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par Ludovic Thebault.

 

Si elles ne représentent que quelques pourcents des roches totales, ce sont sur ces roches que nous marchons ! Les roches sédimentaires constituent en effet la couche la plus superficielle de la Terre. Elles proviennent du démantèlement d'anciennes roches par érosion et sédimentation.


On ne peut dissocier l'érosion des autres phénomènes géologiques. En effet au fur et à mesure de leur apparition en surface, les roches endogènes sont soumises aux conditions climatiques. Ces dernières sont responsables de leur altération. Les phénomènes d'érosions peuvent ainsi aplanir totalement une chaîne de montagne en quelques millions d'années.

De la roche au sédiment

Les roches les plus altérables sont celles qui contiennent des minéraux altérables. Ce peut-être des minéraux facilement solubles ou instables à la surface du globe. En effet les minéraux les plus stables sont ceux qui se forment dans des conditions de faibles températures et pression voisines des conditions de la surface. Ceux formés en profondeur seront donc moins stables.

Les Phénomènes d'altérations

Le climat, la végétation et les êtres vivants vont agir physiquement et chimiquement sur les roches superficielles. Différents processus vont les dégrader, les transporter et former des sédiments détritiques.

La désagrégation physique

Les roches présentent des discontinuités qui permettent la formation d'accidents sous l'effet de différents facteurs.

Les différents accidents :

Rares sont les roches formant un bloc parfaitement uni. De nombreuses discontinuités parsèment généralement les roches.
Ce sont :

  • des diaclases, cassures dues à des déformations profondes.

  • des failles, cassures accompagnées d'un déplacement.

  • des joints, discontinuités entre deux strates dues à des variations lors la formation d'une roche sédimentaire.

  • porosité, les minéraux ou particules ne forment pas un bloc homogène mais laissent des pores entre eux.

L'altération va agir principalement au niveau de ces surfaces de discontinuité.

On peut distinguer :

  • Les variations de températures : elles entraînent des phénomènes de dilatation-contraction importants des minéraux (Thermoclastie).

  • Le rôle du gel à travers les fissures ou les pores (Cryoclastie) n'est pas à négliger non plus.

  • La circulation d'eau dans les fissures et les pores :

    • l'évaporation déstabilise la structure des roches poreuses en diminuant la pression à l'intérieur de la roche.

    • après évaporation, la recristallisation de minéraux dissous, transportés par l'eau, fait pression sur les parois des fissures (haloclastie).

Ces phénomènes vont aboutir à la fragmentation du bloc rocheux. La gravité va entraîner de nouveaux accidents :

  • les éboulis : les blocs tombent un à un ou en petits nombre, et se classent selon la taille et le poids des blocs,

  • les éboulements : écroulements de pans de falaise. Il n'y a pas de vrai classement des roches,

  • les glissements : une roche profonde change de comportement et devient instable, elle entraîne les couches sus-jacentes. C'est le cas avec l'argile, qui sèche, est solide mais mouillée est plastique. C'est le cas aussi avec le gypse qui est dissous par l'eau.

  • les disjonctions : les blocs se fragmentent mais reste sur place. Citons le cas particulier des prismes basaltiques (comme la chaussée des géants en Islande) formés lors du refroidissement de la lave.

On retrouve au niveau du talus continental (zone de transition entre la croûte continentale et océanique) la plupart de ces accidents (écroulements = Rock-fall, glissement = sliding, glissements et déformations = slumping). D'autres, comme les courants en masse (= mass-flow) et les turbidites, sont propres au talus.


Les facteurs intervenants

Le vent qui intervient particulièrement dans les régions dénudées provoque :

  • déflation par action de balayage (qui peut aboutir à des dépressions du sol telles que les chotts et sebkhars qui constituent des lacs en milieu désertiques),

  • corrasion et abrasion par l'action des particules transportées (les ronds, mats sont les grains de sables transportés par le vent, les dreikanters sont des cailloux à 2 faces exposés au vent, l'une servant de base).

Les ruissèlements d'eau aboutissent à des ravinements, des lapiez en régions calcaires (sillons issus de l'usure et des actions de dissolution de l'eau), des cheminées de fées dans les dépôts morainiques, des chaos granitiques par entraînement de l'arène sableuse.
Les glaciers ont 2 types possibles d'actions. Sur un terrain résistant (granitique) c'est le poids du glacier sur le fond de la vallée qui prédomine, cela aboutit aux vallées en auge. En terrain plus friable l'action va se faire plutôt sur les parois et donner des vallées en V.
Les vagues agissent sur la côte par mitraillage de sables (grains émoussés, luisants et ovoïdes) et de galets, par pression contre les parois (pressions de l'eau mais aussi de l'air piégé dans les fissures), par succion (ressac), par vibrations.

le flux et le reflux des marées créent des courants, flot et jusant, qui érodent le fond et les berges par un intense balayage. Pour des courants moins forts on aboutit à des sols durs ou Hard-ground.

Le recul des falaises correspond à un éboulement de la paroi (surtout dû à des actions continentales et non marines) puis un déblaiement du matériel érodé ou soliflué par la mer.

 

L'altération chimique et biochimique

L'eau en est le principal facteurs, mais il en existe d'autres.

L'eau

C'est l'eau qui est le principal agent d'altération. C'est un acide faible, elle a donc une action de dissolution sur les roches. Cette action est renforcée par le fait que l'eau ruisselle, entretenant et amplifiant le phénomène. C'est le lessivage.
L'eau agit également par hydratation. Les minéraux hydratés augmentent de volume par rapport à leur forme anhydre. Ils déstabilisent les roches (surtout les anhydrites comme le gypse).
Selon la nature des éléments chimiques (rapport charge/rayon) situés dans la roche, l'eau a une action de solubilisation différente :

-Le rapport est inférieur à 3 : cela signifie des atomes peu chargés. En présence d'eau les cations vont entrer en solution (Na, Ca, Mg). Pour K, où le rapport est inférieur à 1 (très peu chargé), l'hydratation est plus faible car les atomes ont moins d'affinité pour l'eau. Ceci explique qu'ils entrent préférentiellement dans les structures minérales.

X+ + H2O -> XnH2O

-Le rapport est compris entre 3 et 10, les cations sont plus attractifs et "cassent" le dipôle d'eau. Ils sont hydratés mais peu ionisés, il y a alors précipitation (Fe, Al, Mn). Ce phénomène est à l'origine de la formation de certains minerais (bauxite pour l'aluminium par exemple).

X+ + H2O -> XOH + H+

-Le rapport est supérieur à 10, le potentiel ionique est donc élevé et cela va aboutir à la rupture du dipôle d'eau par une forte attraction de O=". Il y a solubilisation de l'ion car il est hydraté et ionisé. C'est le cas pour la silice et le carbonate, composés majoritaires dans les roches.

X+ + H2O -> XO- + 2 H+

Les autres agents d'altération

  • L'oxygène : il agit par oxydation sur le fer et le manganèse. C'est lui qui donne la couleur rouille aux roches riches en fer ou qui est responsable des empreintes ramifiées de manganèse. Il transforme aussi les sulfures en sulfates. Ces modifications peuvent affaiblir la roche.

  • Le CO2 : sous forme de carbonates il favorise la dissolution de certains atomes.

  • Les acides organiques végétaux et animaux (Oursins, mollusques, éponges)

  • L'activité racinaire

  • La température (sous un climat chaud les réactions peuvent être 100 fois plus rapide).

 

Exemples d'altérations :

Il faut distinguer l'altération des roches sédimentaires préexistantes de celle des roches cristallines magmatiques et métamorphiques.


Sédimentation et roches sédimentaires

 

Les reliefs karstiques des paysages calcaires proviennent de la circulation d'eau riche en CO2 qui va dissoudre le calcaire de la roche :

CaCO3 + CO2 + H2O -> Ca(CO3H)2

Les calcaires siliceux peuvent subir une dissolution de leurs parties siliceuses. Les meulières qui en résultent sont ainsi fortement "trouées"
Le lehm est un loess (voir Région continentale) décalcifié par lessivage, les poupées du loess correspondent aux zones plus profondes où s'est concentré le calcaire.
Les roses des sables résultent de la remontée par capillarité de solutions riches en sels gypseux.
La terra rossa serait le résidu argileux de la dissolution de calcaire.


Pour les roches magmatiques et métamorphiques

Ce sont des roches profondes. Arrivées en surface la stabilité des minéraux est affaiblie en raison des faibles pressions et température. La vulnérabilité des minéraux constitutifs de ces roches suit le même ordre que la suite de Bowen :

  • Les olivines et péridots sont facilement altérables en serpentine en présence d'eau,

  • les pyroxènes donnent une amphibole verte fibreuse, l'ouralite,

  • les amphiboles donnent parfois de l'asbeste (amiante),

  • la biotite donne des chlorites.

  • Pour les feldspaths cela est variable selon la composition : l'orthose est peu altérable, les plagioclases sont plus vulnérables au pôle anorthite.

  • Selon les climats, l'altération des feldspaths peut être plus ou moins poussée :

    • Dans des climats peu pluvieux, où le lessivage est donc faible, l'orthose en présence d'eau va perdre de la silice, du K et donner une argile, l'illite ou la montmorillonite (ce sont des smectites). Selon l'intensité du drainage, on a formation d'une arène (Seuls les cristaux inaltérables comme le quartz restent sur place et forment un sable). On parle de Bisiallitisation car le rapport silice/aluminium de l'orthose normalement également à 3 est ici égal à 2. Les argiles formées permettent la rétention d'alcalin entre les feuillets chargés.

    • Sous un climat plus fort, où le lessivage est moyen, la silice est solubilisée en plus grande quantité, l'orthose donne alors de la Kaolinite. Cette argile ne peut retenir les bases qui sont alors entièrement éliminées (2 couches à feuillets non chargés).C'est un cas de monosiallitisation.
      Sous un climat tropical, le lessivage fort entraîne toute la silice, il ne reste qu'un hydroxyde d'aluminium, la gibbsite (constituant de la bauxite). C'est l'allitisation ou latéritisation en raison de la richesse en fer.

    • Les bauxites sont ainsi issues de couches latéritiques érodées, dont les produits ont été piégés dans les poches karstiques des plateaux calcaires provençaux. Elles ont la composition suivante : Gibbsite (également boehmite et diaspore), Goethite, sidérite (Oxydes de fer) et oxyde de titane.

  • Le quartz lui est quasiment inaltérable, comme la muscovite.


Les phénomènes de transports


Les roches altérées produisent de nombreux blocs et particules qui vont être déplacés et participer à la formation des sédiments. L'eau intervient pour une grande part dans le déplacement des particules mais ce n'est pas le seul moyen.
En ce qui concerne le transport proprement dit, on distingue le transport indéfini (qui concerne les ions en solution, les particules en suspensions, et même de grosses particules (charriage)) du transport fini. Le transport indéfini correspond à un courant qui est plus fort que la gravité. Le transport fini est temporaire par dépôts des particules au bout d'un certain temps qui est généralement prévisible (écoulement laminaire et turbulent, turbidites).

Par l'eau

Pour entraîner les particules dissoutes, la force du courant doit être plus grande que les forces de rétention exercées par la roche.
Sur les particules plus grosses, le type d'écoulement a une influence directe dans le transport et l'érosion. On peut noter ainsi :

  • l'écoulement en nappe. Il correspond au déplacement de l'eau sur une surface dure et presque plane. Seuls les éléments les plus fins (poussières) seront transportés par flottaison ou suspension.

  • les ruissellements : l'eau a un peu plus de force, elle peut former de petits sillons dans le sol. C'est le cas des lapiez dans les roches calcaires et des ravinements. Ce sont également les ruissellements qui sont à l'origine des cheminées de fée ou des chaos granitiques. Ils déplacent les petites particules mais laissent sur place les gros blocs.

  • Les cours d'eau :

    • l'écoulement laminaire.

    • l'écoulement turbulent où divers obstacles créent des tourbillons. Les gros blocs, qui se déplacent uniquement lors des crues, créent des courants tourbillonnaires qui entraînent un déplacement turbulent des particules en suspensions. Des particules plus grosses avancent par saltation, les galets avancent par glissement et roulement.

    • l'écoulement par chute qui peut conférer à l'eau une rigidité voisine d'un solide.

  • Pour les torrents on peut définir 3 zones :

    • le bassin de réception : il reçoit les eaux d'écoulements. L'érosion est prédominante par ravinements et éboulements, elle ronge ainsi la montagne vers le haut. C'est une érosion régressive.

    • le chenal d'écoulement : c'est le torrent proprement dit, il transporte les éléments érodés.

    • le cône de déjection : c'est là où se déposent les éléments grossiers transportés par le torrent. On l'observe à la base du torrent dans le fond de la vallée. Les dépôts successifs détournent régulièrement le lit du torrent et forment ainsi un cône de plus en plus grand.


Autres moyens de transport

Le vent va transporter essentiellement des sables mais également de très grandes quantités de poussières (jusqu'à 200 millions de tonnes par ans uniquement pour le Sahara).

Les glaciers participent également au transport mais ici il n'y a pas de granoclassement. En effet les moraines sont caractérisées par l'absence de classement des blocs.
Le mouvement des glaciers se fait selon l'association de divers phénomènes :

  • le dégel de la glace sous l'effet de la pression suivi de son regel immédiat,

  • e glissement par cavitation (des dépressions sont remplies d'eau qui ne gèle pas en raison de la température voisine de 0 ),

  • l'existence d'un film liquide très fin entre la glace et le lit rocheux,

  • les propriétés de la glace basale (qui renferme une poudre de quartz et micas issus de l'abrasion mais renforçant celle-ci également),

  • la progression par saccades de la base du glacier.

Stries formées par le déplacement d'un glacier

Les turbidites peuvent transporter sur plusieurs kilomètres des matériaux fins, mais ici aussi il n'y a pas de granoclassement. La mise en place des turbidites est trop rapide pour pouvoir effectuer un tri fin des éléments. Toutefois on peut noter un tri grossier où les gros éléments côtoient quand même les éléments fins.
La plupart des phénomènes de transport vont donc aboutir à un tri, un classement des éléments lors de leurs dépôts. Ce tri va se faire principalement selon le poids, plus un élément est lourd plus il sera déposé rapidement. Le tri est horizontal et vertical. Des obstacles peuvent également freiner les particules et participer à leurs dépôts (Dunes). Durant le transport les phénomènes d'altérations continuent, une érosion s'y ajoute par usure mécanique.


Les milieux de sédimentation


Le principal milieu de sédimentation est le milieu aquatique et plus particulièrement l'océan mais des sédiments peuvent se former sur le continent.  


En région continentale

Sur les glaciers : ce sont les moraines (ou tills) qui sont caractéristiques. Il s'agit de dépôts très hétérogènes riches en particules fines mais aussi en gros blocs, le tout non classé. On peut noter également des dépôts périglaciaires :

  • les varves qui sont des dépôts rythmiques de fines particules au fond des lacs glaciaires,

  • les loess, formés à partir de poussières issues des boues de fonte qui s'accumulent à la suite de l'action du vent.

 Dans les milieux désertiques, ce sont les dépôts éoliens qui constituent la majeure partie des sédiments actuels. Les roches sédimentaires d'origine désertique sont caractérisées par des grains sableux arrondis et dépoli (rond-mat) bien classés et à matrice argileuse pauvre et des galets à trois faces dépolies, les dreikanthers. Les dépôts de sables forment les dunes (nebka, barkhanes, seifs, ergs...). Les régions d'accumulation des sables alternent avec des régions dénudées. L'accumulation, en périphérie des régions désertiques, des fines poussières forment également des lœss.


Les dépôts fluviatiles torrentiels sont caractérisés par une stratification croisée avec un granoclassement subhorizontal. Les dépôts de fleuves sont constitués de limons, déposés de part et d'autre du lit lors des crues.


Pour les lacs, il existe une stratification thermique nette des eaux (présence d'une thermocline). Les eaux fluviatiles restent dans la partie superficielle du lac, elles sont plus chaudes (et donc moins denses). Ainsi plus les particules sont petites, plus elles seront amenées au large, d'où une sédimentation caractéristique. Pour les lacs recevant les eaux de glacier, ce phénomène entraîne la formation de varves : L'été, les grosses particules transportées par les eaux de fontes se déposent au fond du lac, et les petites particules restent en suspension, au-dessus de la thermocline. L'hiver, il n'y a plus d'apports fluviatiles (tout est gelé), seules les particules fines en suspension se déposent en une couche peu épaisse. Chaque année on peut donc observer une alternance dans la sédimentation. Les varves permettent de dater (relativement) les terrains où elles se trouvent.
Dans les parties profondes du lac, se déposent des turbidites contenant des éléments grossiers.
Dans les lacs froids, l'évaporation étant modérée des sursaturations peuvent avoir lieu entraînant des dépôts par précipitation de calcite (si l'activité organique est suffisante il y a libération de CO2). On peut noter également des dépôts chimiques et biochimiques (Travertins, Tufs et évaporites) dans certaines conditions (minéralisation de substance organique ou évaporation intense).


Les dépôts lagunaires peuvent être carbonatés (concentration en Ca après évaporation, puis précipitation de CaCO3 et dolomitisation du haut fond) ou gypseux (la concentration est plus poussée, du gypse, CaSO4 2H2O, se dépose puis si le phénomène continue il peut se déposer du NaCl).


Les dépôts de deltas se font par progradation avec un granoclassement, mais on peut distinguer 2 types de dépôts :

  • Quand les eaux fluviatiles rentrent dans des eaux calmes, où la quantité de sels provoque une augmentation de densité, elles sont dispersées latéralement au-dessus des eaux marines. Le dépôt de sable est accentué en bordure, les particules en suspensions se déposent par décantation. (hypoclinal)

  • Quand les eaux fluviatiles sont froides et denses, la dispersion est de type turbide (Hyperclinal).  


En région océanique  

Les dépôts détritiques de plate forme sont classés, répartis, étalés par les marées, les vagues et les courants littoraux et de plateaux. On y trouve les dépôts amenés par les fleuves, le vent mais aussi des sédiments biochimiques et biologiques ainsi que des constructions d'organismes (récifs correspondant à des températures de 20 à 35 et à des profondeurs faibles mais à eaux agitées permettant une bonne oxygénation). On distingue 2 zones :

  • la zone infratidale qui accueille les sables et les boues (micrites),

  • les haut-fonds où l'on trouve les oolithes.

Une sédimentation mixte peut avoir lieu (silico-carbonaté) comme dans le bassin Parisien au crétacé : la silice, dissoute par latéritisation au niveau du continent, précipite en mer car l'évaporation est intense, elle forme alors des "nodules" autour de tests siliceux d'organismes morts dans les sédiments carbonatés, les fameux silex.
Les dépôts au niveau du talus et du glacis sont principalement détritiques (mais également planctonniques et biochimiques). C'est à ce niveau qu'ont lieu les slumps et les arrachages par courants de turbidités.
Au niveau des bassins la sédimentation détritique devient plus localisée (selon les courants marins et éoliens). La sédimentation chimique, biochimique et biologique est de type carbonaté dans les eaux peu profondes (-4000 m maximum) ou chaudes, en effet en eaux froides la dissolution de calcaire est plus facile, et au-delà de -4000m (limite de compensation des carbonates) il y a dissolution, en raison du froid. A ce niveau se sont des sédiments siliceux qui se déposent (radiolaires, diatomées en zone froide). Pour les grands fonds, ce sont des argiles rouges d'origine détritiques que l'on retrouve, le reste étant dissout au cours de la descente.  


La théorie de BioRhexistasie


Durant les périodes où le climat est stable (Biostasie), les ions solubles (Ca, Na, K, Mg, Si) sont lessivés sous le couvert végétal et entraînés par les cours d'eau (limpide) jusqu'à la mer. Cela abouti à des dépôts calcaires et dolomitiques, de nature biochimique et chimique.
Lors de modifications climatiques (Rhexistasie), le couvert végétal est détruit, il n'y a plus de rôle filtreur et l'érosion est intense. Les fleuves sont boueux, chargés en argiles, sable et sédiments ferrugineux. Ceux-ci vont se superposer aux calcaires et dépôts organiques précédents, les sédiments sont de plus en plus détritiques.  

 

Du sédiment à la roche : La diagenèse

Les sédiments sont généralement d'origines détritiques (débris d'anciennes roches) mais ils peuvent comporter également, en plus ou moins grandes quantités, des restes d'organismes vivants (fossiles) le plus souvent microscopiques et/ou des minéraux apparus par transformations chimiques. On fait donc la distinction, selon le pourcentage de chacun de ces éléments entre roches détritiques, biochimiques et chimiques. Les sédiments, une fois déposés, sont généralement meubles et riches en eau. la diagenèse va correspondre à leur transformation chimique, biochimique et physique pour former des roches.

Cela se fait en plusieurs étapes, plus ou moins respectées selon la nature du sédiment :

En surface : Action des êtres vivants : Les animaux fouisseurs favorisent le mélange des sédiments fins. Protozoaires et bactéries interviennent dans la dolomitisation, la formation des phosphates, de la pyrite, du pétrole, des charbons. Leurs rôles sont donc loin d'être négligeable.

  • Pédogenèse : Elle intervient dans la formation de roches meubles (argile à silex, latérites) et de roches dures (grès, meulières). Par exemple la silice dissoute sous climat humide peut cimenter les sables en grès lors des saisons plus sèches.

  • Dissolution : Concerne les sédiments émergés. Les parties superficielles du sédiment sont dissoutes par action de l'eau et entraînées en profondeur (poupées du loess).

  • Déshydratation : Lorsqu'un sédiment aquatique est asséché, il y a durcissement et modification de ses propriétés physiques.

En profondeur :

  • Cimentation : Les éléments dissous par l'eau peuvent, en précipitant, cimenter les particules du sédiment entre elles. On parle aussi de lithification.

  • Concrétionnement : Ce sont des accumulations de minéraux particuliers ayant lieu au cours du dépôt sédimentaire, ou ultérieurement. Selon leur forme, elles portent plusieurs noms : les sphérolites, les nodules, les géodes, les septarias.

  • Epigénisation et métasomatose :

    • L'épigénisation correspond à la transformation d'un minéral préexistant en un autre de même composition. Il s'agit souvent d'un changement dans la structure du minéral. Par exemple, l'aragonite, contenue généralement par les tests calcaires d'organismes, se transforme en calcite.

    • La métasomatose a lieu à plus grande échelle et correspond à la substitution d'un minéral à un autre sans changement de volume. Par exemple le CaCO3 est parfois remplacé par du sulfate de fer (ammonites pyriteuses).

  • Compaction : Sous l'effet de la pression des sédiments sus-jacents il y a départ d'eau. Dans un premier temps l'eau en grande quantité tend à fuir sous l'effet de la charge supportée. Dans un second temps ce sont les grains qui se réarrangent de façon à supporter cette charge, il y a tassement.

Classification des roches sédimentaires  

Selon l'origine et la composition des roches sédimentaires on peut établir un classement assez précis.

Roches détritiques

Rudites : Ces roches possèdent une majorité de particules dont le diamètre est supérieur à 2 mm

• roches meubles : Les particules ne sont pas soudées. Ce sont les blocs (>20 cm), les cailloux (>2 cm), et les graviers (> 2 mm).
• roches consolidées : Les particules sont soudées par un ciment. Ce sont les brèches (éléments anguleux) et les poudingues (éléments arrondis)

Arénites : Grains, minéraux compris entre 50 mm et 2 mm

• roches meubles : Ce sont les sables (de quartz, feldspath, muscovite, calcite, glauconie, ... )
• roches consolidées : Ce sont les grès, c'est à dire des sables dont les grains se sont cimentés. Cette cimentation a pu être provoqué lors de la pédogenèse sous l'action de l'humus, ou en raison des fluctuations du niveau de la nappe phréatique qui favorise la précipitation du quartz ou encore à cause d'apports ioniques extérieurs.
• Les arkoses, grès grossiers (Grains anguleux, feldspath >20 %)
• Les Grauwackes, grès sombres à ciment argileux (origine marine ou orogénique)
• Les molasses, grès mixtes à calcite, quartz et tests (origine lacustre ou littorale)
• Les grès micacés, siliceux, calcaires
• les quartzites

 

Les intraclastes sont des grains anguleux, les pellets des grains arrondis.

Pélites ou lutites : Essentiellement siliceuses, les grains font moins de 50 mm
Les minéraux sont généralement des argiles, des micas, des quartzs, de la calcite, des tests
Le ciment est souvent de la calcite.
On distingue :

  • les pélites,

  • les loess (argile + calcite + quartz),

  • les marnes.

Roches chimiques et biochimiques

Les roches chimiques ne sont formées que par des dépôts minéralogiques indépendant de l'action d'êtres vivants contrairement aux roches biochimiques.

Roches d'origines chimiques

Les roches carbonatées
continentales : ce sont les dépôts formés généralement par précipitation à la suite d'une diminution de la pression de CO2, d'une augmentation de la concentration en Carbonate de calcium ou encore quand la température s'élève. Cela aboutit à la formation des stalactites et stalagmites ainsi que des tufs et travertins (dépôts de sources pétrifiantes). Il ne faut pas oublier les calcaires lacustres.
marines : ce sont

• les calcaires oolithiques (petites concrétions qui se forment dans les mers agitées et chaudes),
• les calcaires marneux et les marnes (mélanges plus ou moins important d'argile et de calcaire. Un apport détritique peut intervenir dans leur formation). Indiquent généralement un milieu de formation peu profond.
• Les dolomies, I (MgCa)2CO3 ou II (la majorité des dolomies est secondaire à calcite, aragonite et giobertite). La dolomitisation peut se faire pendant la diagenèse, dans ce cas c'est la giobertite (MgCO3) qui remplit les pores du ciment. Après la diagenèse, c'est lors de la rencontre entre eaux interstitielles différentes (lagune, eau douce) que se produisent les remplissages, mais surtout un échange de Ca avec Mg qui donne les dolomies II (les structures deviennent peu visibles).


Les sparites correspondent à un ciment grossier tandis que les micrites correspondent à un ciment fin.


Les roches siliceuses : Glauconite, tripoli, silex, meulières diagénétiques

 

Les évaporites : roches salines provenant d'un lessivage continental ou d'une évaporation lagunaire.

-Gypse (Température inférieure à 20°C) ou anhydrite (> à 20°C)

-Sel gemme

 

Roches biochimiques

Elles sont formées par accumulation de squelettes, de tests ou de constructions d'êtres vivants :

Calcaires d'accumulation (craies à coccolithes, à foraminifères, à entroques, coquilliers)

Calcaires construits ou récifaux : Ils sont formés par l'accumulation, quasiment sur place, des squelettes des organismes constituants les récifs coralliens.

Roches siliceuses :

radiolarites (eaux tempérées)

spongolites (spicules d'éponges)

diatomites (eaux froides)

 

Roches d'origine organique

Charbons : Accumulation de débris végétaux qui sous l'action de micro-organismes anaérobies s'enrichissent en carbone (destruction de cellulose). Il y a dépolymérisation puis polycondensation des composés en acides humiques et fulviques.
On distingue :

Les tourbes (C < 50%)

Les lignites (50 < C < 70%)

Les houilles (70 < C < 90%)

L'anthracite (C 90%)

Ces accumulations peuvent se faire dans des lacs (bassins limniques) de montagne ou en bordure de mer (bassins paraliques). Les transformations nécessitent un climat chaud et humide.

 

Pétroles : Après l'accumulation de débris organiques en milieu aquatique plus ou moins confiné, il y a transformation des lipides et protéines en hydrocarbures par des micro-organismes. C'est une diagenèse biochimique qui a donc lieu et qui aboutit à la formation de kérogènes (macromolécules polymérisées insolubles dans les solvants organiques). En même temps, il y a libération de méthane en petite quantité et de protopétrole qui évoluera en pétrole par perte d'azote et d'oxygène sous forme de CO2.
La phase de catagenèse qui suit, à plus grande profondeur (température de 60°), voit la transformation du kérogène en hydrocarbures. Si la température augmente (150°) il ne restera plus que du gaz sec et du méthane.
Le pétrole formé par catagenèse s'accumule dans les parties poreuses de la roche mère mais tend à monter d'où la nécessité d'un toit imperméable (une couche argileuse par exemple) pour conserver le gisement et d'une roche poreuse pour retenir le pétrole.

Bitumes : Il s'agit d'une forme plus ou moins solide d'hydrocarbure, liée soit à des calcaires soit à des schistes. Ces hydrocarbures peuvent, après traitement, fournir du pétrole exploitable.


Cycles Sédimentaires

Sédimentation et roches sédimentaires marines (les plus courantes) se forment sur de longues périodes. Si les dépôts peuvent faire plusieurs centaines de mètres, la roche qui en résulte n'est pas homogène. Elles montrent des couches ou strates, témoins de cycles sédimentaires.

 

Le niveau marin et la sédimentation

Le niveau marin n'est pas stable, il subit des variations (ou eustatisme).

 

Les transgressions
Quand le niveau marin s'élève, on parle de transgression. Les dépôts sont caractéristiques :

• Les dépôts sont de plus en plus étendus.

• En bordure de continents (zone intertidale) les dépôts sont grossiers. Lors d'un sondage, les dépôts seront donc de plus en plus grossiers vers le bas.
• Le retrait de l'eau laisse de nombreuses lagunes où se forment des évaporites.

 

Les régressions
Le niveau marin s'abaisse. Les dépôts présentent les caractères suivants :

• Les dépôts sont de moins en moins étendus, ils laissent à découvert la partie la plus continentale des dépôts antérieurs.

• Le retrait de l'eau laisse de nombreuses lagunes où se forment des évaporites.

Les causes
Le niveau marin peut subir des variations réelles ou relatives :

• Réelles :

o c'est le cas lors de glaciation ou de fonte des glaces,

o La formation d'un nouvel océan implique la disparition d'un plus ancien. Or la croûte océanique jeune est beaucoup moins profonde qu'une vieille croûte.

o Les collisions, distensions entraînent une perte ou une augmentation du volume marin.

• Relatives : c'est en fait le continent ou le fond marin qui s'enfonce ou s'élève

o L'isostasie : la croûte repose sur le manteau comme un poids peut reposer sur une éponge humide, elle s'enfonce en partie dans son support. Lors d'une orogenèse,

l'épaisseur de la croûte augmente, elle s'enfonce donc d'autant plus dans le manteau. Quand les montagnes ont été érodées, un mouvement de rééquilibrage fait remonter la croûte. Le continent s'élève donc par rapport au niveau marin.
On peut observer un phénomène similaire avec les périodes de glaciation. Le sol de Scandinavie, autrefois recouvert d'une forte épaisseur de glace, est encore en train de s'élever par réajustement isostatique à raison d'1 m par siècle !
o La subsidence : Une croûte océanique ancienne, est plus froide et plus dense qu'une croûte récente, elle tend donc à s'enfoncer dans le manteau.
o Les flexures : Lors de la formation d'une dorsale, la plaque lithosphérique se courbe sous l'effet du magma sous-jacent. Lors de la rupture de la plaque, les marges s'élèvent par déséquilibre. Il faut avoir à l'esprit que les roches peuvent avoir un comportement "élastique" sous l'effet d'une force pendant plusieurs milliers d'années.


Cycles sédimentaires

On distingue :

des cycles de 1ers ordres supérieurs à 50 millions d'années, ils sont dus à la fragmentation de la terre. 

des cycles de 2èmes ordres de 3 à 50 millions d'années, ils sont liés à la vitesse d'ouverture des océans.

des cycles de 3èmes ordres de 0, 5 à 3 millions d'années, ils sont liés aux variations climatiques

des cycles de 4èmes ordres de 10 000 à 500 000 ans, (cycle de Milenclovich)

des cycles de 5 et 6èmes ordres, à l'échelle de l'année (varves) ou journaliers (stromatolites, marées)

Tous ces cycles sont emboîtés les uns dans les autres.
Ils se caractérisent par une phase d'accumulation intense puis une phase d'accumulation réduite voire nulle.

Les séries sédimentaires
Elles correspondent à la succession des couches sédimentaires. Si toutes les couches sont présentes on parle de série continue, s’il manque une ou plusieurs couches on parle de série discontinue.

 

Les discontinuités
Ces lacunes sédimentaires peuvent être dues à :

• une émersion (ou une régression marine). Elle se signale souvent par la présence d'une érosion continentale.

• une sédimentation bloquée : La formation d'un haut-fond créée des courants marins forts qui empéchent la sédimentation d'avoir lieu en bordure de cette colline marine. La surface du haut-fond est durcie par les courants ce qui limite l'érosion. Cela constitue un hard ground.


Discordances et contact anormal

Si aucun phénomène n'a perturbé la sédimentation, les couches doivent être parallèles entres-elles. Cela définit la concordance des couches.
Quand une couche n'est pas parallèle aux autres, il y a discordance. Les discordances sont généralement liées à la tectonique. Il s'agit souvent de simple basculement des dépôts antérieurs suivi d'une émersion (et donc la formation d'une discontinuité dans la série sédimentaire).
Un contact anormal provient d'un chevauchement, d'un pli couché, ou d'une nappe de charriage qui recouvre un terrain pouvant appartenir à une autre série sédimentaire.


Rythmes sédimentaires
Une strate à deux origines possibles : une discontinuité dans le dépôt ou un changement dans la nature de ce dépôt sédimentaire.


Formation des alternances calcaire/marne

Mécanisme
Le calcaire se forme s'il y a un apport suffisant en CaCO3 par rapport aux argiles dans le milieu de sédimentation. Cet apport est lié à plusieurs facteurs :

• la production planctonique (conditionnée par les courants océaniques, les Upwellings, courants de fond, qui permettent le recyclage de l'eau et de matières organiques).

• la dilution du CaCO3 par l'apport d'argile d'origine terrigène.

• la dissolution du CaCO3 : la limite de compensation de dissolution des carbonates (CCD) est variable selon la température et la composition de l'eau.

• Le climat.

o Il agit sur les upwelings : dans les hautes latitudes l'eau tend à descendre en profondeur.

o Les carbonates tendent à se former dans les eaux chaudes.

o Il faut tenir compte également de la disponibilité du CaCO3 dans les océans : Au jurassique et crétacé la production de carbonates est importante sur les plates formes océaniques car l'activité biologique est développée. C'est le niveau marin qui a contrôlé les transgressions / régressions en fonction du climat (un climat humide tend à piéger l'eau sur le continent par infiltration).


Facteurs faisant varier les climats

Ce sont principalement les facteurs astronomiques (paramètres orbitaux de la Terre).
Le climat dépend du rayonnement de la Terre (Glaciations)
Mais des variations climatiques faibles agissent aussi sur la sédimentation : Au crétacé l'obliquité de la Terre permet une amplification des phénomènes climatiques, qui seront eux même amplifiés par les variations de précipitations. Ces phénomènes sont toutefois trop rapides pour être décelés par les fossiles.


Perturbations

Par la diagenèse
Par les discontinuités (absence de sédimentation) : Arrêt de production de CaCO3 par diminution de l'O2 disponible pour les organismes, érosion dû à des courants de fonds, intercalation de niveaux étrangers (turbidites), résultat de tempête

 

Exemple de dépôts moins profonds

Ils sont à la limite mer / terre, les faciès vont changer rapidement. Contrairement aux faciès de bassins, plus monotone, on aura une succession de faciès différents qui vont se répéter dans le même ordre, c'est une séquence.(ex une série de 3m représentant 20 000 ans se répète sur 16 millions d'années, toutes les 7 séquences on constate des érosions plus fortes c'est un cycle de 100 000 ans.) Quand il n'y a pas de dépôts de sédiments on parle de By-pass.

 

 
 
 
 

 

L'auteur de ce texte: Ludovic Thebault
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