièrement de débris volcaniques » qui se développent à la fois pendant et après les éruptions.

              Des coulées de débris subaquatiques sont généralement générées lors de ruptures de pente (glissades de terrain sous-marins) déclenchées par des événements sismiques ou une instabilité gravitationnelle. Les turbidites et les coulées de débris sont souvent trouvées ensemble dans les archives rocheuses.

              Structure sédimentaire Attributs principaux Environnements communs
              Deux unités d'écoulement de turbidite sableuse à gros grains – l'unité inférieure a un seul intervalle B classé l'unité supérieure commence par un intervalle A mal classé (le reste de cette unité est hors de l'image). Le contact entre les deux unités est plan. Des turbidites épaisses à gros grains ont tendance à s'accumuler sur les parties proximales des cônes sous-marins.
              Trois unités d'écoulement de turbidite : Une unité inférieure B-C-D-E avec d'excellents exemples d'ondulations et d'ondulations grimpantes dans l'intervalle C une unité B médiane dont le sommet a été érodé par l'unité supérieure B-C-D-E. Les unités 1 et 3 sont notées. Un décalage d'éclats de boue s'est formé lors du récurage de l'unité centrale. Probablement ventilateur mi-sous-marin
              Une turbidite boueuse à grain fin avec des intervalles C et D bien développés. La litière alambiquée (petites structures de plis) formée après le dépôt au début du compactage Les turbidites dominées par la boue (manque de sable) ont tendance à s'accumuler sur les parties externes plus distales des cônes sous-marins.
              Un mudstone caillouteux, ou une coulée de débris boueux, montrant une teneur élevée en boue typique qui a soutenu les clastes plus gros et plus denses pendant l'écoulement – c'est à dire., une texture matricielle, qui indique des écoulements visqueux (généralement dépourvus de la turbulence d'une turbidite). Le lit dans ces images plonge à gauche.
              Généralement associé aux turbidites sur les ventilateurs sous-marins. Peut être déclenché par l'effondrement de pentes sous-marines ou des glissements de terrain.
              Bons exemples de laves torrentielles matricielles dans la brèche de San Onofre. La plupart des clastes ici sont angulaires, indiquant peu ou pas d'abrasion mécanique pendant l'écoulement. Les clastes comprennent des schistes glaucophanes dérivés de roches subductées dans un terrane métamorphique voisin. Les clastes dans les coulées de débris ont tendance à être de la taille d'un caillou à un rocher et sont extrêmement utiles pour identifier d'anciennes sources de sédiments (c'est à dire., provenance)
              Une coulée de débris du Miocène inférieur qui a transporté des mégablocs - dans ce cas, un gros morceau de basalte articulé. Démontre clairement la résistance mécanique de la matrice de boue et la mobilité de tels écoulements.
              Une succession de coulées de débris sous-marines s'est initiée sur les flancs immergés des premiers volcans du Miocène. L'image de droite montre des variations de texture typiques : un tri très médiocre, une gamme de formes de clastes et des caractéristiques de support de clast variables allant de la matrice au support de clast. La catégorie générale des coulées de débris comprend les coulées de lahars générées sur les flancs subaériens ou submergés des volcans et constituées de débris volcaniques.

              Structures formées par mouvement de masse (MTD)

              Les dépôts de transport de masse, ou MTD, sont le terme donné aux affaissements et glissements sédimentaires, principalement générés sur des pentes à angle relativement élevé entre le plateau ou la marge de la plate-forme, et les milieux en eau profonde à la base de la pente et au-delà. Le terme est généralement réservé aux colis de sédiments qui se déplacent et se déforment en masse sous l'influence de la gravité.

              Il existe une association étroite entre les MTD et les dépôts de pentes boueuses autochtones (non perturbés), et les turbidites dans les cônes sous-marins. Les ensembles MTD recouvrent généralement des assemblages de turbidites non perturbés et sont à leur tour recouverts ou drapés par des strates non déformées. Les affaissements et les glissements eux-mêmes sont généralement constitués de turbidites déformées et de dépôts connexes.

              Les MTD se développent via une gamme de mécanismes de mise en place et de processus mécaniques, la plupart des sédiments seront « mous », non consolidés ou seulement légèrement, et auront une teneur élevée en fluide interstitiel (généralement de l'eau de mer). Les couches sédimentaires peuvent se plier et se plier, ou se briser comme des matériaux cassants. La liquéfaction est également courante lorsque les sédiments deviennent fluides. Tous ces mécanismes peuvent se produire dans la même structure. L'affaissement ou le glissement déformant peut également générer des coulées de débris et des turbidites.

              Structure sédimentaire Attributs principaux Environnements communs
              Les lits de turbidite, bien qu'encore relativement mous, ont été pliés et renversés en un anticlinal couché. Cette structure fait partie d'un ensemble beaucoup plus vaste de strates déformées qui se sont déplacées le long de l'ancienne pente sous-marine du Miocène Le plus commun dans les environnements de pente et de bassin plus profond, associé à des ventilateurs sous-marins.
              Un lit de grès plissé et faillé à plus petite échelle au sein d'une succession de turbidites. Le pliage et le glissement des sédiments mous ont également formé de petites failles, et l'écrasement des sédiments gorgés d'eau qui ont liquéfié les sédiments boueux. Début du Miocène, Auckland. La déformation des sédiments mous peut entraîner une rupture fragile (petites failles), un pli de type plastique et un écoulement à partir de sédiments liquéfiés
              Le paquet d'affaissement, ou MTD, (Miocène, Auckland) est séparé des turbidites non déformées par un plan de glissement relativement lisse (un plan de mouvement). Le MTD est délimité à droite par une faille – la faille se termine au plan de descente. La faille s'est formée lors de l'effondrement et de la déformation.
              Les MTD recouvrent généralement des strates non déformées, séparées par une surface plane également non déformée.
              Plis et failles à grande échelle dans les turbidites du Pliocène, Ridge Basin, Californie. Une partie de cette déformation peut avoir été déclenchée par une activité sismique sur la faille ancestrale de San Andreas. L'affaissement et le glissement peuvent être déclenchés par une pentification excessive du fond marin à mesure que les sédiments s'accumulent (gravitationnels), par des événements sismiques ou de grandes ondes de tempête.
              Plis à petite échelle et cassure de minces lits de mudstone carbonaté (lutite). Cet exemple s'est formé dans des mudstones calcaires sur une pente adjacente à une plate-forme carbonatée paléoprotérozoïque (îles Belcher). Des affaissements et des glissements sédimentaires peuvent se produire dans des gisements silicoclastiques, carbonatés et volcanoclastiques

              Structures formées par le compactage des sédiments et l'assèchement

              Le terme syn-déformation sédimentaire a tendance à être utilisé de manière assez vague, car la déformation qui a lieu pendant ou peu après le dépôt, le "bientôt" est la partie lâche de cette définition large. Les sédiments commencent à se compacter presque immédiatement après le dépôt, où les grains de charpente se rapprochent. Au fur et à mesure que le compactage progresse, l'eau interstitielle (c'est-à-dire l'eau entre les grains au moment du dépôt) est expulsée, et ce processus en lui-même peut déformer les sédiments. L'eau expulsée des sédiments peut s'échapper à la surface (par exemple, le fond de la mer ou du lac), ou elle peut être empêchée de s'écouler par des couches à faible perméabilité, en particulier celles contenant de la boue. Lorsque cela se produit, les pressions interstitielles locales augmentent, ce qui, à son tour, réduit la résistance au cisaillement des sédiments, favorisant la déformation.

              Notez que ce type de déformation fait partie intégrante des dépôts de transport de masse illustrés ci-dessus, mais il a également lieu dans des lits où il n'y a pas d'affaissement ou de glissement en gros. La déformation des sédiments mous est courante dans des conditions de dépôt rapide où l'eau interstitielle est piégée, comme dans les courants de turbidité et les canaux fluviaux sableux.

              Certaines des structures les plus courantes illustrées ici comprennent :

              Structures de charge (également appelées charges moulées ou structures à billes et à oreillers) : Commun dans les lits nouvellement déposés où une couche de densité plus élevée, comme le sable, recouvre une boue de densité plus faible. Les charges différentielles provoquent la projection de corps de sable en forme de bulbe dans la boue. Les lames à l'intérieur du moulage sous charge sont également déformées. Les moulages de charge peuvent se détacher complètement et sembler flotter dans la couche de boue.

              Structures de flamme: Des coulées de charge rapprochées pousseront la boue relativement fluide vers le haut, formant des volutes de boue effilées ressemblant à des flammes qui font saillie dans le sable sus-jacent.

              Piliers et tôles d'assèchement: Pendant le compactage, l'eau interstitielle peut s'échapper le long de voies privilégiées, ces voies d'évacuation peuvent être en forme de tube ou se présenter sous la forme de feuilles verticales. Les piliers et les feuilles d'assèchement qui s'étendent jusqu'à la surface des sédiments peuvent transporter des sédiments boueux en suspension qui s'accumuleront autour de l'évent sous forme de cloques de boue ou de petits volcans de boue.

              Structures de plat: L'assèchement des sables saturés peut tronquer les couches primaires, formant des structures concaves vers le haut ou en forme de plat.

              Structure sédimentaire Attributs principaux Environnements communs
              Des moulages de charge détachés de cendres volcaniques semblent flotter dans du mudstone bleu-gris. Les lames à l'intérieur des moulages sont pliées de manière complexe dans la couche supérieure (capuchon d'objectif). Les moulages de charge se sont probablement formés à peu près en même temps que les piliers d'assèchement. La majeure partie de la litière primaire ici a été déformée peu de temps après le dépôt. Paléoprotérozoïque, îles Belcher. Commun dans les turbidites et les lithologies interstratifiées où il y a des contrastes de densité et de perméabilité. Ils indiquent une instabilité entre les deux couches au début du compactage.
              De nombreux moulages de charge à la base du grès le plus haut (pièce pour échelle) ont fait saillie dans le mudstone gris foncé sous-jacent. Des structures de flammes vaporeuses en mudstone sont prises en sandwich entre les moulages. Paléoprotérozoïque, îles Belcher. Les structures de flammes sont généralement associées aux moulages de charge.
              Vue en coupe du lit des piliers de dénoyage dans l'intervalle B stratifié (Bouma) d'une turbidite sableuse. Les piliers sont blancs car la fine matrice a été retirée lors de l'expulsion de l'eau. Paléoprotérozoïque, îles Belcher. Indicatif d'un dépôt rapide de sédiments saturés d'eau. Les feuilles sont superposées en raison des contrastes de perméabilité dans le grès.
              Literie exposition de petites cloques, ou volcans de boue à la sortie des piliers d'assèchement. Paléoprotérozoïque, îles Belcher.
              Structures paraboliques en grès du groupe Rosario, San Diego. Les piliers de déshydratation se produisent entre les lames adjacentes en forme de plat. Indicatif d'un dépôt rapide de sédiments saturés d'eau.

              Traces de fossiles

              Les traces d'un bipède botté serpentant à travers une vasière. Des mangroves basses en arrière-plan et la ville d'Auckland au-delà.

              Les traces fossiles ont le privilège d'être deux choses à la fois : des structures sédimentaires et des fossiles. Ils se produisent dans les sédiments, sont constitués de sédiments, mais représentent les activités de créatures rampantes, rampantes ou fouissantes, principalement à ou immédiatement en dessous de l'interface sédiments-eau (marine, lacustre, estuarienne, marécageuse) ou des environnements subaériens tels que les champs de dunes. En tant que tels, les traces fossiles représentent la gamme d'activités que les créatures sont normalement occupées à paître ou à chercher de la nourriture, à construire des maisons et à s'occuper de leur maison, à chasser ou à échapper aux prédateurs, à errer sans but ou à faire une sieste après une journée épuisante. Certaines créatures aiment le brutaliser, préférant le dégringolade des vagues ou des courants forts, tandis que d'autres aiment la paix et la tranquillité des royaumes plus profonds. Les vies sont fréquemment interrompues par des tempêtes ou des coulées violentes et turbulentes de sable et de boue dont les traces, ou leur absence, reflètent également ces événements.

              La plupart des animaux produisent plus d'un type de trace en fonction de ce qu'ils font, ce qui signifie que dans la plupart des cas, les traces reflètent l'activité animale et la biométrie, plutôt que l'espèce de créature spécifique. La plupart des traces ne contiennent aucun vestige de l'animal qui les a fabriqués (il y a quelques exceptions) trouver un fossile de corps de trilobite au bout de sa piste de galop est assez rare.

              Les traces fossiles fournissent des informations précieuses sur les communautés benthiques, les conditions environnementales telles que l'énergie des vagues ou des courants, les conditions redox (présence ou absence d'oxygène), les taux de sédimentation ou les périodes de ralentissement de la sédimentation (par exemple, hiatus, discordances, surfaces d'omission).

              Une bioturbation intense peut également effacer d'autres types de structures sédimentaires pour un géologue, cela peut être une gêne ou une circonstance heureuse. La plupart des successions précambriennes sont exemptes de traces fossiles et de bioturbation, cela a changé au cours de la Édiacaran, la période qui semble avoir été une sorte de précurseur de l'explosion des invertébrés cambriens. La plupart des successions sédimentaires du Phanérozoïque (depuis 540 millions d'années) ont bénéficié des efforts de grignotage et de creusement d'une myriade de créatures sans nom.


              Le plateau continental moyen a une largeur d'environ 45 mi (75 km). La taille des grains des sédiments du plateau diminue généralement à mesure que l'on s'éloigne du rivage. Cela se produit pour deux raisons : (1) une plus grande distance des sources de sédiments et (2) la diminution du mouvement des sédiments (transport) avec l'augmentation de la profondeur de l'eau.

              Les sédiments du plateau varient considérablement avec la latitude. Aux hautes latitudes, la glace glaciaire qui se jette dans les eaux côtières génère des icebergs, qui transportent d'importantes charges de sédiments de différentes tailles sur le plateau. À mesure que les icebergs fondent, ils laissent tomber leur charge. Ces sédiments glaciomarins sont généralement moins triés et à grain plus grossier que les dépôts de latitude inférieure. En fait, des rochers connus sous le nom de dropstones se trouvent sur le fond marin en eau profonde, à des centaines de kilomètres du rivage.

              Les rivières livrent la plupart des sédiments aux plateaux des latitudes moyennes. Par conséquent, la taille des grains diminue régulièrement avec la distance par rapport au rivage, le tri des sédiments a également tendance à être bon. En eau peu profonde, les sédiments côtiers forment d'épaisses couvertures de sable avec d'abondantes marques d'ondulation. À mesure que la profondeur augmente et que le mouvement de l'eau diminue, la taille moyenne des grains diminue et le sable, le limon et l'argile se superposent. Dans des profondeurs d'eau supérieures à 150 à 200 pieds (45-60 m), même les vagues de tempête ne remue pas le fond par conséquent, les limons et les argiles prédominent. Des dépôts de sable épars sont également situés sur les marges extérieures du plateau. Pendant les périodes de baisse du niveau de la mer, les rivières qui traversent ce qui est maintenant la plate-forme intérieure ont déposé ces sédiments dits reliques.

              Aux basses latitudes, les plantes et les animaux des fonds marins sécrètent de grandes quantités de carbonate de calcium, produisant d'épaisses couvertures de sédiments carbonatés. L'environnement carbonaté le plus connu est peut-être le récif de corail. Les coraux produisent une structure rigide de roche carbonatée (calcaire), qui est également une source importante de sédiments de différentes tailles de grains. Lorsque l'apport des cours d'eau est important, les sédiments terrigènes découragent l'habitation par des organismes producteurs de carbonate et diluent tout sédiment carbonaté produit.


              Géosciences environnementales

              L'École des géosciences compte un groupe croissant de professeurs et d'étudiants qui étudient un large éventail de questions de géosciences environnementales à l'aide d'un large éventail d'outils. La recherche en géosciences environnementales comprend des applications de l'hydrologie, de la géochimie environnementale, de la biogéochimie, de l'hydrogéophysique et des risques naturels pour améliorer notre compréhension des processus géologiques et des perturbations humaines qui se produisent dans la zone critique qui s'étend du sommet du substratum rocheux qui se trouve sous les pieds , à travers le sol, et jusqu'au sommet de la biosphère (paysages urbains et canopée). Les recherches actuelles portent sur les impacts sur la qualité de l'eau résultant des processus humains et naturels, le devenir et le transport des métaux, les applications géophysiques près de la surface en hydrologie et les interactions eau-minéraux dans les eaux souterraines. La recherche en géosciences environnementales offre un large éventail d'expériences sur le terrain et en laboratoire, du premier cycle aux cycles supérieurs.

              Vous trouverez ci-dessous certaines des sous-disciplines spécifiques sur lesquelles nous nous concentrons. Veuillez visiter les pages des facultés liées pour des projets spécifiques et contactez-les pour plus d'informations.


              La vallée de San Luis, située dans le sud du Colorado, le passé géologique comprend un lac qui englobait autrefois tout le fond de la vallée, la plus grande caldeira volcanique terrestre de l'ouest de la chaîne de montagnes de San Juan et les montagnes de confiance à l'est, le Sangre de Cristo Chaîne de montagnes, avec continue de croître la longueur d'une largeur de crayon chaque année et comprend le mont. Blanca, l'une des 14 adolescentes du Colorado. Les découvertes minières au cours des premières colonies ont rencontré de l'or, de l'argent et de la turquoise, entre autres minéraux.

              Cette riche histoire géologique en fait le meilleur endroit pour étudier les géosciences. Adams State University, située dans la plus grande communauté du SLV, Alamosa, préparera les étudiants à de futures carrières dans l'industrie. Les installations comprennent un laboratoire de recherche sur les sols, un excellent corps professoral, de petites classes, des possibilités de voyager dans le monde et un laboratoire de systèmes d'information géographique avancés (SIG) et des possibilités de formation professionnelle en logiciels. Les SIG et la technologie de télédétection sont intégrés aux cours.


              Environnements sédimentaires - Géosciences

              Les numéros de page et de figure renvoient au manuel : Stanley, Earth System History

              Comprendre les environnements modernes de dépôt permet aux géologues de comprendre les environnements dans lesquels les anciennes roches sédimentaires ont été déposées et nous aide ainsi à recréer les conditions passées sur la Terre.

              dépôts glaciaires (p. 126-128)
              Les glaciers sont des coulées de glace. Il peut s'agir d'immenses calottes glaciaires continentales ou de petits glaciers alpins (de montagne). Tous les glaciers raclent les sédiments et les incorporent à la base de la calotte glaciaire. Le sable, le gravier et les gros rochers polissent et creusent la surface du substratum rocheux sur lequel ils sont entraînés, laissant des stries glaciaires (figure 5-4). Les glaciers ne trient pas les sédiments comme le font l'eau qui coule et le vent. Les sédiments glaciaires mal triés sont appelés till . Les gros rochers reposent souvent dans une matrice de sable et de limon (conglomérat supporté par une matrice) (Fig 5-5) . Au bout d'un glacier, où la glace fond aussi vite qu'elle est alimentée par l'amont, les sédiments se déposent dans une moraine terminale, une crête de till glaciaire mal trié. Des dépôts plus minces de sédiments glaciaires appelés moraine terrestre ou plaine de till se trouvent derrière la moraine terminale. Les sédiments triés charriés par des réseaux de ruisseaux tressés sortant de la moraine terminale forment une plaine d'épandage.

              déserts et dépôt éolien (vent) (p.128-131)
              Dans les ceintures désertiques centrées autour de 10 à 20 degrés au nord et au sud de l'équateur, il y a très peu de précipitations. Pour cette raison, il n'y a qu'une végétation clairsemée. Le sol est exposé. Le sol est également sec à cause du manque de pluie, de sorte que les particules n'ont pas de cohésion comme c'est le cas lorsqu'elles sont humides. Ici, le principal moyen de transport sédimentaire n'est pas le cours d'eau, c'est le vent. Parce que le sol et les sédiments ne sont pas protégés par une couverture végétale ou maintenus ensemble par les racines et la cohésion, le vent est libre de ramasser et de transporter les sédiments.

              Les particules fines, l'argile et le limon sont ramassés sous forme de poussière soufflée par le vent (analogue à la charge en suspension dans le transport par cours d'eau). La poussière finira par se déposer dans une zone adjacente au désert dans une zone plus humide avec une végétation suffisante pour protéger les sédiments d'un transport supplémentaire par le vent. Les dépôts qui en résultent sont appelés loess.

              dunes de sable (Fig. 5-12)
              Le sable est transporté par un moyen appelé saltation. Les grains de sable tombent et rebondissent le long du sol du désert près du sol ou peut-être aussi haut que plusieurs pieds dans un vent fort. Lorsqu'ils rencontrent un obstacle, ils peuvent s'installer derrière, à l'abri du vent. Le sable peut s'accumuler ici pour former une dune. Le sable est soufflé en pente douce face au vent et se dépose sur une pente raide opposée au vent. Au fil du temps, des couches de dépôts de dunes de sable peuvent être préservées sous forme de grès à lits croisés à grande échelle.

              Les sables du désert sont généralement bien triés et arrondis.Les grains de sable apparaissent givrés sous un micoscope en raison des collisions constantes avec d'autres grains pendant le transport par le vent.

              cônes alluviaux (p. 129-130, fig. 5-9)
              Lorsqu'un ruisseau de montagne escarpé se jette dans une vallée, la réduction du gradient et de la vitesse du ruisseau amène le ruisseau à déposer ses sédiments les plus grossiers. Un tas de sédiments grossiers (sable et gravier) s'accumule au pied des montagnes. Les sédiments sont empilés dans un corps semi-circulaire en forme d'éventail qui est le plus haut à la base des montagnes. Ces sédiments grossiers lorsqu'ils sont lithifiés sont conservés sous forme de conglomérats. Les conglomérats déposés par les cours d'eau sont généralement soutenus par des clastes (les grands clastes se trouvent les uns contre les autres et des sédiments plus fins remplissent les vides entre eux) contrairement aux dépôts glaciaires généralement soutenus par une matrice. Un tablier de cônes alluviaux superposés déposés à côté d'un escarpement ou d'un soulèvement tectonique est souvent appelé « fanglomérat ».

              Dépôts fluvio-lacustres (ruisseaux et lacs) (Figs. 5-13, 5-15, 5-16)
              Dans les climats humides des continents, les cours d'eau sont le principal moyen de transport et de dépôt des sédiments. Les cours d'eau transportent les sédiments des zones sources surélevées (montagnes), éventuellement vers la mer. Les basses terres sont souvent des sites de dépôt de cours d'eau. Les cours d'eau sinueux déposent des sables de barres de pointe qui peuvent être conservés sous forme de couche de grès à la suite de la migration de la barre de pointe à travers la vallée du cours d'eau. Des inondations occasionnelles entraînent le limon et l'argile en suspension hors du chenal du cours d'eau et dans la plaine inondable. À mesure que les eaux de crue se retirent, les sédiments fins se déposent en nappes dans la zone des marécages. Ces dépôts dits « overbank » peuvent être conservés sous forme de couches de schiste. Les grès et les schistes formés dans une vallée fluviale contiendront des fossiles terrestres et d'eau douce, et non des fossiles marins. Les schistes déversants contiennent souvent des fissures de boue qui se forment lorsque les crues se retirent et que l'argile se dessèche (Fig. 5-10) et des empreintes de gouttes de pluie . Des marques d'ondulation asymétriques ou actuelles indiquent également un dépôt dans un cours d'eau. Les lacs ont normalement des fonds boueux et peut-être un rivage étroit de sable et de gravier. Des schistes contenant des fossiles d'organismes d'eau douce se forment généralement dans les lacs.

              dépôt côtier
              Les sédiments qui atteignent l'océan peuvent se déposer dans un delta (fig. 5-17, 5-18, 5-19) , qui ressemble à bien des égards à un cône alluvial sous-marin. Les sédiments sont répartis dans un corps en forme d'éventail qui pousse vers l'extérieur (vers la mer) avec le temps. Les courants côtiers transporteront les sédiments le long de la côte.

              Tout le long d'une côte, les sédiments dérivés de la dérive littorale et les sédiments formés sur place par l'action des vagues sont distribués par l'énergie des vagues. L'action des vagues est la plus forte à la surface de l'océan et diminue avec la profondeur de l'eau jusqu'à une profondeur de la moitié de la longueur d'onde (L/2). Pour cette raison, dans les eaux peu profondes près du rivage, les sédiments fins sont emportés sous forme de charge en suspension. Seuls les sédiments grossiers se déposent dans les eaux peu profondes. Au fur et à mesure que la profondeur du fond augmente, le fond est de moins en moins agité par l'action des vagues, des sédiments de plus en plus fins peuvent se déposer dans des eaux de plus en plus profondes. Les sédiments déposés progressent des sables près du rivage aux limons et aux argiles plus au large. Dans l'eau froide ou trouble (trouble), les sédiments fins domineront jusqu'au bord du plateau continental.

              Dans les eaux tropicales chaudes, si la plupart des sédiments fins ont déjà été déposés, les récifs coralliens se développeront en eau peu profonde sur le plateau continental (p. 140-145) . Les récifs coralliens modernes ne se forment pas dans les abysses océaniques profonds où il n'y a pas de lumière car les algues symbiotiques qui vivent dans le corail ont besoin de lumière pour se développer. Les récifs coralliens ne poussent pas non plus dans les eaux turbides du littoral où les sédiments terrestres n'ont pas encore été déposés.

              Dans une séquence sédimentaire, l'alternance de grès, de schiste et de calcaire indique généralement un milieu marin. Presque tout le calcaire est déposé dans l'océan. Les grès et le schiste contiendraient des fossiles d'organismes marins. Les schistes n'auraient presque certainement pas de fissures de boue.

              au large du plateau continental (Figs. 5-33, 5-34)
              Le plateau continental est l'océan peu profond entourant le continent. La profondeur au bord du plateau ne dépasse généralement pas 100 à 150 mètres (la longueur d'un à un terrain de football et demi). Une partie du sable et de la boue est transportée jusqu'au bord du plateau continental via des canyons sous-marins qui ressemblent à des vallées fluviales sous-marines. Les sédiments s'accumulent au bord du plateau et lorsqu'ils sont trop accumulés, ils descendent le talus continental et montent sous forme de courants de turbidité (comme les coulées de boue sous-marine). Les dépôts qui en résultent, appelés turbidites, contiennent à leur base des couches grossières chaotiques et mal triées puis des couches plus fines sur le dessus. Des séquences répétées de turbidites indiquent un dépôt sur le talus continental et une élévation continentale.

              plaines abyssales profondes (Fig. 5-35)
              En haute mer, dans les plaines abyssales, la profondeur du fond marin varie d'environ 2,5 à 6 km (2 500 à 6 000 mètres) ou plus sous le niveau de la mer. Les plaines abyssales reçoivent très peu de sédiments des continents. Les argiles pélagiques provenant de la poussière soufflée par le vent des continents et des volcans océaniques forment des schistes finement stratifiés (stratifiés). Les suintements biogéniques : les suintements calcaires provenant de dépôts d'organismes microscopiques unicellulaires avec des coquilles de calcite donnent du calcaire finement stratifié. Les suintements siliceux d'organismes microscopiques unicellulaires avec des coquilles de silice forment des couches de chert (silice) finement stratifiées. De plus, les calcaires indiquent que le calcaire d'eau chaude se dissout dans l'eau froide. Le chert indique une productivité biologique élevée et une eau froide.


              Plasticité morphologique et seuils de survie des plantes de mangrove poussant dans des milieux sédimentaires actifs

              Alejandra G. Vovides , . Thorsten Balke, dans Environnements sédimentaires dynamiques des côtes de mangrove, 2021

              Abstrait

              Les environnements sédimentaires intertidaux sont très dynamiques en raison de la redistribution fréquente des sédiments, des inondations causées par les marées et de l'exposition au vent, mais les plantes de mangrove sont capables de coloniser et de façonner les côtes (sub)tropicales. La plasticité morphologique, la capacité des organismes à modifier leurs traits anatomiques indépendamment de leur génotype en réponse aux variations de l'environnement, permet aux plantes de mangrove de s'adapter à de tels environnements dynamiques. Premièrement, l'établissement de mangroves sur des vasières dénudées dépend largement des caractéristiques des pionniers et des périodes sans perturbation (fenêtres d'opportunité). Dès l'enracinement des premières plantules, la plasticité morphologique, en réponse au forçage abiotique, détermine la survie de la plante (par exemple, par l'allocation différentielle de la biomasse). Ce contrôle unidirectionnel sur la survie de la végétation passe à un système de rétroaction bidirectionnel entre les processus abiotiques et la croissance de la végétation, une fois que la couverture de mangrove dépasse un seuil de densité critique pour atténuer l'énergie hydrodynamique. Cependant, les arbres de mangrove complètement développés présentent toujours une plasticité morphologique, résultant à la fois des interactions d'arbre à arbre et de l'environnement abiotique. Alors que le déplacement de la cime vers les espaces disponibles légers est un trait plastique adaptatif fondamental qui réduit la concurrence, il est également influencé par le forçage du vent, et comme la croissance est limitée par des salinités plus élevées, avec un stress salin plus important, les cimes des arbres deviennent également plus sensibles à la charge dynamique du vent. Le déséquilibre mécanique causé par le déplacement de la cime pourrait augmenter le risque d'abattage mais pourrait également être compensé par des réponses plastiques des systèmes racinaires, un sujet largement inexploré dans les mangroves. Dans ce chapitre, nous visons à fournir un aperçu de la compréhension actuelle des traits plastiques des mangroves, en mettant l'accent sur les interactions biophysiques dans les environnements sédimentaires dynamiques, en discutant des implications écologiques et des lacunes actuelles dans les connaissances qui sont préjudiciables à la réussite de la gestion adaptative et de la conservation. stratégies.


              Géologie sur Mars : Utiliser des colonnes stratigraphiques pour raconter l'histoire du cratère Gale

              Les colonnes stratigraphiques sont un outil de base en géologie, utilisées pour tout, de la compréhension de l'histoire géologique d'un emplacement à la détermination des relations entre différentes caractéristiques.

              Mais que sont les colonnes stratigraphiques vraiment?

              Les colonnes stratigraphiques sont un croquis représentant une séquence de couches géologiques réelles. Le plus souvent, les colonnes stratigraphiques sont utilisées pour les roches sédimentaires. À moins qu'elles ne soient perturbées par l'activité tectonique, les roches sédimentaires se forment généralement sur une surface essentiellement plane, par exemple à partir de matériaux déposés par le vent à la surface d'une planète ou de matières tombées en suspension dans l'eau d'un lac ou d'un océan. Cela signifie que les couches sédimentaires forment généralement une séquence telle que la couche la plus basse est la plus ancienne et la couche la plus haute est la plus jeune.

              Chaque couche de la colonne stratigraphique est désignée par des symboles indiquant la roche sédimentaire spécifique (généralement). Les roches sédimentaires sont classées selon leurs origines : qu'elles soient formées par des processus physiques (clastiques) ou par des processus chimiques et biologiques. Les roches sédimentaires clastiques sont classées selon la taille des grains qui les forment. Cette classification devient très complexe pour les sédimentologues, mais pour nos besoins, nous utiliserons le tableau ci-dessous. Pour chaque catégorie granulométrique, il existe des roches sédimentaires correspondantes. Les roches sédimentaires chimiques et biologiques sont des roches formées par des processus chimiques ou biologiques.

              Types de roches sédimentaires Image : modifiée à partir d'Azcolvin429 via Wikimedia (licence CC-BY-SA-3.0)

              Vous trouverez ci-dessous un exemple de colonne stratigraphique du Grand Canyon, montrant comment la colonne se rapporte aux couches rocheuses réelles exposées dans la paroi du canyon. Chacune de ces roches a son propre symbole dans la colonne stratigraphique comme le montre la figure. Chaque roche sédimentaire correspond à un environnement différent dans lequel elle s'est déposée. Ces « milieux de dépôt » peuvent nous donner une idée des conditions environnementales passées (climat, etc.). D'autres caractéristiques des couches rocheuses peuvent nous donner d'autres indices sur l'histoire géologique de la région, comme les événements tectoniques.

              Colonne stratigraphique du Grand Canyon Image : <a href="http://www.pri.org">Institut de recherche paléontologique</a>

              Les colonnes stratigraphiques nous donnent beaucoup d'informations sur la géologie de la zone qu'elles représentent : Premièrement, les symboles nous montrent quel type de roche constitue la couche. Deuxièmement, les divisions plus sombres nous montrent différentes formations géologiques, généralement distinguées par l'âge de la roche et l'environnement de dépôt. Dans l'exemple illustré, le calcaire de Kaibab est une formation composée presque entièrement d'un seul type de roche : le calcaire. La formation Toroweap est composée de calcaire, de grès et de mudstone. Enfin, dans cet exemple, la largeur de chaque rectangle représentant une formation géologique par rapport aux autres formations indique une granulométrie relative moyenne. Dans l'exemple illustré, le grès de Coconino a une granulométrie moyenne plus grande que l'une ou l'autre des deux autres formations.

              Les coupes stratigraphiques peuvent également contenir des caractéristiques appelées « discordances ». Les trois types de non-conformités sont indiqués ci-dessous. Les discordances angulaires surviennent lorsqu'un événement tectonique (comme la collision de plaques pour former des montagnes) fait basculer les couches les plus anciennes, puis les couches plus jeunes se déposent horizontalement au-dessus des couches inclinées. Les discordances se produisent chaque fois qu'il y a eu de l'érosion ou aucun dépôt, ce qui indique qu'il y a une certaine période de temps non enregistrée dans les roches sédimentaires telles qu'elles sont préservées aujourd'hui. Les non-conformités surviennent lorsque des roches ignées ou des roches métamorphiques sont recouvertes de roches sédimentaires, indiquant un passage du temps non enregistré dans les archives des roches sédimentaires.

              Alors qu'est-ce que cela a à voir avec Mars ? Eh bien, comme la Terre, Mars a des roches sédimentaires, déposées en couches. Lorsqu'ils sont exposés dans une séquence, nous pouvons construire des colonnes stratigraphiques pour nous aider à comprendre l'histoire géologique et les environnements passés.

              Dans un article récent sur les grès dans le cratère Gale, Thompson et al., (2016) ont construit une colonne stratigraphique pour toutes les roches sédimentaires rencontrées dans le cratère Gale jusqu'au sol 1200 de la mission du rover Curiosity. Les colonnes stratigraphiques de la figure ci-dessous montrent non seulement la séquence des dépôts sédimentaires par élévation, mais aussi la largeur des rectangles individuels dans la colonne indiquent la taille relative des grains.

              Stratigraphie de Cratère Gale Image : <a href="http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1002/2016JE005055/abstract">De Thompson et al. (2016)</a>

              La stratigraphie de Kimberley est élargie pour montrer une couche de matériau appelée « brèche-conglomérat » à la base de cette séquence, et principalement des grès avec diverses structures sédimentaires. Ces structures sédimentaires telles que la stratification croisée indiquent le niveau d'énergie dans l'environnement de dépôt. Dans le cas de la stratification croisée, cela indique un environnement à haute énergie (en mouvement rapide).


              Voir la vidéo: Vesikasvillisuus ja sedimentti - hyödyntämätön luonnonvara