rythmites saisonnières sont formées de l'alternance de couches de carbonates et de sédiments détriques (évaporation et précipitation du carbonate pendant l'été, dépôt des détritiques pendant les périodes pluvieuses); de diatomées et d'argile; de dolomite et d'anhydrite (milieux évaporitiques); de détritiques fins foncés et plus grossiers clairs (varves lacustres: la lamine claire est mise en place durant la période estivale, lorsque la fonte des glaces libère un abondant matériel détrique; cette lamine passe graduellement vers le haut à la couche foncée quand le matériau grossier n'est pas renouvelé et que seul le sédiment fin se dépose durant l'hiver. Insistons donc sur le fait que le contact entre lamines claire et foncée est graduel alors qu'il est net entre lamines foncée et claire. Un doublet correspond dans ce cas-ci à une année).
Outre un certain nombre de caractères évoqués ci-dessus, la continuité latérale des dépôts peut permettre de distinguer rythmites tidales et saisonnières. Les premières ont une extension de quelques mètres, alors que les secondes sont continues sur de grandes distances.
3.2.8. Les stratifications obliques et entrecroisées
Les stratifications obliques et entrecroisées ("cross-stratifications") sont des structures internes aux dépôts. Les premières sont obliques par rapport au pendage moyen de la surface de stratification et les secondes sont également obliques et de plus se recoupent mutuellement. Cette dernière caractéristique permet de les utiliser comme critère de polarité. Sans entrer dans les détails, il est intéressant de décrire et d'interpréter en termes d'environnement de formation quelques stratifications particulières:
Les stratifications obliques (="tabular cross bedding") et les stratifications en auge (="trough cross bedding") sont créées par des courants. Elles peuvent être distinguées d'après les caractéristiques des surfaces enveloppes (Figs V.8, 9): les unités dont les surfaces d'intersection sont planes, définissent des ensembles de forme tabulaire ou en coin, alors que celles dont les surfaces limites sont incurvées définissent des formes en auge. La genèse des stratifications obliques est liée à la migration latérale de formes sédimentaires avec dépôt de matériel détritique. Citons entre autre: migration de rides, mégarides et dunes, progradation d'un front deltaïque, migration latérale de point bars dans le lit des rivières, etc. Les stratifications obliques se forment lorsque les crêtes des rides sont rectilignes, alors que les stratifications en auge témoignent de crêtes plus sinueuses (migration latérale du courant de dépôt).
Stratification oblique dans un chenal, Formation d'Evieux (Famennien), Val Dieu.
Figure V.8: stratifications obliques, crées par des courants de direction constante.
Stratifications obliques dans un grès du Paléozoïque inférieur, Kalbarri, Australie.
Figure V.9: stratifications en auges, crées par des courants dont la direction varie.
Stratifications en auges, vues sur la surface d'un banc de grès du Paléozoïque inférieur, Kalbarri, Australie.
Les stratifications en arêtes de poisson ("herringbone crossbedding"). Elle sont caractérisées par la superposition de lamines obliques de sens opposé (Fig. V.10). Cette structure est produite surtout dans les tidal flats par les inversions périodiques des courants de marée. On observe souvent une surface de réactivation qui entame les lamines obliques antérieures (cette surface est produite au moment où le courant change de direction).
Figure V.10: stratification en arêtes de poisson.
Les stratifications entrecroisées de rides de vagues (="wave ripple strata"). Ces stratifications de taille centimétrique (Fig. V.11) sont formées par les vagues "de beau temps". Les rides symétriques pures, rides d'oscillation sans migration possèdent une structure en chevron qui montre l'aggradation verticale. Si les vagues sont associées à un courant, les lamines préservées sont préférentiellement inclinées dans la direction du transport.
Figure V.11: stratifications entrecroisées de rides de vagues.
Stratifications entrecroisées de vagues dans un grès du Paléozoïque inférieur, Kalbarri, Australie.
Les stratifications en mamelon (="hummocky cross stratification", ). Ces stratifications entrecroisées, généralement à l'échelle du mètre, sont caractérisées par de larges ondulations, faiblement inclinées (souvent moins de 15°). Les lamines peuvent être suivies de manière continue dans les dépressions et sur les mamelons. Elles se recoupent avec un angle faible et en montrant des phénomènes d'onlapping (Fig. V.12). Le sédiment est un sable fin bien trié. Ce type de stratification entrecroisée est généré par des vagues de tempête en milieu de plate-forme, dans un régime d'écoulement intermédiaire entre la formation des rides et celle des stratifications planes. On considère qu'un épisode de hummocky cross stratification correspond à un événement. Ces structures sont associées à d'autres figures sédimentaires au sein des tempestites. Des structures proches mais plus petites ont été observées également dans le terme C de certaines turbidites.
Figure V.12: stratifications en mamelon ("hummocky cross stratification").
Micro-mamelons ou "micro-hummocks" (flèches) à la surface d'un grès dévonien.
Les stratifications en feston ("festoon cross strata"). Ces structures d'échelle dm à m se présentent sous la forme d'unités comblant des dépressions en en épousant la forme. La courbure des lamines augmente du centre vers les bords de la dépression. Lorsque plusieurs de ces unités s'empilent en s'érodant mutuellement, on parle de festons. Ces structures sont généralement le résultat du creusement de chenaux et de leur comblement progressif, puis de l'érosion d'un nouveau chenal et ainsi de suite. La forme en feston s'observe dans une coupe perpendiculaire à la direction moyenne du courant.
Les rides de courant montantes ("climbing ripple stratification"). Quand les rides (de courant ou de vagues) migrent avec accumulation continue de sédiment, il se forme des rides montantes. On distingue les rides dont les lamines sont en phase (crêtes sur une même verticale) des rides qui progradent (Fig. V.13).
Figure V.13: différents types de rides montantes.
Rides montantes dans un grès du Paléozoïque inférieur, Kalbarri, Australie.
Les flaser, lenticular et wavy bedding. Ces structures (Fig. V.14) sont engendrées par l'alternance de sédiments fins (argile) et plus grossiers (sable, silt). Les flasers peuvent être décris comme des rides sableuses ou silteuses entre lesquelles se déposent des sédiments fins: les drapages argileux sont préservés dans les creux et en partie sur les crêtes. Les stratifications lenticulaires sont des dépôts essentiellement argileux dans lesquelles sont conservées des lentilles sableuses et les wavy bedding sont des alternances de niveaux continus de boue et de sable. Toutes ces structures sédimentaires se forment dans des environnements de tidal flats où des périodes de calme alternent avec des périodes où l'action des vagues ou des courants se manifeste.
Figure V.14: à gauche: formation de lenticular, wavy, puis de flaser bedding, dans un régime où l'apport de sédiments fins (vert) diminue progressivement au dépend des sédiments plus grossiers (orange). A droite: lenticular et wavy bedding dans des sédiments holocènes de la Mer du Nord.
A: formation de flasers: les petites dépressions entre les rides sableuses (formées par des courants de marée) sont remplies par des argiles lors des phases de calme. B: développement de lenticular bedding: de petites rides de sable coquillier reposent sur du sable plus fin. Plage de Grand Fort Philippe (France).
Wavy bedding dans une alternance grès-shale du Dévonien inférieur de l'Ardenne; noter les petites déformations à la base de certains niveaux gréseux.
3.2.9. Les structures de déformation du sédiment
Il s'agit ici des déformations d'origine inorganique (excluant donc la bioturbation), contemporaines du dépôt ou légèrement postérieures. Ces déformations affectent le sédiment avant sa lithification. Des sédiments relativement cohérents peuvent se déformer jusqu'à produire des plans de fracture bien définis sans que la lamination n'en soit affectée. Les sédiments peu cohérents par contre sont affectés par une déformation continue, sans fracturation, avec éventuellement torsion de la lamination. La plupart des déformations observées peuvent se ramener à quelques grandes catégories:
Les figures de charge ("load casts"). Ce sont des figures généralement préservées à la surface inférieure des couches sableuses, lorsqu'elles sont superposées à des matériaux argileux hydroplastiques (Fig. V.15). Les formes sont variées, depuis de simples déformations locales jusqu'à des protubérances encore solidaires de la couche sableuse ou même complètement détachées. A l'origine de ces déformations, on note surtout une charge de recouvrement inégalement répartie: le comblement de figures d'érosion, des rides ou la création d'une interface ondulée suite à la propagation d'une onde sismique. L'occurrence des load casts n'est pas restreinte à un environnement particulier. La condition primordiale de leur genèse est un rééquilibrage des pressions dans le sédiment avec développement de déformations à l'interface sable/boue.
Figure V.15: A: figures de charge formées par du grès dans une siltite; B: développement expérimental de figures de charge à l'interface d'une couche sableuse (claire) et argileuse (sombre) (d'après Kuenen, 1965 in Cojan & Renard, 1999).
Figures de charge à la surface inférieure d'un banc. Dévonien supérieur, Coumiac, France.
Les structures en flammes ("flame structures"). Il s'agit de figures relativement régulières, résultant de l'injection d'un matériau fin (argile, silt) dans une couche sableuse (Fig. V.16). Les "flammes" ainsi créées montrent souvent une orientation d'ensemble. Ces structures pourraient être produites par un phénomène de surcharge et traction suite au passage d'un tsunami.
Figure V.16: structures en flammes dans une couche de sable fin entre deux niveaux de sable grossier. Ces sédiments ont été mis en place par le tsunami de 2004 dans l'Océan Indien. La première couche de sable correspond à un dépôt par une première vague; la couche de sédiment plus fin au retrait de la première vague et la dernière couche de sable correspond à une deuxième vague. Cette deuxième vague a provoqué la formation des structures en flammes par traction. L'orientation des flammes (vers la droite sur la figure), correspond au sens du courant.
Les pseudonodules ("ball and pillows"; "structures en traversin"). Ces structures s'observent dans des couches sableuses. La base de la couche sableuse est ondulée, voire même découpée en une série de nodules séparés les uns des autres rappelant des traversins. La dimension de ces structures est variable, allant de quelques cm à plusieurs m de longueur. Les pseudonodules ne sont pas indicatifs d'un environnement particulier, mais plutôt d'une vitesse de sédimentation relativement rapide. Leur formation pourrait être liée au passage d'ondes sismiques, favorisant un échappement de fluides et une remobilisation des sédiments. Dans ce cas, les niveaux de pseudonodules pourraient représenter des bancs corrélables latéralement au sein d'un bassin!
Pseudonodules (la flèche indique le plus représentatif) dans les grès famenniens de la Formation de Montfort à Arbre.
Pseudonodules dans les grès famenniens de la Formation de Montfort à Bois d'Anthisnes. A: un pseudonodule (flèche). B: le banc entier (souligné en tiretés) forme un niveau de pseudonodules, suggérant une corrélation possible à l'échelle régionale.
Les convolutes ("convolute bedding"). Cette structure consiste en un plissement souple accentué des lamines d'une couche sédimentaire, souvent des sables fins et silts. Ces plis peuvent se prolonger latéralement au sein de la couche sur de grandes distances. La liquéfaction des sédiments d'une couche hydroplastique est sans doute le facteur primordial de la formation des convolutes. Divers phénomènes peuvent générer cette liquéfaction: courants de traction agissant à l'interface eau-sédiment, surcharge sédimentaire locale, chocs, compaction par émersion,... Les convolutes sont caractéristiques du terme C des turbidites, mais ont été également observés dans des environnements variés, tidal flats, plaine alluviale, point bars, etc.
Convolute bedding dans un grès salmien du Massif de Stavelot.
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