Sédimentologie - 1ère partie - Sédimentologie Définitive (S3) - PDF

Université Abdelmalek Essaâdi École Normale Supérieure COURS DU MODULE SEDIMENTOLOGIE - STRATIGRAPHIE LE – SVT S3 Prof. : Hoda Liemlahi  SEDIMENTOLOGIE GENERALITES ET RAP...

Université Abdelmalek Essaâdi École Normale Supérieure COURS DU MODULE SEDIMENTOLOGIE - STRATIGRAPHIE LE – SVT S3 Prof. : Hoda Liemlahi  SEDIMENTOLOGIE GENERALITES ET RAPPEL Roches sédimentaires : résultat de la transformation du matériel sédimentaire en roche suivant les processus de lithification lors de la diagénèse. L'importance de la sédimentologie est considérable: près de 90% de la surface terrestre est constituée de roches sédimentaires, avec les proportions suivantes: argilites/siltites: 63%; grès: 22%; calcaires: 15%. Silt (=limon) entre argile et sable lutites (ou pélites) = silt+argile. L’étude des roches sédimentaires est capitale pour les raisons suivantes: Elles contiennent le pétrole, le gaz naturel, le charbon et les fertilisants; Elles représentent un des principaux aquifères; Elles contiennent les fossiles, sur lesquels reposent notre connaissance de l'évolution de la vie sur Terre; Elles permettent de reconstituer l'évolution de notre planète par les études paléogéographiques et paléoclimatiques.  LES ENVIRONNEMENTS SÉDIMENTAIRES I- Introduction Un environnement sédimentaire est une unité spatiale dans laquelle les facteurs physiques, chimiques et biologiques interviennent d’une façon conjointe sur cette unité. Les dépôts sédimentaires reflètent les conditions physico – chimiques et biologiques des divers environnements dans lesquels se sont formés. Milieu continental Milieu mixte Milieu marin Aérien :  Estuaires  Littoral  désertique  Deltas  Récifs  glaciaire  Lagunes  Talus et glacis  Plaine abyssale Aquatique :  torrentiel et fluviale  lacustre II- Factures contrôlant un environnement sédimentaire II-1- Profondeur d’un environnement sédimentaire aquatique La profondeur est un des principaux facteurs dont dépend la variation de la température, de l’hydrodynamisme, du potentiel redox (oxygénation), de la teneur des éléments en solution et du contenu biologique. Généralement la profondeur et l’énergie hydrodynamique varient dans le sens opposé, de même pour la température. Le type de sédiment déposé dans un milieu dépend souvent de la profondeur de ce milieu, par exemple, contrairement aux marnes ou calcaires fins, les calcaires bioclastiques sont formés dans un milieu peu profond. Le type de fossile benthique, surtout les sténobathes, est un bon indicateur de la profondeur du milieu de vie, par exemple les algues, nécessitant la lumière pour la photosynthèse, indiquent la zone photique. Les coraux hermatypiques ne se développent également que dans la zone photique. Les traces d’activité sont très utiles lors de l’estimation de la profondeur en absence de fossiles, les traces laissées par organismes vivant à faible profondeur (plage, plate-forme), sont très différents de celles des organismes vivant à des profondeurs plus grandes (bassins océaniques). II-2- Hydrodynamisme L’énergie hydrodynamique dans un environnement sédimentaire aquatique diminue quand la profondeur augmente. Les vagues et les courants créent une agitation relativement forte et constante en surface de l’eau, par contre en profondeur, elle est faible. L’effet des vagues est détecté généralement jusqu’à -100 mètres. Néanmoins, le long des marges continentales des courants marins de turbidités créent un hydrodynamisme important à plus d’un millier de mètres de profondeur. L’estimation de l’hydrodynamisme est basée sur l’étude de la texture et des structures sédimentaires : -dépôt faible ou nul, figures d’érosion sur le fond conséquences d’une énergie très forte, -corps sédimentaires (dunes, rides de courants, …), et sédiments grossies (galets, graviers, sables) résultant d’une énergie moyenne. - sédiments fins laminés reflétant une énergie faible. Parmi les nombreuses exceptions, on cite un exemple : du sable en lamines sur un fond plat (lamines de haut régime d’écoulement) peut être déposé grâce à des courants rapides. L’estimation de l’hydrodynamisme est basée aussi sur l’étude des fossiles et des traces fossiles : Les études taphonomiques sont d’une grande utilité pour estimer la part de l’hydrodynamisme dans la formation du gisement fossilifère. L’état de conservation des fossiles donne une indication sur l’hydrodynamisme du milieu de dépôt :  fossiles fragiles délicatement conservés sont les témoins d’une énergie très faible.  des coquilles cassées et classées sont caractéristiques d’un milieu agité. L’orientation des fossiles dans les gisements fossilifères indique l’intervention d’un courant tracteur. N.B. : La taphonomie est la discipline qui étudie la formation des gisements fossiles et tous les processus qui interviennent depuis la mort jusqu'à la fossilisation d'un organisme.  II-3- Température La température agit sur la vitesse des réactions chimiques, sur la solubilité de nombreux corps, elle conditionne l’état physique de l’eau et favorise le développement biologique. Elle a un rôle particulièrement important dans les phénomènes d’altérations. Pour évaluer les paléotempératures régnant dans les milieux anciens on fait appel à plusieurs méthodes (paléontologique, sédimentologique, …) :  Les espèces sténothermes sont d’un grand intérêt lors de la détermination de la température régnant dans le milieu de vie de ces sténothermes. Pour la fiabilité de cette méthode, il faut que les espèces soient identiques ou voisines des espèces actuelles, c’est-à-dire ont les mêmes exigences écologiques. La présence par exemple de coraux, constructeurs de récifs, dans un bassin sédimentaire indique une température de type climat intertropical régnant dans ce milieu sédimentaire.  La formation des sédiments et de certains minéraux ne peut avoir lieu que sous des conditions thermiques bien particulières :  Les sédimentes rouges (présence de fer) sont formés en climat tropical.  Le sulfate de calcium précipite à l’état de gypse (CaSO4·2H2O) pour une température inférieur à 25 °c, à l’état d’anhydrite (CaSO4) (plus dure que le gypse) : pour une température supérieur. II-4- Salinité La salinité d’un milieu est évaluée en g/1 (surtout NaCl), la salinité de l’eau de mer est d’environ 35 g/l. La salinité des milieux aquatiques varie de 0 g/1 à plus de 100 g/l. Selon la salinité des eaux, on parle d’eau douce, d’eau saumâtre (légèrement salé), d’eau de mer et d’eau sursalée. Les sels dissous constituent souvent une condition favorable ou défavorable selon les exigences de l’espèce, par conséquent pour connaitre la salinité d’un milieu ancien : les fossiles, surtout les sténohalins, peuvent être un des critères pour déterminer la paléosalinité. Souvent dans les milieux sursalés, la faune est peu diversifiée (quelques espèces) mais très riche (individus nombreux et de petite taille). Les roches évaporitiques sont les témoins d’un milieu à eau sursalée. Dans les argiles, surtout les illites, on trouve du bore qui se fixe dans les feuillets argileux, la teneur en bore est un bon indicateur de paléoslinité : des illites formées dans des eaux douces contiennent 50 ppm (partie pour mille) de bore, alors que celles formées dans les eaux marines contiennent 300 ppm. II-5- Potentiel d’oxydo-réduction (EH) Le potentiel d’oxydo-réduction régnant dans le milieu de dépôt agit sur l’intensité de l’activité biologique (nature des espèces et abondance des individus) et sur l’évolution de la matière organique. *Pour un Eh supérieur à 0 dans les milieux oxydants, en contact avec l’air, la faune est riche et diversifiée, la couleur du sédiment varie du rouge ou jaune. *Pour un Eh inférieur à 0 dans les milieux réducteurs, à l’abri de l’air (sans oxygène), la faune est rare et peu diversifiée, les restes organiques sont conservés, accumulés et réduits en hydrocarbures et carbone, le sédiment est souvent noir. II-6- Acidité ou basicité du milieu (pH) Généralement dans un milieu de sédimentation, le pH est proche de 7, certains milieux très particuliers se caractérisent par un PH acide (les tourbières par exemple à pH inférieur ou égal à 5) ou basique (les lacs du grand Rift africain à pH supérieur à 9). Dans l’eau de mer le pH joue une influence directe sur la solubilité de certains minéraux comme la calcite et la silice : -pour un pH supérieur à 8 la calcite se précipite en totalité; elle est dissoute aux pH inférieur. -pour un pH inférieur à 7 la silice se précipite en grande partie. Solubilité de la silice et de la calcite dans l'eau de mer à 20°C II-7- Paramètres biologiques Les êtres vivants jouent un rôle dans l’équilibre de l’environnement sédimentaire. Ces organismes dépendent étroitement de l’ensemble des paramètres cités ci-dessus et aussi de l’écosystème dont ils appartiennent (nourriture disponible, surpopulation…). L’abondance ou la rareté des organismes vivant dans un milieu agit aussi sur les paramètres physico-chimiques de leur milieu de vie :  Les organismes peuvent participer à l’évolution d’un environnement marin agité à un environnement marin calme abrité par une barrière édifiée par ces organismes.  L’abondance des organismes et surproduction de matières organiques dans un milieu aquatique entraine son eutrophisation; la teneur en oxygène de l’eau diminue (anoxie), la matière organique s’accumule au fond et subit l’action des bactéries réductrices (production de méthane).  LES ENVIRONNEMENTS SEDIMENTAIRES CONTINENTAUX Milieux aériens :  Environnements désertiques: sable; poussières; lœss  Environnements glaciaires Milieux aquatiques :  Dépôts torrentiels et fluviatiles  Sédimentation lacustre Milieux aériens I- Environnements désertiques Ils prédominent dans des zones à pluviosité inférieur à 25 cm/an et à forte évaporations due aux températures élevées. Le vent est le principal agent d’érosion et de transport dans les milieux désertiques. Il dépose sa charge quand sa vitesse diminue. Tout type d’obstacle peut produire une sédimentation dans la zone protégé qu’il délimite : une touffe d’herbe, un mur … Si les dépôts ne sont pas fixés par la végétation, ils peuvent être remis en mouvement et déplacés ailleurs. Les régions désertiques s'étendent sur un peu moins de 10% des terres émergées. I-1- Sables *à l’échelle du cm : Les rides (ripple marks) Les rides sont des ondulations centimétriques, couvrant la surface des dunes et à crête perpendiculaire à la direction du vent (le vent souffle du côté de la ride à faible pente vers le côté à forte pente). Elles peuvent être d’origine éolienne ou d’origine sous-aquatique (rides de courant et rides de vagues). *à l’échelle du m au Km : Les dunes Les dunes éoliennes actuelles sont des corps sédimentaires d’environ 5 à 10m de hauteur et une longueur d’onde de quelques centaines de mètres, ils se caractérisent par une variabilité de forme et de dimension, par une inclinaison des litages qui peut atteindre un angle de 34 degrés et par des structures internes en litages entrecroisés. Ces variations sont en fonction du régime des vents et de leur charge en sable. Les grains de quartz d’origine éolienne se reconnaissent par leur aspect :  Mat  Rond (de forme sphérique)  A surface piquetée de formes en v qui marquent les points de choc du grain avec un obstacle Grain rond à surface piquetée d’aspect mat (R.M) Les principales formes distinguées sont: - les barkhanes :  Forme en croissant convexe du côté du vent, cornes du croissant orientées dans le sens du vent.  Vent unidirectionnel. - les dunes paraboliques :  Forme en croissant concave du côté du vent, cornes du croissant orientées dans le sens opposé à celui du vent.  Vent unidirectionnel. Les barkhanes Les dunes paraboliques - les dunes transversales : Rubans perpendiculaires à la direction du vent. - les dunes longitudinales : Dunes allongées parallèlement au vent - les dunes en étoiles (ou les dunes d’interférence) : Structure complexe reflétant le régime changeant des vents.  Les dunes transversales Les dunes longitudinales Les dunes en étoiles Les draas sont des accumulations sableuses de très grande taille, des dizaines de mètres de hauteur pour une longueur d’onde de l’ordre du kilomètre. Un erg c’est un champ de draas, le grand erg oriental du Sahara couvre des milliers de km2. I-2- Poussières La poussière est facilement transportée par le vent même lorsque sa vitesse devient faible, le transport de la poussière passe inaperçue et sous-estimée, une couche de quelques dixième de mm de poussière répandu sur une surface de plusieurs milliers de km2 représente un tonnage considérable, le Sahara perd chaque année plus de 100 millions de tonnes de poussière dont une grande partie tombe dans l’océan Atlantique. I-3- Lœss Les lœss sont des dépôts anciens de poussières éoliennes. Au nord de la France, le lœss constitue une couche de quelques mètres d’épaisseur au maximum. La couche de lœss peut atteindre 600 mètres d’épaisseur en chine, ce lœss provient de la déflation dans les déserts d’Asie centrale. II-Environnements glaciaires Le glacier arrache des matériaux au substrat rocheux; tout ce matériel sédimentaire produit directement par l'action de rabotage de la glace sur la roche porte le nom de moraine (c.à.d. formé directement par le déplacement de la glace). Les moraines sont des dépôts hétérométriques, non classés, constitués de blocs et galets (anguleux et parfois striés) avec beaucoup de matrice. Les grains de quartz sont anguleux et à cassure conchoïdale. Grain à angles très marqués : grain non usé (N.U) (indique un faible transport) Les anciennes moraines consolidées sont nommées tillites. Les moraines peuvent être soit frontale (la plus courante) lorsqu'elle se trouve à l'avant du glacier, latérale lorsqu'elle se trouve sur ses côtés et médiane lorsqu'elle se situe dans le glacier (formée par la réunion de deux moraines latérales de deux glaciers qui se rejoignent). Les moraines sont de taille et de hauteur très variable (quelques dizaines de centimètres à plusieurs dizaines de mètres) et peuvent créer des lacs en formant un barrage. Les eaux de fonte du glacier redistribuent les matériaux glaciaires sur une plaine d'épandage; il y a tout un cortège de dépôts qu'on dit fluvio-glaciaires qui montre un certain classement des éléments qui conservent néanmoins quelques traces de l'action du glacier (cassures conchoïdales de haute énergie, galets striés). Remaniement des dépôts glaciaires Les glaciers peuvent ne pas fondre et peuvent atteindre la mer en donnant des icebergs (en climat froid et humide) transportant une charge solide qui se dépose en milieu marin quand la température augmente.  Milieux aquatiques I- Dépôts torrentiels et fluviatiles Les éléments détritiques résultant de l’altération mécanique et les éléments en solution résultant de l’altération chimique seront transportés par gravité pure (cas de désagrégation mécanique en haute montagne avec des différences d’altitude), par la glace (vu ci-dessus) ou par l’eau, ce dernier type de transport peut être par les eaux sauvages (torrents) ou par les eaux chenalisées (rivières). I-1- Dépôts torrentiels En montage les eaux sauvages correspondent au ruissellement sur une pente, l’érosion est importante selon le taux de précipitation et la nature de la roche, le transport est relativement faible. Les matériaux de toute taille transportés par un torrent peuvent être momentanément déposés dans le lit, mais ils sont repris à chaque crue pour être finalement déposés quand la vitesse diminue (c'est à dire lorsque le cours d'eau arrive dans une plaine) et forment un éventail lobé : le cône de déjection torrentiel ou cône alluvial (il présente une forme en éventail, bombé et élargi vers le bas). Chaque lobe correspond à l'étalement des matériaux d'une crue; ceux-ci sont granoclassés d'amont (éléments grossiers) en aval (éléments fins). Lorsque le dépôt alluvial a la forme d'un éventail, on parle de cône de déjection Cône de déjection= dépôt géologique en forme de monticule laissé par un torrent au pied d'une montagne Alluvial fan = cône de déjection ou cône Organisation générale d'un cône de déjection torrentiel; les alluvial : alluvions accumulées par un torrent chiffres désignent les lobes successifs. Les dépôts torrentiels sont généralement grossiers (bloc, galets, sables) disposés en lentilles juxtaposées et superposées qui montrent des litages obliques (en cuillère). Les galets sont émoussés; ce sont des blocs anguleux d'éboulis qui ont été usés pendant le transport. Les grains de sable sont anguleux et mal classés. Les grains de quartz ont des traces de chocs et des cassures conchoïdales de forte énergie (N.U). Les parties fines constituant la matrice du dépôt sont abondantes. Grain à angles très marqués : grain non usé (N.U) (indique un faible transport) Coupe longitudinale simplifiée dans un cône de déjection: (1) coulées boueuses, (2) galets, (3) sables et graviers, (4) limons. I- 2- Les dépôts fluviatiles Les rivières sont surtout des agents de transport mais ils peuvent jouer un rôle érosif par endroit. Aux endroits où la vitesse diminue, elles déposent leur charge. Ces trois rôles joués par les rivières et surtout le type de dépôt dépendent des réseaux fluviatiles. Les caractères du réseau fluviatile sont l’indice de sinuosité et le nombre de chenaux. L’indice de sinuosité est le rapport de la distance entre deux points parcourue au fond du chenal sur celle parcourue en ligne droite. Un chenal rectiligne a un coefficient de sinuosité égal à 1. Quatre grands types de réseaux sont distingués. Un chenal plusieurs chenaux Indice de sinuosité faible (1.5) Méandriforme Anastomosé Types de réseaux fluviatiles  Classification de styles fluviaux en fonction de la sinuosité et du nombre des chenaux. Les réseaux droits sont rares. Les réseaux en tresse et méandriformes sont les plus fréquents. Depuis la source jusqu’à l’embouchure, une même rivière change son type de réseau : Le réseau est généralement en tresse en amont et à méandres en aval. Les réseaux anastomosés sont observés dans les zones subsidentes de climat humide.  Dépôt fluviatile (dépôt alluvial): -Le dépôt de galets et sables dans le lit mineur d’une rivière est appelé barres, -Dans la plaine d’inondation et durant la période de crue se déposent des matériaux généralement plus fins, les limons argileux. Sédimentation des réseaux en tresse (en amont) En amont et surtout dans les régions de montagne, ou les rivières sont rapides, on trouve souvent des réseaux en tresse, les barres sont souvent longitudinales, et séparent les chenaux.  Les sables sont à litage entrecroisé Deux coupes dans des dépôts de rivières en tresse: les sables correspondent aux barres longitudinales, les galets sont des remplissages de chenaux qui érodent les barres sous-jacentes. Sédimentation des réseaux à méandres (en aval) En aval ou la pente et l’énergie hydrodynamique sont souvent faibles, le réseau fluviatile est à méandres. La sédimentation se fait sur la rive convexe sous forme d'une barre de méandre. La barre s'accroit latéralement en même temps que la migration du méandre (accrétion latérale). Elle est constituée de sable disposé en litage oblique. Au fond du chenal, on trouve que des galets. Le chenal est bordé par des levées qui le séparent de la plaine d'inondation couverte de dépôts fins (limons et argiles). Si une levée est crevée pendant une crue, des sables se répandent dans la plaine d'inondation sous forme d'un microdelta de crevasse (crevasse splay). Séquence de dépôt d'une rivière à méandre  Sédimentation des rivières anastomosées (dans les zones subsidentes de climat humide) On rencontre des chenaux anastomosés, dans la plaine alluviale, fréquemment inondée et couverte de marécage. Étant donné que la vitesse de l’eau est faible, les sédiments sont fins et riches en matière organique. Sédimentation d'une rivière anastomosée. II - Sédimentation lacustre II-1- Généralités Un lac est un étendu d’eau douce enclavé dans le continent. La taille des lacs est très variable (depuis les marécages jusqu’aux grands lacs Américains). Les lacs ont des origines diverses (tectonique (lacs du grand rift Africain), volcanique (lac de cratère), karstique, glaciaire (surcreusement glaciaire), deltaïque (lac de plaine deltaïque (étang de Vaccarès)), méandre abandonné de plaine alluviale,...) et une salinité variable (lac salé de la mer morte, lac moins salés de la mer caspienne et la mer noire, lacs d’eau douce périglaciaire). Sous climat chaud et sec l’évaporation est plus importante que les apports d’eau, par conséquent les sels dissous se précipitent. L’hydrodynamisme dans un lac dépend de l’intensité du vent créant des vagues en surface, l’hydrodynamisme est maximale le long des berges. II-2- La sédimentation lacustre actuelle II-2-1- La sédimentation détritique Les matériaux apportés par les rivières se déposent dans un lac selon une zonation concentrique. Coupe schématique dans un lac oligotrophe.  On distingue 3 types de milieux dont les dépôts dépendent de l'hydrodynamisme et de la nature des apports détritiques. 1) les berges: dépôts grossiers (galets, sables); pour les petits lacs dont l'hydrodynamisme est faible ou qui ne reçoivent que des parties fines, dépôts fins bioturbés (vases). 2) les pentes et le fond: hydrodynamisme faible, absence d'oxygène; vases laminées à bulles de méthane provenant de la décomposition de la matière organique. 3) l'éventail deltaïque sous-lacustre: il comporte des chenaux, des lobes, des levées; des glissements et des courants de turbidité se déclenchent quand l'apport détritique est important. II-2-2- La sédimentation chimique et biochimique Elle dépend essentiellement des apports en solution (chimisme de l’eau), du climat et de l’activité biologique. Dans le lac les organismes utilisent les ions en solution pour construire la coquille ou le test, cette activité biologique est sous contrôle de la teneur de ces ions et de la température. Sous climat froid, les diatomées utilisant la silice se développent et les frustules siliceuses s’accumulent après la mort de ces diatomées en formant une diatomite. Sous climat tempéré, il y a surtout précipitation de carbonate de calcium par mécanisme purement chimique ou par l'intermédiaire des organismes (algues, cyanobactéries, plantes supérieures, mollusques...). La calcite précipite en manchon autour des plantes et entoure les clastes pour former des oolites (calcaire entourant des clastes). En plus de cette sédimentation, on trouve une vase calcaire sur le fond résultant de la précipitation des débris carbonatées du phytoplancton. En climat humide et frais, la végétation herbacée (sur les berges et même dans le lac) se décompose sur place et se transforme en tourbe. Sous climat chaud et humide, on assiste à une stratification des eaux, le fond du lac est généralement anoxique. Une grande quantité de la matière organique s’accumule au fond du lac et donne un sapropèle (vase noire) ou un lignite (débris de matière ligneuse). En climat sec, l'évaporation est forte et les sels précipitent sur les berges (gypse, halite,...). Sous climat aride, caractérisé par une importante évaporation des eaux des lacs pendant la saison sèche, le lac devient sursalé ou disparait ; et toute la charge se précipite en donnant des roches évaporitiques. Les étendues de ces roches sont des sebkhas. Ces roches renferment des matériaux détritiques apportés par les rivières temporaires.  LES ENVIRONNEMENTS SEDIMENTAIRES MIXTES Ils sont situés aux limites du domaine marin et du domaine continental et présentent des caractères mixtes. La plupart des cours d’eau se jettent en mer en déversant leur charge solide et chimique, la zone de contact (embouchure d’un cours d’eau et la mer) est un domaine intermédiaire caractérisé par les influences marines et fluviatiles. Dans ce domaine on trouve : Les estuaires, ou la mer est dominante surtout l’influence des marées, Les deltas, résultant d’une influence fluviatile dominante, Les lagunes correspondent à un environnement, subissant les influences marines et continentales, abrité de la mer par une barrière et communiquant temporairement avec le milieu marin. I- Les estuaires L'embouchure est un estuaire quand le fleuve apporte peu de matériaux grossiers, surtout des sédiments fins en suspension et les sels en solution et quand l'hydrodynamisme marin est fort (fortes marées, forte houle, courants littoraux). Ces conditions sont souvent réalisées sur les côtes des océans, par exemple sur les côtes atlantiques françaises (estuaire de la Seine, de la Loire et de la Gironde) et marocaines (estuaire de Bouregreg, de Loukos,..). Dans les estuaires, la circulation de l’eau salée et de l’eau douce suit un trajet complexe qui dépend de cycle des marées, quand la marée monte l’eau douce est refoulée en amont sur une distance qui peut atteindre 100 km (cas de l’Hudson sur la côte des États Unis) : c'est le mascaret. La vitesse du courant fluviatile diminue et permet le dépôt des éléments fins en suspension, la sédimentation fine déposée, surtout argileuse, s’agglomère en formant des flocons (floculation) sous l’action des ions de l’eau de mer et donne naissance à un « bouchon vaseux ». La sédimentation vaseuse caractérise ce type d’environnement sédimentaire. La vase est constituée de particules fines (limons, argiles), de sulfures, d’hydroxydes de fer et de colloïdes organiques. Dans le chenal fluviatile peuvent se déposer des barres sableuses; quand celles-ci deviennent importantes au point de prograder vers la mer, l'estuaire se transforme en delta. C'est le cas actuel de la Gironde. II- Les deltas II-1- Morphologie et faciès Le delta correspond à la partie distale du bassin versant d’un fleuve, c’est une large plaine alluviale où s'accumule une grande partie des matériaux transportés. Arrivé en mer, le courant décélère et le reste de la charge se dépose et forme le delta. L'apport continu des sédiments dans le delta fait avancer ce dernier dans le domaine marin: c'est la progradation deltaïque. Un delta comprend 3 parties: Morphologie d'un delta  a) La plaine deltaïque : c’est le prolongement de la plaine alluviale. Elle est parcourue par un réseau de chenaux ramifiés, peu sinueux : les distributaires. Des barres sableuses et des galets se déposent dans les chenaux. Les zones interdistributaires (c.à.d. entre les chenaux) sont constituées de limons et argiles (dépôts latéraux fins (par débordement des eaux de crue)). Entre les chenaux s'étendent des zones marécageuses, garnies de végétation (c.à.d. riches en matière organique) sous climat humide, en évaporites sous climat sec et suffisamment chaud, en climat aride peuvent se former des dunes éoliennes à partir des sables fluviatiles. b) Le front de delta : est le prolongement de la plaine deltaïque sous la mer. C'est le lieu de rencontre des eaux douces chargées de sédiments et des eaux salées. Il est caractérisé par des sables et des silts intercalés et des stratifications obliques. Dans les deltas à dominance de vagues : les barres sableuses parallèles à la côte. Dans les deltas à dominance de marées : les barres sableuses forment des îles allongées séparant les chenaux tidaux. c) Le prodelta (toujours immergé) : est la partie la plus externe et la plus profonde du delta; il repose sur les sédiments marins de la plate-forme littorale. Il est riche en sédiments fins (boues argilo-silteuses) et faune marine (benthique et planctonique). L'accumulation deltaïque progresse sur la plate-forme et se poursuit sur le talus. La vue en plan de la figure qui suit montre un cours d'eau qui vient se jeter en mer. Progradation des faciès deltaïques sur une plate-forme  II-2- Principaux types de deltas La morphologie des deltas dépend de l'importance relative de 3 facteurs qui sont : le volume des apports sédimentaires du fleuve, l'énergie de la houle et l'énergie de la marée. * Deltas à dominance fluviatile: ils sont lobés ou allongés (ou en "patte d'oiseau"). Dans la plaine deltaïque, les distributaires sont nombreux, rectilignes et bordés par des levées qui les isolent des zones interdistributaires plus basses et marécageuses. La rupture des levées produit l'épandage du sable sur les argiles des marécages ("crevasse splay"). A l'embouchure des distributaires (front du delta) se déposent des barres sableuses qui progradent sur les sédiments fins du prodelta. Exemple: delta du Mississipi. * Deltas à dominance de marée (ils sont proches des estuaires): caractérisés par des chenaux méandriformes et évasés à leur embouchure; le sable s'accumule en barres de méandre et en barres tidales (îles allongées) à l'embouchure. Exemple: l'embouchure de la Gironde, le delta du Gange. Les barres sableuses forment des îles allongées séparant les chenaux tidaux. *Deltas à dominance de vagues: l'action des vagues se fait sentir sur le front du delta; les sables sont remobilisés par la mer et étalés en barres parallèles à la côte constituant une plage ou un cordon littoral isolant une lagune (voir parag. lagunes de plaine deltaïque); les particules fines sont dispersées vers le large. Les distributaires sont peu nombreux. Exemple: le Rhône, le fleuve Sénégal. Barres sableuses parallèles à la côte Les deltas constituent des lieux d'accumulation sédimentaire impressionnants, tant en superficie qu'en épaisseur. De plus, ils forment des corps sédimentaires très propices à la formation de réservoirs d'hydrocarbures comme, par exemple, le delta du Mississippi. II-3- Les deltas anciens  Vie et mort d'un delta La progradation du delta se produit en période de stabilité (avec un apport détritique important et une faible influence marine) ou de descente du niveau marin avec un apport détritique suffisant. Lors d’une remontée eustatique rapide ou suite à un fort taux de subsidence, les deltas seront envahis par les eaux marines avec dépôt de sédiments marins transgressifs. La période de progradation d'un delta ne dure que quelques milliers d'années. Les chenaux se déplacent et le delta est abandonné; un autre lobe deltaïque est édifié plus loin. Par exemple dans le delta du Mississippi 7 deltas successifs ont été mis en évidence durant les 7000 ans, au cours de cette période des lobes deltaïques se sont succédés. La période d'abandon est plus longue; elle se traduit par une sédimentation fine réduite riche en matière organique et la transgression des argiles et carbonates marins. L’activité anthropique peut avoir une influence directe ou indirecte sur l’évolution d’un delta. Par exemple : la construction d’un barrage en amont du delta est à l’origine de l’évolution de ce delta en delta destructif; la destruction résulte d’un faible apport sédimentaire et de l’influence de la houle, le barrage retient les apports sédimentaires qui étaient à l’origine de la construction de ce delta.  Caractères de reconnaissance des deltas anciens Les sédiments deltaïques sont très proches des sédiments fluviatiles; leur reconnaissance est délicate. Le seul critère définitif est fourni par la présence de fossiles marins dans un dépôt de type fluviatile. La superposition des faciès détritiques dans un delta est caractéristique; la série est régressive: sur les argiles marines de la plate-forme on a les argiles du prodelta, puis les sables du front delta et enfin les sables et les galets des chenaux. Séquence deltaïque régressive (épaisseur de 10 à 100 m environ) La présence de structures de courant bidirectionnelles dans un dépôt fluviatile indique l'action de la marée, donc un milieu deltaïque.  Quelques exemples anciens Les sites de deltas anciens ont été intensément explorés ces dernières années parce qu'ils offrent d'excellentes possibilités de gisements d'hydrocarbures. En effet, ils contiennent à la fois des argiles riches en matière organique, donc pouvant jouer le rôle de roche-mère si la maturation de la matière organique est convenable, et des corps sableux poreux pouvant faire office de réservoirs. Le delta tertiaire du Niger contient les champs pétroliers du sud du Nigéria. On trouve les mêmes potentialités dans le delta tertiaire de la Mahakam, en Indonésie. Les deltas sont également associés aux accumulations de matière végétale donnant la tourbe, le lignite ou la houille selon le type de végétation et le degré de transformation. Les gisements de charbon de l'Angleterre sont intercalés dans des formations de plaine deltaïque d'âge carbonifère.  III- Les lagunes Les lagunes sont des milieux naturels situés au contact océan-continent, elles subissent des influences continentales et marines et reçoivent les apports continentaux et marins. Une lagune est une zone côtière en dépression, située sous le niveau moyen des basses mers et ayant une communication temporaire ou permanente avec la mer mais protégée de celle-ci par une barrière (par exemple: lagune de Venise). En se basant sur les propriétés de la barrière pour distinguer les lagunes suivantes :  Barrières meubles résultant d’apports sédimentaires Suivant l’importance relative des facteurs continentaux et marins qui entrent en jeu dans la construction de ces barrières, on distingue deux groupes : a) Lagunes de plaine deltaïque Quand les apports continentaux dans un delta sont importants, les matériaux déposés vont contribuer à la construction d’une barrière isolant une lagune (voir parag. deltas à dominance de vagues). L’importance de cette barrière dépend de la compétition entre les houles et courants côtiers d’une part et le débit du fleuve d’autre part. Les lagunes de plaine deltaïque sont généralement petites, nombreuses et de faible profondeur. Un chenal méandriforme permet les échanges entre la lagune et la mer. b) Lagunes de plaine littorale La barrière limitant ces lagunes est un cordon littoral de faible hauteur (quelques mètres), étroit et allongé parallèlement à la côte (par exemple : lagune de Moulay Bousselham). Le cordon est constitué par des matériaux (sableux ou parfois des graviers) directement mis en place, par la dynamique marine. Ces matériaux proviennent soit de la plate-forme continentale, soit de la région littorale voisine, parfois ils ont une origine plus lointaine. Les lagunes de plaine littorale sont généralement peu profondes, de forme allongée parallèle à la côte. L’hydrodynamisme facilite l’ouverture ou la fermeture du chenal communiquant la lagune avec le milieu marin.  Barrières constituées de matériaux consolidés : Barrières récifales Dans des environnements récifaux, le développement des bioconstructeurs est à l’origine de la formation d’une barrière (cas des récifs barrières), derrière cette barrière le lagon correspond donc à ce type de lagunes. La morphologie des lagons est très variable depuis la forme presque circulaire (cas des atolls) jusqu’aux formes allongées (cas des récifs barrières), leur profondeur est aussi très variable. III-1-Types de lagunes On distingue quatre catégories des lagunes (classification qui reflète à la fois le degré d'ouverture de la lagune sur l'océan et les processus hydrodynamiques) :   Lagunes estuariennes dans lesquelles le courant fluvial et les courants de marée jouent un rôle prépondérant,  Lagunes ouvertes dans lesquelles la marée a un marnage suffisant pour que le flot et le jusant assurent un autodragage des passes qui échappent à l'obturation,  Lagunes semi fermées témoignent d'un rapport de forces inverses ; les apports de la dérive littorale tendent à colmater les passes qui se maintiennent difficilement,  Lagunes fermées caractérisées par l'absence de courants de marée, ce qui est l'indice d'un faible marnage. III-2-Facteurs de diversification et évolution des lagunes Le contrôle et l’évolution naturelle des lagunes dépendent de l’interdépendance des paramètres climatiques, hydrologiques, chimiques et biologiques. Le climat (température, importance et fréquence des précipitations, régime des vents) constitue le facteur principal contrôlant une grande partie l’évolution de la lagune. La houle peut jouer un rôle au niveau de la fermeture ou de l’ouverture de la barrière. La marée peut provoquer des échanges d'eau considérables entre la mer et les lagunes. Les échanges d’eau entre la lagune et l’océan sont particulièrement importants pour l’écosystème de la lagune. En cas de fermeture ou d’un faible apport d’eaux marines, Il y a une forte baisse de l’oxygène dissous, ce qui entraine une mortalité des mollusques, poissons et crustacés. Par des rejets non épurés qu’ils soient d’origine agricole, industrielle ou domestique, l’homme peut provoquer des situations similaires. Les lagunes sont des lieux à forte accumulation de sédiments. Ces sédiments sont fins et sont des sables venus de la mer, des limons et argiles apportés par les rivières auxquels s'ajoute une quantité importante de matière organique. L’exportation vers le milieu marin est généralement faible, de ce fait les lagunes ont tendance à se combler naturellement et très rapidement. III-3-Impact des activités anthropiques Étant donné leur position géographique, les lagunes constituent un milieu d’attraction pour beaucoup d’activités humaines (industrie, tourisme, pêche …). Par exemple la modification des caractères physico- chimiques de l’eau par rejets industriels, agricoles ou domestiques incontrôlés, cette modification affecte la biodiversité qui peut être aussi bouleversée par la pêche excessive.  LES ENVIRONNEMENTS SEDIMENTAIRES MARINS I-Généralités Le domaine marin couvre prés des 3/4 de la surface du globe (à l’échelle du globe, le milieu marin couvre près de 71 % de la surface totale, c’est à dire l’importance de ce vaste espace par rapport aux milieux continentaux), il comprend les océans et les mers (Atlantique, Méditerranée …). Leurs traits les plus caractéristiques sont l'étendue de leur surface et la salure de leur eau. La profondeur de l'eau permet de définir plusieurs zones caractérisées par leur hydrodynamisme et leur type de sédimentation. I-1- Caractères de l’eau de mer a) Composition chimique Les éléments chimiques dissous dans l’eau de mer résultent de l’altération continentale et de l’hydrothermalisme sous-marin, ils sont dissous ou stockés momentanément par les organismes. La salinité de l’eau de mer est l’ensemble des sels dissous dans 1 litre d’eau de mer, la moyenne est de 35 pour mille. Le bilan évaporation – précipitation détermine la salinité, les fortes précipitations dans la région équatoriale font que la salinité est plus faible, l’apport des grands fleuves, dans l’océan atlantique par exemple, fait diminuer la salinité. En méditerranée, les apports d’eau douce (précipitations et rivière) sont inférieurs à l’évaporation, la salinité est par conséquent supérieur à 35 pour mille, afin de conserver la masse (ou volume) d’eau en méditerranée, les eaux atlantiques doivent équilibrer ce déficit. Les échanges d’eaux atlantiques et méditerranéennes se font au niveau du détroit de Gibraltar. b) Température La température de l’eau de mer dépend de l’intensité du rayonnement solaire qui a traversé l’atmosphère, une partie de ce rayonnement est réfléchi, l’autre pénètre en réchauffant une couche superficielle. La température de l’eau varie en fonction du climat qui dépend des latitudes : dans les zones tropicales le rayonnement solaire pénètre perpendiculairement dans les eaux marines, et la température peut atteindre 30°C, par contre dans les zones polaires ces rayons arrivent inclinés par rapport à la surface des océans, par conséquent l’intensité des rayons solaires réchauffant les eaux est faible. Dans une zone climatique la température des eaux varie selon les saisons, les eaux marines d’une zone climatique sont caractérisées par une température moyenne et une variation de celle-ci en fonction de la profondeur, cette température devient constante en profondeur et voisine de 0°C à partir de -3000 m. Elle remonte au voisinage des dorsales médio-océaniques, cette remontée et due à l’arrivée du matériel magmatique. La densité de l'eau augmente quand la température s'abaisse. c) Solubilité Les principaux gaz dissous dans les eaux marines sont : le CO2 (dioxyde de carbone), O2 (oxygène) et N (l’azote). d) Hydrodynamisme  Les marées (résultent de l’attraction de la lune et du soleil) Les marrées sont à l’origine des courants côtiers alternatifs : courant de flot (quand la marée monte) et courant de jusant (quand la marée descend), correspondant à des variations du niveau des mers provoquées par l’attraction de la lune et du soleil. Quand la lune et le soleil ajoutent leur action au moment de la pleine et de la nouvelle lune, l’amplitude des marées est maximale ("marées de vives eaux"), dans le cas contraire l’amplitude est faible ("marées de mortes eaux"). Les marées suivent le cycle lunaire (soit 29 jours environ), pendant lequel il y a deux périodes à amplitude faible (mortes eaux) et deux autres à amplitude maximale (vives eaux). Vives-eaux et mortes-eaux L’amplitude des marées ou marnage dépend des masses d’eaux mises en mouvements : le marnage est faible en mer, comme en méditerranée, fort dans les océans plus vastes.  Les vagues Les vagues correspondent à l'oscillation de la surface de l'eau sous l'action du vent. Leur longueur d'onde varie de quelques mètres à plusieurs centaines de mètres. Leur amplitude atteint plusieurs dizaines de mètres pendant les grandes tempêtes.  La houle (phénomène oscillatoire qui se propage sur des grandes distances) La houle est un train de vagues régulier, non pas généré par le vent local mais formé et ordonné par un vent soufflant sur une grande étendue de mer sans obstacles. Généralement la houle qui arrive sur une côte provient d'une tempête lointaine et s'est propagée sur plusieurs centaines de kilomètres (les fortes houles affectant les côtes atlantiques d’Afrique prennent naissance sur les côtes américaines).  La dérive littorale A proximité des côtes, les vagues se déforment et induisent la formation de courants. Lorsque le front d'onde des vagues est oblique par rapport à la ligne de côte, il apparaît par réflexion un courant parallèle à la côte et un agent de transport. Ce courant est appelé la dérive littorale. La dérive littorale résulte de la réflexion des vagues quand le front d’onde des vagues est oblique par rapport à la ligne de côte. C’est un courant souvent parallèle à la côte et un agent de transport.   Les grands courants océaniques Parmi ces courants, on cite l’upwelling : phénomène de la remontée des eaux froides de la profondeur vers la surface, une grande quantité de nutriments remonte vers les eaux superficielles et favorise le développement biologique, la richesse halieutique des côtes mauritaniennes et marocaines résulte de ce phénomène. I-2-Facteurs biologiques i. Répartition des organismes Le milieu marin abrite de nombreuses espèces animales et végétales. Les organismes flottant près de la surface constituent le plancton (zooplancton et phytoplancton). Les animaux nageurs forment le necton. Les êtres vivant sur le fond forment le benthos : on parle d'épifaune pour les animaux vivant à la surface du sédiment, d'endofaune pour ceux vivant à l'intérieur. L'activité des organismes laisse des traces sur et dans le sédiment qui peuvent être conservées après lithification: ce sont les traces fossiles ou ichnofossiles. ii. Rôle des organismes Les algues et le phytoplancton par photosynthèse enrichissent les eaux superficielles en oxygène qui est consommé par le zooplancton et le necton, le CO2, dégagé par ces consommateurs d’O2, est utilisé par les photosynthétiseurs; l’équilibre biologique est ainsi établit dans la masse d’eau superficielle. Cet équilibre est parfois perturbé par la prolifération des consommateurs d’oxygène entrainant l’eutrophisation du milieu et par conséquent l’atténuation, voire arrêt, de l’activité biologique. Certains organismes planctoniques ou benthiques prélèvent des ions (carbonate de calcium, silice) en solution pour construire la coquille, le test ou le squelette. Après la mort de ces organismes, la matière minérale des corps soit :  S’accumule sur le fond, ainsi les organismes contribuent au budget sédimentaire du milieu par la formation des roches biochimiques ;  Ou, sous des conditions particulières, la matière minérale est redissous dans l’eau de mer. Les organismes fournissent également la matière organique aux sédiments marins (elle provient de la décomposition des êtres du benthos, necton et surtout plancton). La matière organique peut être conservée et transformée en substances utiles (pétrole, gaz, …). Enfin, les organismes jouent un rôle sur le déplacement des particules et l'hydrodynamisme du milieu : Les organismes du benthos produisent souvent des sécrétions qui agglomèrent les sédiments meubles, et forment un véritable feutrage qui indure la surface du sédiment. Les organismes constructeurs édifient de véritables barrières qui cassent la force des vagues et isolent des milieux calmes (exemple des coraux).  II- Les milieux marins A- milieux littoraux Le littoral comprend la ligne de côte et une bande immergée de profondeur inférieure à 200 mètres et qui correspond à la plate-forme littorale. La ligne de côte comprend les plages, les falaises et la partie du continent soumise plus ou moins directement à l'action de la mer. La nature de la sédimentation littorale, dépend essentiellement des apports détritiques du continent et de la productivité biologique, ces deux facteurs dépendant eux-mêmes de la latitude et du climat :  Dans les régions tempérées et froides, les matériaux détritiques dominent; leur composition est surtout siliceuse: on parle de sédimentation littorale silico-clastique.  Dans les régions chaudes, les organismes, fixant le carbonate de calcium, prolifèrent et après leur mort ils enrichissent le milieu en éléments carbonatés qui s’accumulent au point de constituer la matière principale du sédiment : on parle de sédimentation littorale carbonatée. 1- LA SEDIMENTATION LITTORALE SILICO-CLASTIQUE a) LA LIGNE DE COTE  Les côtes rocheuses (les falaises) Une falaise est un escarpement rocheux en pente plus ou moins forte, de hauteur variable et dépourvue généralement de végétation. L’érosion marine agit à la base des falaises. Cette activité érosive fonction de la nature des roches qui la composent et de l’orientation des couches :  L’érosion est plus importante sur les roches tendres que sur les roches dures.  L’érosion est plus rapide que les couches sont inclinées vers le continent. Les organismes participent à l'érosion des côtes:  Les mollusques lithophages et certains annélides, perforent les roches dures.  Les vers, les crustacés, et les bivalves creusent des terriers dans les sédiments meubles. L’érosion des côtes peut être chimique :  L'action des embruns chargés de sels : dans les roches calcaires apparaissent des cavités de dissolution qui caractérisent les côtes atlantiques marocaines  Les algues participent également à la destruction chimique. L'érosion continentale ajoute son effet à celle de la mer : l’action de la pluie et du gel qui minent la falaise et provoquent son éboulement.  Les côtes sableuses (les plages) : Les plages sont des lieux d'accumulation de sables, plus rarement de galets, situés le long du rivage. Le déferlement des vagues génèrent des courants locaux qui produisent le déplacement des sables et leur accumulation parallèlement au rivage.  Origine des matériaux : les sables proviennent généralement du continent; ils sont apportés par les fleuves (dans les estuaires et les deltas) puis dispersés le long du littoral par les courants. Ces sables renferment des bioclastes (provenant de la destruction des coquillages). Par endroit, les sables proviennent de l’érosion sous-marine des sables de la plate-forme. Les galets, accompagnant les sables, sont également apportés par les fleuves, généralement aplatis et allongés, et faiblement dispersés (par rapport aux sables) le long de la côte.  Zonation Le balancement des marées et l'énergie des vagues délimitent un certain nombre de zones d'hydrodynamisme différent. Schématiquement, l'hydrodynamisme est maximal dans la zone de déferlement, les sédiments déposés sont grossiers (sables, galets). En direction du large l'hydrodynamisme diminue et la taille des matériaux également.  (Infralittoral) (Médiolittoral) (Supralittoral) 1- Arrière-plage ou Haute plage (zone supratidale ou supralittorale) Située au-dessus du niveau moyen de la marée haute et recouverte lors des très fortes marées et des tempêtes. Elle est caractérisée par l’accumulation de sable en dunes éoliennes parallèles au rivage montrant un litage entrecroisé. En climat tempéré, la végétation s’installe sur les dunes, les racines par leurs sécrétions détruisent les éléments carbonatés du sable. 2-Estran (zone intertidale (ou médiolittorale) à fort hydrodynamisme) L’estran n’est découvert qu’à marée basse, il correspond à la zone de balancement des marées et au déferlement des vagues (c'est à dire, immergé et émergé à cadence régulière), et présente des ripple-marks (cf. chapitre : les structures sédimentaires). Les galets et les coquilles disséminés sur cette surface causent la formation de croissants de courant (cf. chapitre : les structures sédimentaires). 3-Avant-plage (zone subtidale ou infralittorale) Située entre l’estran (zone médiolittorale) et la zone circalittorale. La plage sous-marine est la partie du littoral constamment immergée dont la frange supérieure peut cependant être émergée aux marées basses de vives eaux les plus grandes. Elle montre des ripple-marks dues aux vagues et aux courants. Le sable se caractérise par ses grains bien classés, usés et à surface luisante. Grain très arrondi à éclat vif: "émoussé luisant" (E.L.) b) LA PLATE-FORME C'est le prolongement au large de la zone subtidale ou infralittorale. Selon la vitesse des courants le fond est érodé ou des sédiments s'y déposent. Ce sont principalement des sables. Les formes principales d'accumulation sont des dunes, des mégarides et des rides (cf. chapitre : les structures sédimentaires). L'étage circalittoral (toujours immergé) correspond à la zone profonde du plateau continental.  2- LA SEDIMENTATION LITTORALE CARBONATEE a. Caractères généraux Les environnements marins à sédimentation carbonatée se situent généralement dans les mers tropicales (entre les latitudes : 30°N et 30°S) où la combinaison d’une intensité d’illumination élevée, une température chaude et une bonne oxygénation de l’eau permet le bon développement de la vie benthique qui est à l’origine des bioclastes, constituants essentiels de la sédimentation carbonatée. Le taux de production des sédiments calcaires est élevé (environ 1 mm/an) et dépasse largement celui de la sédimentation terrigène (c.à.d. faible apport silico- clastique venant du continent). Les organismes précipitent l’ion calcium prélevé de l’eau de mer sous forme de carbonates. La précipitation biologique de carbonate de calcium se fait de diverses façons :  Des animaux fixent le calcium dans leur squelette et édifient des constructions carbonatées (bioconstructions) : c'est le cas des coraux (récifs),  Des animaux benthiques fabriquent des coquilles ou tests calcaires qui sont transportés, brisés et accumulés après leur mort, par exemple: oursins, foraminifères benthiques …  Des micro-organismes et organismes planctoniques, accumulant le carbonate de calcium dans leur test ou leur coquille qui tombent sur le fond après la mort: exemple des foraminifères planctoniques,  Des algues et des cyanobactéries (ou "algues bleues") précipitent le carbonate autour de leur thalle et agglomèrent les particules calcaires par des mucilages pour former des constructions appelées stromatolithes. Il existe également une précipitation purement chimique du carbonate autour des particules en suspension avec formation des oolites, dont le nucléus est souvent un bioclaste. Les sédiments carbonatés peuvent provenir de l’érosion côtière (remaniement par les vagues de roches calcaires pré-existantes): cas des côtes atlantiques marocaines ou l’érosion des dépôts quaternaires carbonatés enrichit la sédimentation silico-clastique en éléments carbonatés. b. Zonation du littoral et sédimentation Disposition générale La plate-forme littorale est généralement coupée par une barrière parallèle à la côte qui isole une plate-forme interne protégée d'une plate-forme externe. Comme sur les plages à sédimentation silico-clastique, le balancement des marées détermine les zones supra-, médio-et infra (littoral). Zonation d'un littoral à sédimentation carbonatée  1-Plate-forme interne Caractérisée par des milieux marins moins ouverts, à circulation restreinte (étages médiolittoral et infralittoral). L’hydrodynamisme est faible, il augmente à marée haute. La zone supralittorale peut inclure des dunes éoliennes, des marécages et lagunes à tendance évaporitique. Dans la zone médiolittorale : le niveau d’énergie hydrodynamique est moyen à faible, la sédimentation est un sable bioclastique, avec des oolites. Dans la partie supérieure de la zone peuvent se développer des stromatolithes. Dans la zone infralittorale : l’hydrodynamisme est faible, le milieu est calme permettant la décantation des sédiments fins donnant une vase calcaire. Une végétation particulière, faite de palétuviers (végétaux supérieurs adaptés à l’eau salée), se développe dans certaines régions tropicales, dont le résultat, après décomposition des feuilles, est une sédimentation noire, fine, vaseuse et organique. 2-Barrière La barrière est généralement d’origine biologique (construite par les coraux), elle est recouverte à marée haute mais partiellement émergée à marée basse, elle délimite une zone souvent à faible énergie hydrodynamique. Des passes entaillent cette barrière, permettant ainsi la communication entre la plate-forme interne et le large. L’action des vagues agit sur la face externe de la barrière en donnant des éléments de taille variable (blocs jusqu’aux éléments fins) qui se déposent sur la pente de la barrière. Sur la face interne l’action des vagues est relativement faible, l’action destructrice est assurée par l’activité biologique (exemple : des lithophages). 3-Plate-forme externe L’hydrodynamisme diminue avec la profondeur depuis la zone d’action des vagues. Les sédiments se déposent en fonction de cette diminution (éléments grossiers à proximité de la barrière, sédiments fins (boue calcaire ou argilo-carbonatée) au large). Si la production et l’apport de carbonates d’origine barrière sont importants, la plate-forme s’étend vers le large et prograde dans le bassin marin.  c. Les constituants des roches carbonatées Les roches carbonatées les plus communes sont les calcaires. Elles sont majoritairement composées de carbonates. Les constituants des calcaires sont : grains – matrice (la boue carbonatée) – ciment – porosité  Les grains (ou allochems) : éléments figurés Ce sont des fragments carbonatés d'organismes (grains squelettiques ou bioclastes) ou des grains d'autre origine (grains non squelettiques).  Les grains squelettiques sont fournis par de nombreuses espèces (les bivalves et les foraminifères …)  Les grains non squelettiques comprennent les ooïdes, les péloïdes, et les intraclastes. Les ooïdes : sont des grains sphériques millimétriques composés d'une ou plusieurs couches autour d'un nucleus central. On distingue: oolithes (taille entre 63 µm et 2mm) et pisolithes (taille > à 2mm). Les péloïdes : sont des grains formés de carbonate microcristallin (micrite). Origine: pelotes fécales (déjections d'êtres vivants (les gastéropodes, les crustacés)). Les intraclastes : sont des fragments de sédiment carbonaté partiellement lithifié. Les agrégats sont des particules agglomérées par un ciment micritique ou organique.  La boue carbonatée : la matrice (appelée micrite) La matrice est la boue microcristalline existant au moment du dépôt. La micrite est trop fine pour qu'on y distingue les cristaux à l'œil nu (cristaux de calcite entre 1 et 4µm).  Le ciment : qui précipite entre les grains après le dépôt. La plupart des ciments sont constitués de sparite (cristaux de calcite de grande dimension, en général > 50µm. Ces cristaux sont clairs en lame mince).  La porosité : qui peut être emplie d'eau, d'air, d'hydrocarbures d. Classification des roches calcaires Plusieurs classifications sont employées : o Classification de "type détritique" : elle repose sur la taille des grains: calcirudites (> 2mm), calcarénites (entre 2 mm et 62 µm) et calcilutites (> 62 µm). o Classification de Folk : classification compositionnelle Cette classification repose sur les proportions en allochems, micrite et sparite. Le nom de la roche est donné par la juxtaposition d’un préfixe lié à la nature de l’allochem dominant (intra, oo, pel, bio) et d’un suffixe caractérisant la phase de liaison (micrite, sparite).  On utilise le terme de dismicrite lorsque la micrite n’est pas homogène (contenant des plages de sparite). biolithites =calcaire bioconstruit (roches constituées uniquement de calcaire construit en place). Classification des roches calcaires selon Folk o Classification de Dunham : classification texturale Répartissant les roches d'après leur texture, c'est-à-dire : l'abondance et la disposition respective de grains soit jointive (les grains sont en contact les uns avec les autres), soit non jointive (ou flottante) ainsi que la présence d'une matrice ou d'un ciment. Texture sédimentaire non reconnaissable: Calcaires cristallins dont la texture originelle du dépôt n'est pas reconnaissable. Texture sédimentaire reconnaissable :  Composants organiques non liés entre eux durant le dépôt : - contenant moins de 10% d'éléments > 2 mm :  avec matrice micritique:  texture non jointive (grains non jointifs)  mudstone: moins de 10% de grains; et plus de 90 % de boue.  wackestone: plus de 10% de grains, et moins de 90 % de boue.  texture jointive (grains jointifs)  packstone: roche calcaire dont les grains sont jointifs, cimentés par un peu de la boue carbonatée (micrite).  avec ciment sparitique:  grainstone: texture jointive; et absence de particules fines (boue) servant de matrice - contenant plus de 10% d'éléments > 2 mm:  texture non jointive: floatstone  texture jointive: rudstone  Composants organiques liés entre eux durant le dépôt : boundstones (équivalentes des biolithites de Folk), constructions récifales (constituants originellement liés durant le dépôt). Ce sont les calcaires construits de milieu récifal.  B- Milieux marins profonds 1-Le talus et le glacis L’extrémité distale de la plate-forme correspond au talus, dont la pente est relativement forte, le talus est souvent entaillé par des canyons sous-marins où transitent les sédiments de la plate-forme voire du continent jusqu’au glacis et plaine abyssale. 1-1-Transport des matériaux La partie fine de la charge sédimentaire du plateau continental est transportée en suspension vers le large puis déposée par décantation. Lors des grandes tempêtes, les sédiments plus grossiers peuvent être amenés également vers le large. Généralement sur le talus se déposent des sédiments qui sont en équilibre fragile. Tout déséquilibre (par le moindre séisme ou par les effets de la surcharge) déclenche un déplacement gravitaire vers le glacis. Les mouvements gravitaires sont de plusieurs types : * Eboulement de blocs (éboulis sous-marins); fréquemment observés en bas des pentes récifales. Des blocs se retrouvent dispersés dans les sédiments profonds ; on les appelle olistolites (petite taille) ou klippes sédimentaires (grande taille de l’ordre de centaines de mètres),  * Glissement en masse de sédiments en voie de lithification. Durant ce glissement, la masse des sédiments, plus ou moins consolidés, se déforme en produisant des convolutes (ondulations décimétriques) ou des slumps (plis métriques) (cf. chapitre : les structures sédimentaires), * Coulées de débris: écoulement de blocs emballés dans une matrice argilo-siliceuse abondante. L’ensemble peut être transporté sur des longues distances et se dépose en vrac, * Courant de turbidité: nuage d'eau chargée de matériaux de la taille des graviers, sables et argiles. Ces déplacements de matériaux produisent une érosion plus ou moins notable du talus. Les sédiments sont chenalisés à travers des canyons sous-marins. A l’embouchure des canyons se forment des cônes sédimentaires profonds. 1-2-Courants de turbidité Les courants de turbidité transportent la majeure partie des matériaux en les déplaçant à grande vitesse sur des longues distances (plusieurs dizaines de km). Ils produisent une érosion par aspiration puis un dépôt après leur passage. Les plus gros éléments et les éléments sableux sont déplacés sur le fond par traction (cf. chapitre : les structures sédimentaires), les autres particules restent en suspension. Déplacement d'un courant de turbidité 1-3-Cône sous-marin profond Les courants de turbidité transportent les éléments détritiques et les déposent en bas du talus sous forme d’un éventail sous-marin nommé encore cône bathyal (« deep sea fan »). Les dépôts sont sous forme de lobes. Les éléments grossiers se déposent en amont, dans la partie proximale du cône, les particules fines en aval, dans la partie distale. Structure d'un cône sous-marin profond  1-4-Séquence turbiditique Les sédiments transportés et déposés par un courant de turbidité sont appelés turbidites. Ces turbidites se déposent en fonction de la diminution de vitesse de l’eau en une suite de 5 intervalles formant la séquence de Bouma. A la base se trouvent les éléments grossiers (graviers, fragments d’argile prélevés au sommet de la séquence précédente) surmontés par des particules fines (déposées par décantation). Cette séquence se dépose au niveau des lobes du cône sous-marin. ……………….... 2-Plaine abyssale Les grands fonds relativement réguliers, d’une profondeur comprise entre 3000 et 6000m, ils représentent 76% de la surface des océans. 2-1-Caractères de la sédimentation pélagique Les grands fonds océaniques ne reçoivent que des particules détritiques (terrigènes) fines et des squelettes de microorganismes planctoniques. Le taux de sédimentation est très faible, de l'ordre de 1 cm pour 1000 ans. Les sédiments pélagiques forment une mince pellicule. Les particules terrigènes sont principalement des argiles d'origine continentale apportées en suspension par les courants océaniques et des poussières transportées par les vents qui proviennent de l'érosion continentale ou de l'activité volcanique. Dans les hautes latitudes s'ajoutent les matériaux glaciaires apportés par les glaces flottantes et les vents. Les éléments planctoniques sont essentiellement des débris carbonatés et siliceux. La nature du sédiment accumulé sur le fond dépend de l’activité biologique (nature et l’abondance du plancton), de la température et de la profondeur de l’eau qui agissent sur la dissolution de la calcite et de la silice. Le plancton possède souvent un squelette minéralisé, soit en carbonate de calcium (foraminifères, coccolithophoridés), soit en silice (diatomées et radiolaires). Après la mort d’un organisme planctonique, son squelette se dépose par précipitation. Une limite naturelle en milieu océanique, appelée CCD (carbonate compensation depth = niveau de compensation des carbonates) a une influence importante sur la composition des sédiments des fonds océaniques, elle se situe vers -5000m en Atlantique et moins profonde dans les hautes latitudes où l’eau est plus froide.  Coccolithophoridés = microalgues du nannoplancton (mesurant de 2 à 20 micromètres). Les coccolithes= petites plaques de carbonate de calcium qui protègent les coccolithophoridés. Les coccolithophoridés pèlent continuellement toute leur vie, et laissent tomber sur les fonds marins leurs coccolithes. Coccolithophoridé *La dissolution du calcaire augmente avec la profondeur: ce phénomène est dû à la teneur en CO2 qui est grande à basse température et sous pression ; donc : Au delà de CCD, tous les débris carbonatés sont dissous et le sédiment ne contient pas de carbonates. Les boues calcaires (à foraminifères, ou à coccolites ou à ptéropodes (coquilles très fines de mollusques pélagiques)) se déposent sur les fonds au-dessus de la CCD. *La dissolution des tests siliceux est grande dans les eaux superficielles. Elle diminue en profondeur sous l'effet de la pression et de la basse température. A grandes profondeurs, au-dessous de la CCD, la sédimentation siliceuse devient dominante: les boues siliceuses à Diatomées et à Radiolaires. Une sédimentation vaseuse organique caractérise les bassins anoxiques comme la mer Noire, elle résulte de l’accumulation de la matière organique issue de la décomposition des constituants organiques du plancton. Après diagenèse cette sédimentation donne naissance à des black shales. Des dépôts métallifères de sulfures massifs, type très particulier de dépôts océaniques, ces dépôts sont dus à des sources hydrothermales des fonds océaniques qui proviennent des fluides hydrothermaux magmatiques chargés en métaux (fer, manganèse, zinc et cuivre). 2-2- Oasis des fonds marins Les oasis des fonds océaniques correspondent à un peuplement animal très dense associées aux sources hydrothermales (sources tièdes (15 à 20°C)), en absence de toute lumière. Les espèces dominantes sont surtout les grands vers tubicoles, accompagnés de bivalves, d’ophiures, de crabes, de petits gastéropodes, des anémones de mer et des petits crustacés. En plus de cette macrofaune, on trouve des bactéries qui tirent l’énergie du soufre (élément chimique très abondant dans le milieu des sources hydrothermales) et vivent en symbiose dans les tissus des grands vers tubicoles.  LES STRUCTURES SEDIMENTAIRES  Introduction La structure d'un sédiment est l’organisation de particules sédimentaires qui est issue du processus et des circonstances de la sédimentation. Les structures ou figures sédimentaires sont un outil nécessaire afin de comprendre le milieu de dépôt des sédiments.  Classification des structures sédimentaires : structures pré-, syn- et post- sédimentaires. 1. Les structures pré-sédimentaires : sont observées à la surface supérieure des bancs constitués avant le dépôt de nouveaux sédiments. Elles sont à rapporter le plus souvent à des processus d'érosion (traces sur le fond). Beaucoup de ces structures fournissent des indications sur la direction et le sens des courants. Figures de courant formées par érosion à la face supérieure des bancs  Les "flute casts" : sont formés par affouillement du fond par les courants (vortex). Ils sont reconnaissables par leur forme oblongue, allongée ou triangulaire dont la "queue" indique le sens du courant. Ils sont asymétriques avec la partie la plus profonde pointant vers l'amont. Ce sont donc d'excellents indicateurs des paléocourants. Flute casts : la flèche indique le sens du courant On les observe souvent à la base des turbidites et également dans certains chenaux fluviatiles. Cupule d’érosion produite par un courant de turbidité; des cavités sont ensuite comblées et forment des "flute-casts"   Les figures en croissant ("crescent marks") :  Les figures en croissant ("crescent marks") : prennent naissance lorsqu'un objet posé sur le fond provoque une déflexion des lignes de courant. Il en résulte une érosion à l'avant de l'objet et un dépôt à l'arrière. Cette figure est très fréquente en milieu littoral. Figure en croissant formée autour d'un fragment de tourbe; la flèche indique le sens du courant  Les figures de traction ("groove marks") : sont des rainures creusées dans le sédiment sous- jacent par des objets traînés sur le fond par les courants, voire par des icebergs. Ils se présentent sous la forme de crêtes rectilignes, étroites et allongées de quelques mm à plusieurs dizaines de cm, souvent parallèles entre elles. Ce sont de bons indicateurs de la direction des courants (mais pas de leur sens). Ils sont fréquents dans les turbidites, les faciès fluviatiles et les faciès périglaciaires.  Les figures d'impact ("tool marks") : sont des empreintes formées par des objets transportés par les courants venant épisodiquement en contact avec le fond (objets en saltation). Ces objets peuvent être des fragments de sédiment ou des tests d'organismes. Tool et groove marks Les figures de traction ("groove marks") et les figures d'impact ("tool marks") sont des empreintes d'objets : figures de courant formées par empreintes d’objets à la face supérieure des bancs.   Les marques de ruissellement ("rill marks") (formes d’érosion par l’eau) : sont des structures de petites échelles (d’ordre mm à cm) correspondent à des chenaux dendritiques. Elles se forment essentiellement sur les plages en période de marée basse (retrait des eaux) et parfois sur les flancs des sédiments de rivières. La divergence des ramifications se fait vers l'aval (=dans le sens du ruissellement). Marques de ruissellement ("rill marks"); la flèche indique le sens du courant 2. Les structures synsédimentaires : se forment au cours du dépôt des sédiments et témoignent de la vitesse, nature, sens, direction des agents de transport. Ex : la stratification entrecroisée, les rides et la bioturbation.  Rides, mégarides et dunes Développées en contexte sableux. La migration latérale des dunes et rides donne naissance à différents types de stratifications obliques (voir ci-dessous). Les rides ("ripple-marks") (à petite échelle : du mm-cm) On trouve les rides d’origine sous-aquatique dans les environnements de dépôt où le courant est de faible intensité et la tranche d’eau (profondeur) est importante. Deux grands types de rides se distinguent: les rides de vagues et les rides de courant. Formation des rides de vagues (A) et de courant (B) -Les rides de vagues (symétriques): sont formées par l'action des vagues sur un sédiment non cohérent, en général dans la gamme des sables fins (la plage). La direction du courant ou la direction d’arrivée des vagues toujours perpendiculaire à l’orientation des crêtes des rides. -Les rides de courant (asymétriques): sont générées par l'action de courants unidirectionnels sur le fond de l’eau. L'asymétrie qui les caractérise permet de déduire le sens du courant: pente forte en aval, pente faible en amont. Rides de courant asymétriques Les dunes et mégarides (de taille plus importante: de 60cm à une centaine de mètre) Elles se développent dans les sables. Ces structures sont plus courantes dans les rivières (le lit des fleuves) et en domaine littoral. Leur surface est porteuse de petites rides et elles se caractérisent par de grandes stratifications obliques dues à leur déplacement latéral. Les dunes se distinguent des mégarides uniquement par leur taille plus grande.  Stratification a) Stratification plane Les sables à stratification plane parallèle sont constitués de lamines pratiquement horizontales de quelques mm à 2 cm d'épaisseur. Ces laminations planes sont engendrées par les allées et venues des vagues (courant unidirectionnel) dans les environnements de plages exposés. L'arrivée d'une vague s'accompagne d'un apport sédimentaire qui se dépose lors de son retrait sous forme de lamination à granoclassement inverse. Stratifications planes sur une plage D'autres phénomènes sont générateurs de stratification plane dans les sables, citons: - certains faciès des tempestites (dépôt de courte durée généré par une tempête); - les rivières en crue lors de phases d'écoulement très rapide; b) Les rythmites Une rhythmite (lamination cyclique) est constituée d'alternances de minces (mm-cm) lits de composition, couleur, texture ou granulométrie différente ; avec une périodicité et une régularité évidentes. Ils peuvent être créés par des processus à long terme : saisons ou par des processus à plus court terme : les marées.  Rythmites saisonnières Les rythmites saisonnières sont formées de l'alternance de sédiments détritiques fins foncés et plus grossiers clairs. Ex. les varves (dépôts lacustres péri-glaciaires). La varve est un sédiment lacustre finement lité, déposé au fond d'un lac situé à l'aval de glacier (en une année): se présentant sous la forme de feuillets dus à l’alternance d’un dépôt fin (argile) d'hiver et d'un dépôt grossier (sable) (intensité dans la fonte du glacier) d'été. Sédimentation contrôlée par les saisons : la sédimentation hivernale et estivale. c) Les stratifications obliques et entrecroisées  Les stratifications obliques et les stratifications en auge sont créées par des courants. La genèse des stratifications obliques est liée à la migration latérale de rides, mégarides et dunes, progradation d'un front deltaïque, migration du méandre, etc. *Les stratifications obliques sont crées par des courants de direction constante ; et les stratifications en auges sont crées par des courants dont la direction varie. -Stratifications obliques des rides de courant à crêtes rectilignes Les stratifications obliques se forment lorsque les crêtes des rides sont rectilignes avec des courants de direction constante. Stratifications obliques, crées par des courants de direction constante (Rides de courant à crêtes rectilignes) -Stratifications en auge des rides de courant à crêtes plus sinueuses Les stratifications en auge témoignent de crêtes plus sinueuses et crées par des courants dont la direction varie. Stratifications en auges, crées par des courants dont la direction varie (Rides de courant à crêtes plus sinueuses) Le creusement et le remplissage de chenaux (fluviatiles, marins) génère des stratifications obliques à petite et grande échelle suivant l'importance du cours d'eau. *Les stratifications en arêtes de poisson Elles sont caractérisées par la superposition de lamines obliques de sens opposé. Cette structure est produite surtout sur les plages par les inversions périodiques des courants de marée. Stratification en arêtes de poisson  Les stratifications entrecroisées *Les stratifications entrecroisées de rides de vagues Ces stratifications de taille centimétrique sont formées par les vagues "de beau temps". Stratifications entrecroisées de rides de vagues *Les stratifications en mamelon Ces stratifications entrecroisées, généralement à l'échelle du mètre. 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 (tempestites). Stratifications en mamelon   Les témoins de l'activité organique Il s'agit de tous les vestiges, autres que les restes corporels laissés par des organismes. Ceci comprend essentiellement les traces de déplacement et d'habitat et les coprolithes.  Les pelotes fécales et coprolithes sont les excréments fossiles. Les pelotes fécales (pellets) des invertébrés (mollusques, échinodermes, arthropodes,...). Ce sont des boules de boue de taille millimétrique. Les coprolithes sont de taille plus importante (cm-dm) et sont interprétés comme des excréments de vertébrés.  Les traces de racine : sont associées à la pédogenèse.  Les traces de déplacement et de repos : En milieu sous-aquatique, les pistes sont généralement produites par des arthropodes. Ces pistes sont souvent conservées en relief. En milieu sub-aérien, les très rares pistes sont préservées dans des sédiments imbibés d'eau. Trace de racine Pistes de tétrapodes  Les traces de logement -Environnement de haute énergie (traces verticales): milieux peu profonds (en particulier zone intertidale en domaine littoral) : o Fond meuble : de nombreux organismes suspensivores construisent des terriers pour la protection contre les prédateurs et éventuellement contre l'exondation (émersion) temporaire du milieu. En général, ces terriers sont disposés plus ou moins perpendiculairement par rapport à la surface du sédiment. Leurs occupants recueillent les particules nutritives en suspension. o Fond dur : les substrats durs de la zone intertidale sont creusés par les lithophages. -Environnement d'énergie moins forte (traces horizontales) (limnivores) : Dans les substrats meubles: on observe des terriers simples en forme de tubes rectilignes ou en forme de U (communiquant avec la surface par deux orifices) ou de poches (faisceaux de stries arquées).  Traces verticales Traces horizontales Morphologie des terriers en fonction de la bathymétrie A : Terrier en forme de U, communique avec la surface par deux orifices B : Terriers horizontales de limnivores Il faut insister aussi sur le fait que la présence de terriers est une caractéristique des fonds marins bien oxygénés. Les fonds anaérobies sont azoïques. L'absence d'ichnofossiles dans une série sédimentaire peut témoigner d'eaux peu oxygénées. Mais un afflux important de sédiment est aussi un facteur défavorable à la vie sur les fonds marins. Certains caractères de la bioturbation permettent une estimation de la vitesse de sédimentation: des sédiments intensément bioturbés dans leur partie superficielle sont indicateurs de taux de sédimentation faibles favorisant la présence d'organismes pendant des durées prolongées. A : sédimentation lente permet le développement d'une endofaune très riche, avec de nombreux terriers; B : le sédiment est anoxique; C : la sédimentation est rapide et les terriers sont beaucoup moins nombreux.  3. Les structures post-sédimentaires : se développent dans le sédiment après son dépôt : figures de charge, les structures dues aux déplacements latéraux de masses de sédiments (slumps), les structures de dessiccation,... a. Les fentes de retrait (ou les fentes de dessiccation) : s'observent dans des sédiments fins soumis à la dessiccation dans les environnements côtiers et lacustres. Elles s'organisent en réseaux polygonaux de maille millimétrique à plurimétrique. Les fissures entre les polygones sont ouvertes et peuvent être ultérieurement remplies par des sédiments. Dessiccation sur une plage b. Les empreintes de cristaux : sous des conditions favorables, des cristaux variés (glace, halite, gypse) se développent à la surface des sédiments non consolidés. Même si ces cristaux sont ultérieurement dissous, leur empreinte peut être conservée. Empreintes de cristaux de glace c. Les gouttes de pluie : les gouttes qui frappent la surface d'un sédiment non consolidé y creusent de petits cratères (trous) circulaires ou elliptiques, quelques mm de profondeur et jusqu’à1cm de diamètre. Les trous peuvent être soit relativement séparés soit recouvrir toute la surface. Elles sont souvent associées à des fentes de dessiccation. Des grêlons peuvent laisser des empreintes similaires mais de plus grande taille. Empreintes de gouttes de pluie  d. Les figures de charge : ce sont des figures généralement préservées à la surface inférieure des couches sableuses, lorsqu'elles sont superposées à des matériaux argileux hydroplastiques. 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) e. Les glissements en masse ("slumps") : le terme général slump désigne des masses de sédiment non induré qui ont glissé, sous l'action de la gravité (pente forte). Un matériel déjà cohérent sera fragmenté et le transport générera des structures chaotiques, voire bréchiques; un matériel plus plastique donnera naissance à des plis et replis. Les slumps peuvent s'observer à différentes échelles et atteindre des dimensions hectométriques. Glissement gravitaire 2 exemples de slumps : A: à échelle pluri-métrique B: à échelle centimétrique Glissement gravitaire au sein d’une couche  TYPOLOGIE ET DYNAMIQUE DES BASSINS SEDIMENTAIRES I. DEFINITION Un bassin sédimentaire correspond à une dépression où s'accumulent les dépôts sédimentaires, conservés sur une longue période de temps. II. FORMATION DES BASSINS SEDIMENTAIRES La formation de bassin (dépression) est en relation avec la tectonique des plaques. L’étude des bassins passe donc par l’analyse des processus responsables de la formation de la dépression : divergence, convergence... La surface de la Terre est découpée en plaques lithosphériques qui se déplacent les unes par rapport aux autres. Trois types de mouvements relatifs entre les plaques se produisent à leurs bordures : - En divergence, au niveau des dorsales : les 2 plaques se déplacent dans des directions opposées. - En convergence, au niveau des zones de subduction et des chaînes de montagnes : les plaques se rapprochent l’une de l’autre. - De coulissage, au niveau des zones transformantes : les deux plaques coulissent (plus ou moins horizontalement) l'une contre l'autre (c.à.d. sens opposés).  III. Les types des bassins sédimentaires On peut distinguer les bassins sédimentaires sur la base des mécanismes qui les génèrent, c.-à-d. des mécanismes responsables de leur subsidence : A. Les bassins associés à des zones de divergence de plaques tectoniques : Ces bassins se forment là où la croûte terrestre est étirée et amincie: 1. rift continental : c'est le début de la phase d'ouverture de l’océan En premier lieu, la croûte continentale s'étire et s'amincit. Ce phénomène se traduit par l'apparition de failles normales et de blocs basculés : fossé d'effondrement (graben) limité par des bords surélevés (exemple : le Fossé rhénan (ou graben du Rhin) entre les Vosges et la Forêt Noire). Du volcanisme est souvent associé, générant du basalte. Le substrat est une croûte continentale. Les remplissages sédimentaires consistent en dépôts continentaux de cônes alluviaux (ou cônes de déjection) de lacs, de fleuves. Parmi les rifts les plus célèbres, on peut citer le grand rift est-africain, qui s'étend sur plusieurs milliers de kilomètres, et le rift ouest-européen.  2. rift océanique : A partir d'un certain stade, le rift continental est envahi par la mer. Les sédiments sont variés, depuis des dépôts continentaux jusqu'à des dépôts beaucoup plus profonds. Le volcanisme est intense et forme un premier plancher océanique basaltique (croûte océanique) de part et d'autre de la dorsale océanique. 3. marge passive (la zone de transition entre l’océan et le continent) et bassin océanique: C'est l'évolution ultime de rift continental. Les marges continentales sont structurées en demi-grabens et la croûte océanique nouvellement formée sépare les continents. Le volcanisme est réduit au niveau des marges passives et les sédiments sont très variés, depuis des dépôts de plate-forme jusqu'à des dépôts pélagiques (exemple : océan Atlantique). Les épaisseurs sédimentaires diminuent depuis la marge continentale vers le bassin océanique. La subsidence résulte du jeu des failles normales, de la charge sédimentaire et du refroidissement progressif de la croûte océanique.  B. Les bassins associés à des zones de convergence de plaques:  Fosses océaniques : ce sont des dépressions océaniques profondes localisées au niveau des zones de subduction. Les sédiments consistent en dépôts pélagiques, associés à des turbidites. Ces sédiments sont rapidement et intensément déformés suite à la subduction: ils constituent le prisme d'accrétion;  bassins d'avant-arc : géographiquement proches des précédents, situés comme leur nom l'indique en avant des arcs volcaniques, sur la plaque supérieure. Leur subsidence serait due à la flexure de cette plaque suite à l'entraînement par la plaque subductée. Les sédiments sont à caractère moins profonds et plus riches en dépôts volcano-sédimentaires (exemple : mer Tyrrhénienne);  bassins d'arrière-arc: les dépôts volcano-sédimentaires sont mieux représentés (exemple: mer du Japon);  bassins d'avant-chaîne : lorsque la subduction de deux plaques se poursuit par une collision continentale, l'épaississement de la plaque continentale supérieure provoque une subsidence due à la surcharge. Les apports en provenance de la chaîne par l’érosion sont énormes. Le volcanisme est rare.  C. Les bassins associés à des zones où les plaques continentales coulissent le long de failles transformantes: Les sédiments sont continentaux et le volcanisme est rare (exemple: bassin de la mer Morte le long de la faille du Levant). La faille du Levant, aussi appelée faille de la mer Morte, est l'une des failles majeures qui accommode le déplacement de la plaque arabique vers le nord par rapport à la plaque africaine. PLAQUE AFRIQUE D. Les bassins intracontinentaux en contexte atectonique: Ces bassins stables et à subsidence relativement faible résultent d'un amincissement modéré de la croûte (sans apparition de rift) ou d'un refroidissement du manteau. La subsidence peut être entretenue par la surcharge sédimentaire. Les sédiments sont continentaux (lacustres, désertiques, etc.) voire marins.  IV. Les bassins sédimentaires et substances utiles La majorité des ressources naturelles et de l’énergie est issue de l’exploitation des bassins sédimentaires. Ex : calcaire, sel, fer, hydrocarbures… A- Substances utiles renfermées dans les roches et bassins sédimentaires Les dépôts des bassins sédimentaires peuvent renfermer des substances utiles : comme les phosphates, le charbon et les hydrocarbures. 1- Les évaporites (ou roches salines) : Les évaporites sont des résidus d’évaporation de l’eau de mer, des lacs ou des lagunes sous des conditions particulières. Ainsi les minéraux constituant de ces roches ont la capacité de se dissoudre dans l’eau. Parmi ces minéraux on note principalement le gypse (CaSO4, 2H2O), l’anhydrite (CaSO4) et le sel gemme ou halite (NaCl).  Le gypse, comme l'anhydrite : est utilisé pour la fabrication du plâtre.  L’halite (NaCl) ou sel gemme : substance minérale utilisée dans l’alimentation : condiments agent de conservation  Le sel non raffiné sert dans le déglaçage des routes pendant l’hiver. Les évaporites ont une grande importance économique. En particulier, elles forment le toit imperméable de certains des plus grands gisements pétroliers du monde. Au point de vue sédimentologique, leur reconnaissance est essentielle puisqu'elles sont de bons marqueurs climatiques (climat aride, où l'évaporation excède de loin les précipitations, c.-à-d. dans la ceinture tropicale, entre 10° et 30° de latitude). 2- Les phosphorites (ou roches phosphatées) : Les roches phosphatées sont des roches sédimentaires riches en phosphate dont la source est l’apatite (l’apatite est un minéral riche en phosphate (41 % P2O5)) des roches magmatiques et métamorphiques, mise en solution dans l’eau de mer et fixée par les animaux (dans les tests, les os et les dents) et les végétaux (certaines algues). L’accumulation de ces organismes conduit à une concentration de cet élément. Notons qu’il existe des roches phosphatées formées par précipitation directe à partir de l’eau de mer saturée en cet élément.  Le phosphate (P2O5) extrait de roches phosphatées est utilisé dans la fabrication de: fertilisants agricoles (engrais) (> 90%) détergents nourriture pour animaux produits de boissons poudre pour extincteurs produits dentaires   Quant au phosphore (P) extrait du phosphate, il est utilisé dans la fabrication d’allumettes, en médecine ainsi que dans la tannerie du cuir et le raffinage du sucre. Le phosphate des bassins marocains est un phosphate sédimentaire qui provient de la décomposition des animaux de mer. Sa qualité et sa valeur font du Maroc le premier exportateur du phosphate au monde avec 75% des réserves mondiales. Les principaux bassins phosphatés au Maroc sont :  Bassin d’Oulad Abdoun, à Khouribga Le bassin d’Oulad Abdoun est un bassin sédimentaire de phosphate près de la ville de Khouribga. Il est le plus grand au Maroc, il occupe une superficie d’environ 10.000 Km2 comprenant 44% de phosphate réserves du Maroc, et au moins 26,8 milliards de tonnes de phosphate.  Bassin de Gantour, à Youssoufia et Ben Guérir Ce gisement de Gantour est représenté par deux centres miniers : Youssoufia qui se trouve à l’extrémité occidentale du bassin et Benguerir au centre de celui-ci.  Bassin de Meskala situé dans la plaine d’Essaouira Haouz  Bassin Oued Eddahab au domaine Saharien. Gisement