Une introduction aux processus sédimentaires








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2.4. Courants de turbidité

Les courants de turbidité sont des écoulements gravitaires dans lesquels le sédiment est maintenu en suspension par la turbulence du fluide interstitiel. Ils se produisent lorsqu'un choc (tremblement de terre, vague) ébranle une masse de sédiment (Fig. IV.3). Ce mélange d'eau et de sédiment (25 mg/l à 1 kg/l) possède une densité plus grande que celle de l'eau et se déplace vers le bas sous l'effet de la gravité. Insistons une fois de plus sur le fait que ce n'est pas le fluide qui fait se mouvoir le courant de turbidité, mais la pesanteur. Le fluide ne fait que maintenir les particules en suspension. Les observations expérimentales font attribuer aux courants de turbidité :

- un grand pouvoir de déplacement: par exemple, lors du tremblement de terre dans l'Atlantique Nord en 1929, la rupture échelonnée des câbles télégraphiques transatlantiques a permis de constater que le courant de turbidité s'était déplacé à une vitesse de 25 à 100 km/h suivant la pente;

- une grande extension des dépôts: dans l'exemple repris ci-dessus, le dépôt provoqué par le courant de turbidité a couvert plus de 200.000 km2 de fond océanique; l'épaisseur de sédiments déposés variant de quelques centimètres à un mètre d'épaisseur;

- un grand pouvoir de transport: le même exemple a mis en jeu plus de 200 km3 de sédiment.

http://www2.ulg.ac.be/geolsed/processus/debrisflow_turb.jpg

Figure IV.3: naissance d'une turbidite: un glissement de terrain dans la partie supérieure du talus continental mobilise une grande masse de sédiment; au début du glissement, le sédiment est à peine déstructuré et on retrouve des structures de slumps; progressivement, la masse de sédiment va se comporter comme un debris flow en descendant le talus continental; par ailleurs, en érodant et incorporant les sédiments rencontrés sur son chemin, sa densité et sa vitesse augmentent; ensuite, par incorporation d'eau, la cohésion entre les particules de sédiment diminue et des tourbillons commencent à se former: le courant de turbidité se développe; à un certain moment, le debris flow "gèle" et le courant de turbidité continue seul à se déplacer.

Les sédiments déposés par les courants de turbidité sont appelés turbidites (Fig. IV.4). Un écoulement gravitaire individuel correspond à une turbidite, caractérisée en gros par un granoclassement normal. En effet, la tête, la partie moyenne et la queue du courant de densité déposent successivement en un point des grains grossiers, moyens et fins en succession verticale. Les turbidites, comme les autres écoulements gravitaires sont donc des dépôts instantanés à l'échelle géologique. On distingue, en fonction de la granulométrie de la turbidite et de son éloignement par rapport à la source des sédiments, trois grandes classes de turbidites :

- les turbidites de forte densité, à grains grossiers, relativement mal classées, avec une surface basale nettement érosive; elles sont généralement chenalisées et mises en place sur ou à proximité des talus (proches donc des sources);

- les turbidites de moyenne densité, avec à la base différentes structures érosives de type flute cast, sole marks, etc. et des figures sédimentaires souvent bien marquées (voir ci-dessous);

- les turbidites de faible densité, constituées de sédiments plus fins, bien classés et laminaires; elles sont mises en place dans le bassin et possèdent une grande extension latérale.

Dans le cas des turbidites de moyenne densité, une séquence idéale a été mise en évidence et formalisée (Fig. IV.4): il s'agit de la séquence de Bouma (1962). Elle comprend de la base au sommet :

- une unité massive et assez grossière, parfois granodécroissante; localement, à la base, on peut observer des sédiments remaniés (terme A);

- une unité à laminations planes, granodécroissante (terme B) ;

- une unité à stratifications obliques (terme C) ;

- une unité faite d'alternance de sable fin, de silt et de pélite (terme D) ;

- une unité silto-pélitique laminaire et granodécroissante (terme E) ;

- enfin, un inter-turbidites, correspondant à la lente décantation des sédiments océaniques fins, à laquelle se surimpose de la bioturbation.

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Figure IV.4: modèles de turbidites.

Cette répartition verticale des différents termes se retrouve aussi latéralement au sein d'une même turbidite, au fur et à mesure que l'on s'éloigne de l'axe de l'écoulement.

Le modèle de Piper (1978), correspondant aux turbidites de faible densité, est en fait dérivé du terme E de la séquence de Bouma, tandis que le modèle de Lowe (1982) comprend des unités graveleuses mises en place par un transport de type grain flow (R), par traction (S1, S2) et par suspension (S3). Le terme S3 peut être mis en parallèle avec le terme A de la séquence de Bouma (Fig. IV.4).

Remarquons donc que les termes les plus grossiers des turbidites, souvent non classés, sont interprétés par certains auteurs comme des dépôts se rapprochant plus d'un "debris flow", d'un "grain flow" ou d'un "fluidised sediment flow" que d'un dépôt turbiditique au sens strict.

On trouvera des expériences filmées de courants de turbidité sur: http://faculty.gg.uwyo.edu/heller/sed_video_downloads.htm

L'essentiel de ce qui précède concerne des courants de turbidité dont la densité plus élevée que la densité du fluide environnant maintient l'écoulement à proximité du fond. On a cependant mis en évidence des écoulements turbides dont la densité est intermédiaire entre les eaux de surface et les eaux de fond plus salines ou dont la densité diminue fortement au cours de leur propagation par incorporation d'eau et dépôt de sédiment. Dans ce cas, à partir d'une certaine profondeur, un nuage se forme qui emporte les sédiments les plus fins à une certaine hauteur au-dessus du fond, abandonnant un lit de sédiment généralement massif. Ce serait l'explication des mystérieux "sables massifs profonds", pauvres en structures sédimentaires à part quelques figures d'échappement de fluide... 

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A: Turbidites viséennes dans la coupe de Lenthéric (Montagne Noire, France). B: détail montrant la succession de deux turbidites; la base du terme A est grossière et constituée d'un conglomérat; le terme B est finement laminaire.

 

3. ECOULEMENTS DE FLUIDES

3.1 Ecoulement laminaire-écoulement turbulent

La capacité d'un fluide à mobiliser et transporter des sédiments dépend de nombreux facteurs dont les principaux sont sa masse volumique, sa viscosité et sa vitesse. Pour mémoire, la masse volumique de l'eau de mer est d'environ 1,03 g/cm3, celle de l'eau douce de 1 g/cm3, celle de la glace de 0,9 g/cm3. Par contre, la masse volumique de l'air est très faible, de l'ordre de 0,001 g/cm3. En ce qui concerne la viscosité, celle de l'air est très faible, celle de la glace est élevée et celle de l'eau est intermédiaire. Les principales différences entre sédiments éoliens (sable fin et silt), glaciaires (galets, sable, boue) et alluviaux sont la conséquence de ces masses volumiques et viscosités distinctes.

La vitesse de l'agent de transport détermine largement le type d'écoulement, soit laminaire, soit turbulent. Dans un écoulement laminaire, les filets d'eau restent parallèles entre eux: ce régime tranquille est réalisé par exemple pour un écoulement d'eau étalé sur de grandes surfaces ainsi que pour des fluides visqueux comme les coulées boueuses. Dans un régime turbulent, les filets d'eau se mélangent, forment des tourbillons et ne restent plus parallèles entre eux et parallèles au fond. Ceci a une conséquence importante quant à la capacité d'érosion et de transport du fluide: la composante ascendante des tourbillons et filets d'eau maintient les sédiments en suspension ou favorise leur érosion.

Le "nombre de Reynolds" permet de mettre en évidence la transition écoulement laminaire-écoulement turbulent. Il est défini comme suit:

Re=2V.r/µ

où V est la vitesse du fluide;  sa masse volumique; µ sa viscosité et r la profondeur du chenal dans lequel se fait l'écoulement.

Pour des Re de 500 à 2000, l'écoulement est laminaire: c'est le cas des glaciers (qui ne sont de bons agents de transport que parce que la viscosité élevée de la glace retarde le dépôt des sédiments), des écoulements aqueux sur de grandes surfaces ("sheet flows"), des fleuves à débit lent. Au-dessus de 2000, l'écoulement est turbulent: c'est le cas de la plupart des rivières, des courants de turbidité et du vent. Il faut ajouter à ceci un effet particulier dû à la présence d'une couche-limite turbulente à proximité immédiate des substrats, même dans le cas d'un écoulement laminaire. Cette couche limite favorise l'érosion et le transport.

Un cas particulier de l'écoulement turbulent est l'écoulement torrentiel. Ce type d'écoulement apparaît à de grandes vitesses et est responsable d'une érosion intense. Lorsqu'une rivière passe d'un régime turbulent à un régime torrentiel, sa vitesse augmente et sa surface s'abaisse. Les vagues de la surface s'atténuent. L'apparition du régime torrentiel peut être déterminé par le "nombre de Froude":

F=V/g.r)1/2

où V est la vitesse du fluide; g l'accélération de la pesanteur et r la profondeur du chenal dans lequel se fait l'écoulement.

Si F est inférieur à 1, le cours d'eau est en régime turbulent. S'il est supérieur à 1, il est en régime torrentiel.

3.2. Mise en mouvement des sédiments

La mise en mouvement d'une particule sur le fond peut être largement expliquée par le théorème de Bernoulli. Brièvement, il établit que la somme des énergies cinétiques (de vitesse) et piézométriques (de pression) d'un fluide sur un objet doit être constante. En d'autres termes, cela signifie que quand la vitesse d'un courant s'accélère autour d'un objet, la pression diminue. L'illustration classique de ce principe est l'écoulement de l'air autour d'une aile d'avion: l'air passant au-dessus de l'aile parcourt un chemin plus grand et accélère; sa pression diminue donc par rapport à l'air circulant en dessous de l'aile et est responsable de l'apparition d'une force ascensionnelle. Ce phénomène est le même pour un grain au fond d'un chenal et est responsable de sa mise en suspension. Dès que le grain est en suspension, le trajet des lignes de courant devient symétrique et d'autres forces prennent le relais pour rendre compte de son transport.

3.3. Transport des sédiments

Plusieurs modes de transport ont été observés (Fig. IV.5): il s'agit du roulement et de la traction le long du fond, de la saltation (transport par bonds, suite à des chocs successifs) et du transport en suspension. Les particules en mouvement par roulement, traction et saltation constituent la charge de fond ("bedload"), généralement formée de galets et de sable (cf. film sur http://faculty.gg.uwyo.edu/heller/sed_video_downloads.htm). La charge en suspension est surtout constituée d'argile et de silt. La charge en suspension des écoulements turbulents est beaucoup plus importante que celle des écoulements laminaires.

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Figure IV.5: modes de transport des particules dans un courant.

La granulométrie des particules sédimentaires a donc une influence majeure sur leur transport (et sur leur vitesse de sédimentation). Ces relations sont synthétisées par le diagramme de Hjulström (Fig. IV.6). Ce graphe (essentiellement basé sur des expériences en laboratoire) montre la vitesse minimale d'un courant nécessaire pour mobiliser, transporter et déposer des grains de quartz de granulométrie variable. Si l'on examine d'abord la partie supérieure de ce graphe (érosion des particules), la portion de la courbe représentant l'érosion des particules moyennes à grossières (sable fin à galets) semble logique: la vitesse du courant nécessaire pour mobiliser des grains augmente avec leur granulométrie. Pour les particules fines, par contre, la courbe montre une augmentation de la vitesse du courant avec la diminution de la granulométrie. Ce comportement paradoxal est la conséquence de la cohésion élevée des particules fines, surtout liée à un effet électrostatique. La partie inférieure du graphe montre la relation entre la granulométrie des particules et la vitesse du courant lors de leur dépôt.

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Figure IV.6: diagramme de Hjulström.

3.4. Dépôt des sédiments

Dès qu'une particule est mise en suspension, elle commence aussitôt à sédimenter. Sa vitesse de sédimentation est donnée par la loi de Stokes :

v=c.d2 où c est une constante égale à: (p-f).g/18µ

v représente la vitesse de sédimentation, µ la viscosité du fluide, f sa masse volumique et p celle de la particule; d est le diamètre de la particule.

Ce qui signifie bien sûr qu'à minéralogie constante, la vitesse de sédimentation augmente avec la taille des grains. Quelques remarques supplémentaires déduites de cette formule: les minéraux lourds, dont la densité est élevée, sédimentent rapidement; les fluides très visqueux, comme les coulées de boue peuvent transporter des grains beaucoup plus gros que les fluides moins visqueux. Remarquons que la loi de Stokes est normalement valable pour des particules sphériques. En fait, des particules allongées comme les paillettes de micas ont une vitesse de sédimentation plus lente que celle théoriquement prévue. Un autre écart à la loi théorique est constaté pour les particules très anguleuses qui génèrent autour d'elles de petits tourbillons qui ralentissent leur chute.

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Tri par densité de sable quartzique (clair) et de minéraux lourds (foncés) sur une plage de l'Oregon (USA). Photo M. Humblet.

 

V. Le dépôt

Le dépôt des sédiments a lieu lorsque la vitesse de l'agent de transport diminue ou lorsque cet agent de transport disparaît (fonte de la glace). La granulométrie des particules, la texture des sédiments, la géométrie des dépôts sont d'importants indices sur l'agent de transport, sa vitesse au moment du dépôt, sa direction, etc.

Les grains se déposent avec leur face plane parallèle au lit sédimentaire. Ils montrent souvent un phénomène d'imbrication. Les grains allongés sont stables quand leur grand axe est parallèle à la direction du courant.

Envisageons d'abord le cas des dépôts glaciaires.

1. LES MORAINES

Les moraines sont des formes d'accumulation laissées par les glaciers, lors de leur retrait ou de leur fonte totale. Contrairement aux formes d'érosion (voir ci-dessus), elles s'observent surtout dans la partie aval du système glaciaire. La caractéristique essentielle des dépôts morainiques est leur mauvais classement granulométrique, d'où le nom d'argile à blocaux qui leur est associé. Ce phénomène est la conséquence du mauvais pouvoir de classement de la glace (remarque: c'est aussi le cas des debris flows, voir ci-dessus). Les moraines ayant subi compaction et diagenèse sont appelées tillites.

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A: argile à blocaux d'une moraine actuelle, Jostedalsbreen, Norvège. B: détail.

Dans les dépôts en milieu aqueux, par contre, la granulométrie des sédiments a une importance considérable.

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