Le globe terrestre est le siège de plusieurs aspects de dynamiques géologiques intervenant dans la modification permanente de l’ensemble de ses structures. On distingue entre deux phénomènes essentiels :

- La géodynamique interne : L’ensemble des phénomènes géologiques et géophysiques prenant naissance des profondeurs de la terre : séismes, volcanismes…

- Lé géodynamique externe : Phénomènes géologiques responsables de la variation des structures géologique à la surface de la terre et essentiellement le phénomène sédimentaire qui se fait généralement en trois phases :

L’érosion
Le transport
La sédimentation et la diagenèse (la consolidation des matériaux sédimentés)
Tout phénomènes géologique (interne ou externe) est limité dans le temps et l’espace et ainsi, à partir de l’étude des structures géologiques affleurant à la surface de la terre on pourra toujours restituer les conditions géographiques anciennes (paléogéographie) et aussi l’Age de la genèse des structures géologiques (paléo-histoire) en exploitant les indices conservés au niveau de structures.

Comment peut-on identifier les événement et facteurs intervenant dans la formation des structures et roches sédimentaires ?
Comment se fait la restitution de la paléo histoire et la paléogéographie d’une région sédimentaire ?
Quelle utilité aura cette étude géologique ?

L'étude morphoscopiques des sédiments

Afin de reconstituer la paléogéographie d’une région sédimentaire, les études se basent sur l’exploitation des composants des roches sédimentaires (les grains), cette exploitation consiste en :

- L’étude morphologique

- L’étude statistique

Cette étude permet la détermination des conditions de transport et de sédimentation des roches étudiées en exploitant la morphologie (observation de la forme et aspect des grains des sédiments)

Etude des grains du sable

En géologie, on considère le sable une roche sédimentaire du fait que sa formation suit toujours les mêmes étapes de la formation de toute autre roche sédimentaire :

- Erosion

- Transport

- Sédimentation

L’utilité du sable est le fait que l’ensemble de ses composants sont indépendants les uns des autres en absence de tout ciment pouvant consolider la roche et cela permet d’étudier chaque type de grain à part.

Dans cette étude, on s’intéresse à l’observation des grains du Quartz du fait qu’ils sont les grains les plus résistants et ainsi pouvant conserver des indices des différents étapes de formation de cette roche (sable)

Morphologiquement, on classe les grains du Quartz en trois catégories :

N. U : Non Usés, grains Transparents, anguleux, a

vec des arêtes tranchantes .

Indication : transport de faible distance. L’agent

de transport est l’eau (glace ou fleuve)

E.L : Emoussés luisants. Grains transparents sans arêtes.

Indication : Transport aquatique de lon

gue dis

tance (mer ou fleuve)

R.M : Ronds mats. Translucide avec des facettes dépolies.

Indication : Long transport, L’agent de transport est le vent.

L’étude consiste en le choix du maximum des grains de quartz possible d’un échantillon de sable (100 grains), de les observer, les classer selon leur catégorie puis calculer le pourcentage de chaque catégorie pour réaliser un diagramme circulaire : La nature du facteur de transport et la distance parcourue seront les mêmes que ceux des grains ayant le pourcentage le plus élevés :

Les figures sédimentaires

Ce sont des structures présentes à la surface des sédiments et qui permettent, elles aussi, d’identifier quelques conditions de formation de la roche étudiée, on peut distinguer :

- Les rides de courant : Structures liés à l’2coulement d’un fluide (eau ou vent) sur des le sédiment lors de sa formation

- Les fentes de dissection : Indices d’un paléoclimat très aride, se format à la surface de sédiments fins

- La stratification entrecroisée : Indices de l’alternance des périodes de crue et décrues.

- Les terriers et traces de pattes d’anciens animaux

Etude statistique des sédiments

Se basant aussi sur l’étude des grains du sable (après la préparation du sable), mais en incluant des paramètres statistiques permettant d’identifier l’homogénéité du sable étudié et ainsi pouvoir déterminer la nature de l’agent de transport et le milieu de sédimentation.

A partir des résultats d’une classification granulométrique des grains de quartz de l’échantillon (classement des grains suivant leur taille) et le calcul du pourcentage de chaque classe (sous forme de tableau) on peut exploiter les résultats en établissant deux types de graphiques :

L’Histogramme et la courbe des fréquences.

Exploitation de la courbe de fréquence :

Courbe Unimodale

Un seul pic se présente : le sable

est homogène c’est-à-dire issu d’une seule origine (sable marin, fluviatile, éolien)

Courbe de fréquence plurimodale

Sable hétérogène provenant de différentes origines (mélange de différents types de sables)

La courbe des cumulés

Représentation graphique des pourcentages cumulés des différentes classes des grains en additionnant successivement les fractions obtenues.

La courbe des cumulés ou courbe cumulative permet de :

- Déterminer le degré de classement du sable étudié

- Identifier le milieu de dépôt

Afin d’interpréter l’évolution de la courbe des cumulés on calcule quelques paramètres :

Q1 : Le premier quartile : La valeur du diamètre des grains correspondant à 75% des fréquences des cumulés

Md : la médiane : La valeur du diamètre des grains correspondant à l’ordonner 50%

Q3 : Le troisième quartile : la valeur du diamètre des grains correspondant à la l’ordonné 25%

- L’indice de classement ou indice de Trask S₀ =

A partir de l’indice de Trask on déduit le degré du classement de l’échantillon étudié :

Dynamique des agents du transport

Chaque roche sédimentaire est en principe le résultat de trois étapes successives : l’érosion, le transport, la sédimentation, ainsi après l’altération et l’érosion de la roche mère, vont intervenir les agents de transport des éléments détritiques (les grains) : les courants d’eau ou le vent.

Le comportement des grains à l’intérieur du courant transporteur change suivant deux paramètres :

- La vitesse du courant

- Le diamètre des grains

Cette relation entre les deux paramètres va être étudié de la part de Hjulstrom et présentée sous forme de la courbe du document ci-après :

Cas 1: Si la vitesse du courant est constante (100 Cm/s) :

Les particules se comportent différemment selon leur taille :

Transportées : si le diamètre est supérieur à 0,03mm (en suspension)
Erodées : si le diamètre est entre 0,03mm et 1,8mm
Transportées : SI le diamètre est entre 1,8mm et 10mm (en roulement vue leur grande taille)

- Sédimentées : Si la taille est supérieure à 10mm

Cas 2: diamètre constant (0,1mm) avec variation de la vitesse du courant

le comportement des particules change suivant la vitesse du courant:

Sédimentées: lorsque la vitesse du courante st inferieure à 4,8 Cm/s
Transportées: entre 4,8 Cm/s et 50Cm/s
Erodées: vitesse supérieure à 50 Cm/s

Le mode de transport des éléments détritiques est lui aussi différent suivant la taille des grains :

- Le roulement :Taille très grande

- La saltation : Taille moyenne

- La suspension : Taille fine

Conditions de sédimentation dans les milieux actuels

Les phénomènes géologiques sont cycliques, cela implique que les phénomènes et facteurs intervenant dans la sédimentation ancienne sont les mêmes au temps actuel et ainsi, pour identifier les milieux de sédimentation anciens et leurs conditions, il sera impératif d’étudier les conditions de sédimentation dans les milieux récents.

Les milieux sédimentaires actuels sont très variés, mais on peut les classer en 3 groupes :

Les milieux continentaux<

En fonction de la nature de l’agent de transport et le milieu du dépôt des sédiments on peut distinguer :

La sédimentation torrentielle

Les sédiments prennent une structure conique : Cône de déjection torrentiel

La sédimentation fluviatile

Dépend de la vitesse du courant et la morphologie du fleuve. La sédimentation se fait le long du fleuve dans les zones de faibles vitesses : Les méandres, au niveau desquelles, le dépôt des sédiments se fait sur la rive convexe, là ou la vitesse du courant s’affaiblie alors que la rive concave, la vitesse devient plus grande et sera sujette ainsi à l’érosion au lieu de la sédimentation.

La sédimentation fluviatile est caractérisée par la formation de structures spécifiques : Les terrasses fluviatiles, et on distingue :

- Les terrasses étagées : lorsque le degré du dépôt des sédiments est plus fort que l’action de l’érosion

- Les terrasses emboitées : lorsque la sédimentation est de faible ampleur est suivie de périodes de forte érosion

La sédimentation lacustre

Un lac est une étendue d’eau douce dépendant toujours des apports hydriques en provenance du continent et ainsi la sédimentation dans ce milieu va dépendre des apports du continent : eau, végétations, particules détritiques. La sédimentation lacustre se caractérise par sa zonation concentrique (la taille des sédiments diminue de la périphérie au centre) et son enrichissement en dépôts de nature végétale (suivant les conditions climatiques)

La sédimentation glaciaire

Liée aux conditions climatiques, la force des glaciers, ces derniers peuvent jouer en même temps le rôle de facteur d’érosion, de transport et de dépôt. La sédimentation est caractérisée par l’hétérogénéité des composants mais généralement non usés su fait de la faible distance de transport du fait que les éléments détritiques sont généralement transportés tout en restant inclus au sein même du glacier.

La sédimentation éolienne

Caractéristique des milieux désertiques, les roches sédimentaires d’origine éolienne se caractérisent par des grains ronds mats et l’absence de ciment entre ses différentes particules.

Les milieux marins

La mer ou l’océan est le plus grand bassin sédimentaire sur le globe terrestre, se caractérisant par une forte variation de sédimentation en fonction des conditions régnants dans chaque « région marine » :

- La profondeur

- La proximité du continent

- L’enrichissement en formes vivantes

Le document suivant présente les différents milieux marins :

La nature des sédiments marins est, donc, très variée :

La zone littorale

L’eau tiède et la faible profondeur s’ajoutent à la turbulence du milieu suite à l’action des vagues, du vent et des courants continentaux (rivières), ce qui permet une bonne oxygénation de ces eaux et présentant des conditions favorables à un enrichissement en formes vivantes :

- Sédiments à dominance siliceuse quand l’apport détritique est fort

- Sédiments à dominance carbonatée lors de l’affaiblissement de l’apport détritique

Le plateau continental

Les conditions de sédimentation ressemblent à celles régnant dans la précédente zone avec une profondeur qui augmente. L’enrichissement des formes de vie et l’apport détritique du continent y persistent ce qui diversifie la nature des sédiments. Vers le bas de ce plateau, la profondeur est grande, l’agitation devient minimale favorisant ainsi la sédimentation de nature organique.

Le Talus continental

Sédiments détritiques rythmés, mis en place vers le bas du talus. La rythmicité de la sédimentation est due au glissement des sédiments du haut du talus en générant les courants de turbidité

La plaine abyssale

Sédiments de fine taille (argile) en provenance du talus en plus des particules fines de calcaire issu des débris de planctons

Les grands fonds

Particules fines (argile rouge) avec absence du calcaire au niveau du CCD (carbonate compensation depth) ou le niveau de la compensation des carbonates

Les milieux intermédiaires

Sont des milieux prenant naissance dans les limites entre le continent et l’océan et donc bénéficiant des conditions de sédimentations continentales et océanique à la fois. On distingue :

Les lagunes

Etendue d’eau salée, peu profonde, stagnante, séparée de la mer par un cordon littoral constitué de sable fin. L’action de la température y est forte et permet l’augmentation aigue de la salinité jusqu’à saturation et formation de type de roches caractéristiques : Les évaporites (issues de l’évaporation)

Les deltas

Structures géologiques et sédimentaires mise en place au niveau du contact entre la mer et un fleuve, lorsque la charge de ce dernier est la plus forte

Les estuaires

Structures ressemblant aux deltas avec la différence que dans le cas des estuaires la charge d’eau en provenance du continent (la rivière) est très faible.

Conditions de sédimentation dans un milieu sédimentaire ancien: La mer des phosphates au Maroc

Caractéristiques des roches phosphatées du Maroc

- Profondeur : -100m à -160m

- Age (bassin de Khouribga) : du Maestrichtien (ère secondaire) au lutétien (ère Tertiaire)

- Dépôts sédimentaires : Horizontaux, en faibles épaisseur, sédimentation rythmée.

- Nature des roches phosphatées :

*Sable phosphaté riche en concrétions de phosphates foraminifères et oolites phosphatés

* Silex phosphaté : avec un faible taux de phosphate

* Calcaire phosphaté : roche compacte contenant du ciment phosphaté

- Les fossiles : Roches très riches en fossiles de nature marine surtout les restes de requins fossiles (les dents)

Conditions de sédimentation des roches phosphatées

Trois théories ont été proposées pour expliquer la sédimentation des roches phosphatées au niveau des zones de faibles profondeurs et tempérée :

* Théorie minérale (1952) :

Selon cette théorie les phosphates P₂O₅ sont le résultat d’une précipitions directe des composés minéraux riches en phosphates

* Théorie bio lithique :

Les concrétions phosphatés qui enrichissent les roches phosphatées sont le résultat de la décantation vers le fond des océans des restes d’animaux marins riches en phosphates fixés dans leurs organismes

* Théorie de Kazakov (1937) ou théorie des Upwellings :

Selon cette théorie, la concentration du phosphore ; l’élément de base des phosphates ; dans les eaux marines de faibles profondeurs, est toujours très faible et cela exclut toute possibilité de décantation directe ou d’enrichissement des corps d’organismes au niveau des eaux de faible profondeur.

Dans les eaux profonde (plus de 500m), l’apatite des roches volcaniques (minéral abondant dans certaines roches volcaniques et métamorphiques) peut dissoudre pour donner le phosphore pour être par la suite transporté vers les zones de faible profondeur (plateau continental) par l’intervention de courants particuliers : les Upwellings suite à l’action du vent à la surface de la mer.

La théorie de Kazakov permet, ainsi, d’expliquer l’association des conditions de sédimentation des roches phosphatées (faible profondeur et eau tempérée) à celles de l’abondance du phosphore (eau profonde et très froide).

Reconstitution de la paléogéographie des bassins des phosphates au Maroc

Vue son importance économique, le phosphate Marocain était l’objet de profondes études et théorie expliquant sa formation, deux théories ont été les plus crédibles :

* Théorie des bassins fermés (Boujo 1976)

Selon cette théorie ou modèle, la répartition des différents bassins de phosphates au Maroc est due à la présence de plusieurs golfs de faibles profondeurs en communication avec la haute mer qui distribue les minéraux, nécessaires à la formation des roches sédimentaires phosphatées, via les upwellings

* Théorie de la mer épicontinentale (Trappe 1986)

Ce modèle propose que le centre et l’ouest du Maroc ont été l’objet d’une transgression responsable de la formation d’un seul et unique bassin avec des profondeurs différentes : La mer des phosphates, dans les faibles profondeurs de cette mer les phosphates ont pu sédimenter alors que dans les bassins de fortes profondeurs cette sédimentation n’a pas pu avoir lieu.