VI. L'évolution post-dépôt
Dans l'évolution post-sédimentaire, il est possible de distinguer un certain nombre de grandes étapes, qui vont se succéder au cours du temps et amener des modifications de plus en plus importantes du sédiment originel. On distinguera donc ci-dessous la pédogenèse (développement d'un sol) qui peut intervenir lorsqu'un sédiment est émergé; la compaction, qui consiste d'abord en une expulsion d'eau suite à la surcharge provoquée par l'accumulation des sédiments et la diagenèse qui concerne surtout des phénomènes (bio)chimiques de dégradation de la matière organique et de dissolution et cristallisation. On abordera aussi, de manière brève, le problème de la fossilisation et de la perte d'information qu'il représente.
1. PEDOGENESE
1.1. Généralités
Une attention particulière doit être accordée aux transformations susceptibles d'affecter un sédiment lors de son évolution en milieu continental. De tels témoignages d'émersion doivent absolument être mis en évidence, notamment pour leur intérêt paléogéographique.
La pédogenèse correspond au développement d'un sol sur un substrat minéral. Ce processus est en général long (plusieurs milliers d'années) et peut aboutir à différents types de sols en fonction du substrat, du climat (voir chapitre II) et de la durée de la pédogenèse. Nous allons prendre un profil idéalisé comme exemple (Fig. VI.1) et passer en revue les différents horizons pédologiques et les processus dominants qui y sont observés.
Figure VI.1: profil idéalisé dans un sol, montrant les différents horizons et les processus qui y sont observés. D'après Konhauser (2007), modifié.
Le premier horizon (horizon-O) est très riche en débris organiques dans des stades de décomposition variés. Différents processus microbiens vont générer des acides organiques qui contribuent à une mise en solution des cations métalliques sous la forme de chélates (oxalates, citrates,...). L'eau de pluie, enrichie en CO2 par la fermentation et la respiration, va avoir le même rôle. Toutes ces réactions vont aboutir à la formation d'un horizon-E lessivé, enrichi en éléments résistants (quartz, oxydes) et appauvri en cations métalliques. Les horizons O et E correspondent aussi à la rhizosphère, c-à-d à la zone du sol colonisée par les racines. La population microbienne y est très importante. Les nombreux échanges entre le sol et les racines contribuent au développement des manchons racinaires dont nous parlerons ci-dessous et qui sont de très bons indices de pédogenèse dans l'Ancien.
Les cations solubilisés dans l'horizon-E peuvent précipiter plus bas dans le profil, là où le pH redevient plus élevé (neutralisation progressive des acides organiques) et où les chélates sont oxydés: c'est l'horizon-B. En climat aride, l'évaporation provoque la précipitation de carbonates et d'oxydes.
Nous allons maintenant passer en revue les critères qui permettent de reconnaître le développement d'un paléosol, en particulier en environnement carbonaté.
1.2. Critères de pédogenèse en environnement carbonaté
Le développement de paléosols sur horizons carbonatés est essentiellement la conséquence de phénomènes de dissolution et précipitation, avec comme résultat la redistribution et la réorganisation d'une grande partie des carbonates originaux. Les structures les plus courantes sont les suivantes (Wright, 1994).
1.2.1. Structures macroscopiques
- les rhizolithes: ces structures sont particulièrement bien développées dans les dépôts éoliens où les végétaux doivent posséder des racines profondes pour atteindre la nappe phréatique. De nombreux types de rhizolithes ont été décrits dans la littérature. D'une manière générale, ces structures comprennent un vide (occupé à l'origine par les tissus végétaux), de forme souvent fourchue avec extrémités coniques, éventuellement empli par des sédiments postérieurs et un manchon ou enveloppe, constitué de calcaire fin. La Fig. VI.2 schématise les différentes microstructures associées aux rhizolithes;
Rhizoconcrétion (flèche) dans un sol, Villeveyrac, Crétacé.
- les nodules: la précipitation du CaCO3 dans le sol est irrégulière, avec comme conséquence le développement de nodules de calcaire à contours mal définis, de "ponts" et encroûtements calcaires et finalement le remplacement des grains originaux par du calcaire fin (micrite), voire la formation d'horizons continus (calcrete massif). Remarquons que cette "micritisation" peut s'effectuer aussi bien aux dépens d'un ciment cristallin que de grains. Ce processus est au moins partiellement sous le contrôle de microorganismes et peut faire intervenir la précipitation d'oxalates de calcium et leur transformation ultérieure en calcite;
A: nodulisation due à la pédogenèse dans la Formation de Lustin (Frasnien moyen) à Barse; B: dolcrete, Formation d'Evieux (Famennien), Poulseur.
- les niveaux laminaires: il s'agit de croûtes finement zonaires dont l'origine reste assez controversée: activité microorganique, précipitation par évaporation de l'eau. Ces croûtes peuvent surmonter des horizons indurés, des substrats plus anciens, etc. (Fig. IV.2). Pour certains auteurs, il s'agirait de tapis microbiens fossiles (enfouis sous la partie superficielle du sol);
- les horizons bréchiques: les éléments (endoclastes), anguleux à arrondis, peuvent être cimentés par des croûtes laminaires. La bréchification peut être liée à des cycles de sécheresse-humidité, à l'action des racines, aux écarts de température, etc.;
- la marmorisation: ce sont des variations de couleur (rouge-jaune-vert-gris,...) dues à la juxtaposition de zones oxydées et réduites. Ces changements à l'échelle cm-dm du degré d'oxydo-réduction sont liés à la teneur variable du sédiment en matière organique;
- les structures de dessication;
- les "slickensides": il s'agit de structures de glissement, souvent courbes, dues à des alternances de périodes sèches et humides dans un matériau argileux;
- les pisoïdes: ces corpuscules de taille (pluri)-millimétrique sont fréquents dans les cavités de sols évolués, souvent en granoclassement inverse. Des horizons pisoïdiques fortement développés sont généralement l'indice de sols sur pentes;
1.2.2. Microstructures
- structure alvéolaire: c'est la structure la plus typique des paléosols. Il s'agit de septes arqués de quelques centaines de µm de long, développés dans des cavités, généralement des racines par des populations microbiennes;
- microfractures: leur morphologie est très typique: elles sont généralement courbes et circumgranulaires; elles sont dues à la dessication d'un matériau inhomogène: certains grains ne changent pas de volume, alors que la matrice gonfle et se rétracte;
- péloïdes: souvent appelés glaebules, leur origine peut être très diverse: fragmentation d'horizons micritiques par des microfractures courbes, micritisation de grains carbonatés, calcification de pellets fécaux, activité microbienne;
- ciments: parmi les variétés observées, citons des fibres de 1 à 5 µm x 50 à 100 µm de calcite magnésienne. Leur origine semble liée à la présence de mycelium et à la précipitation d'oxalates. Ces structures fragiles sont parfois remplacées par de la micrite. Les ciments montrent souvent une morphologie typique de milieux vadoses (ponts, pendants);
- Microcodium: c'est un constituant énigmatique (champignon+bactérie filamenteuse?) des sols tertiaires. Leur abondance peut être telle qu'ils en viennent à former l'essentiel du paléosol.
Microcodium dans un sol tertiaire (Vitrollien), coupe de Montplaisir, Minervois, France; A: aspect en surface sciée (les microcodium se concentrent dans les racines); B: lame mince, lumière naturelle.
Figure VI.2: développement progressif d'un calcrete; B: critères d'identification macroscopiques d'un calcrete; C: critères d'identification microscopique des rhizoïdes.
Structures pédogénétiques. A: bréchification; B: traces de racines conservées par précipitation de calcaire (flèche); C: marmorisation (rouge-gris-vert); D: slickensides; E: pisoïdes; F: fractures courbes circumgranulaires (flèches); G: manchon racinaire. F et G: lames minces, lumière naturelle.
2. LA COMPACTION
Le dépôt successif de sédiments entraîne une surcharge progressive faiblement compensée par une augmentation de la pression d'eau interstitielle. La compaction des sédiments consiste en une réduction, par voie physique ou chimique, de leur épaisseur originelle. La compaction mécanique correspond à une perte de porosité associée à l'expulsion de fluides par réarrangement des grains sédimentaires tandis que la compaction chimique correspond à des processus de dissolution par pression ("pression-solution"). Tous les sédiments ne réagissent pas de la même façon lors de la compaction: en d'autres termes, la réduction d'épaisseur est fonction de la composition originelle du sédiment (boue détritique, calcaire, sable, cf. tabl. VI.1), voire de l'existence d'un ciment précoce (un calcaire à ciment marin se compacte très peu, au contraire d'un sable calcaire non cimenté). Ce phénomène est la compaction différentielle. Elle est responsable de modifications dans la géométrie et la disposition relative de corps sédimentaires de composition différente (Fig. VI.3).
sédiment
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% de l'épaisseur originelle après compaction
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tourbe
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5-10%
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boue argileuse
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10-25%
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boue calcaire
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40-50%
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sable
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65-75%
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Tableau VI.1: taux de compaction de quelques types de sédiments.
Le taux de compaction (t) est le rapport entre l'épaisseur initiale du sédiment h0 et l'épaisseur après compaction (épaisseur actuelle) h
t=h0/h
Deux méthodes permettent d'apprécier le taux de compaction: la mesure directe et la mesure des variations de porosité. Détaillons la mesure directe, la plus aisée à mettre en oeuvre.
Figure VI.3: effet de la compaction différentielle sur des corps gréseux (A), responsable d'un changement dans le pendage des unités; sur un corps gréseux au-dessus d'une dénivellée (B), provoquant la formation d'une fausse faille synsédimentaire; sur des flancs de récif (C), modifiant le pendage des flancs et suggérant un faux relief synsédimentaire.
Nombreuses failles dues à la compaction dans une alternance de lignite et de calcaire lacustre. Calcaire de Ventenac, Eocène, Minerve, Montagne Noire (France).
2.1. Evaluation du taux de compaction par mesure directe
Un cas simple est la comparaison de l'épaisseur de sédiment entre des lamines préservées autour d'un objet non déformable (fossile, objets cimentés précocement, nodules,...) et la même tranche de sédiment à distance de cet objet (Fig. VI.4). On peut également étudier la forme actuelle après déformation d'objet supposés sphériques (ou à section sphérique) à l'origine (ooïdes, amonites, terriers cylindriques,...).
Figure VI.4: principe de la mesure directe de la compaction, autour d'un objet résistant. D'après Beaudoin et al. (1987).
Mesure directe de la compaction: le sédiment est "armé" par la présence d'un corail (h0); un peu plus loin, l'épaisseur est déjà moindre (h). Sommet du monticule frasnien de Hautmont, Vodelée.
Compaction de terriers d'Arenicolites fourmarieri dans des shales houillers. La flèche jaune montre un terrier vertical dont les parois sont ondulées suite au raccourcissement. Les terriers horizontaux sont applatis en ellipses. Largeur de la carotte: 6 cm.
3. LA FOSSILISATION
Après la mort des organismes, leur corps subit en général toute une série de processus qui vont limiter la qualité de leur préservation. Il peut s'agir de prédation, putréfaction, transport, responsables de la perte précoce de certaines parties des chairs et des squelettes (on a affaire à une thanatocénose et non à une biocénose). Par la suite, les fossiles peuvent être affectés dans les roches même qui les contiennent par des processus de déformation. Les fossiles subissent aussi des transformations chimiques incluant non seulement la dissolution des tests, mais aussi leur remplacement par d'autres minéraux. C'est pourquoi l'on connaît non seulement des fossiles calcaires, chitineux, siliceux, mais aussi pyriteux, gypseux, en hématite, etc.
La fossilisation conserve essentiellement les parties dures des organismes, telles les coquilles ou les os, mais des organismes mous ou des parties molles d'organismes ont également pu subir une fossilisation. On connaît ainsi du tissu musculaire d'anoures éocènes, des cellules pigmentaires de poissons triasiques, etc. Dans certains cas, les structures des os et des coquilles sont tellement bien préservées que des détails d'histologie ont pu être mis en évidence (traces d'insertions musculaires, de nerfs,...). La Fig. VI.5 présente de manière schématique les différentes modalités de la fossilisation d'une coquille.
Figure VI.5: modalités de la fossilisation. A: coquille originelle; B: coquille enfouie mais sans remplissage ultérieur; C: coquille et gangue remplacées secondairement; D: cavité originelle remplie secondairement de matériel; E: seul le remplissage (moule interne de la coquille) est conservé; F: seul le matériel de la coquille originel est remplacé; G: la coquille en matériel remplacé est dégagée ultérieurement; H: coquille remplie et enfouie; I: dissolution de la coquille originelle; J: le moule interne a été dégagé de la gangue; K: la cavité correspondant à la coquille est remplie par des dépôts tardifs; O: coquille enfouie non remplie; P: coquille dissoute avec formation d'un moule externe; Q: remplissage du moule externe; R: dégagement naturel du moule externe.
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