SÉDIMENTAIRES (ROCHES)


SÉDIMENTAIRES (ROCHES)
SÉDIMENTAIRES (ROCHES)

Les roches sédimentaires sont des objets qui se forment ou se sont formés au voisinage de la surface de la lithosphère par transformation des sédiments qui s’y sont déposés: produits d’altération, composés d’origine biochimique ou matériel volcanique (pyroclastites). Le concept de roche sédimentaire reste donc assez vague, dans la mesure où il est impossible de fixer aux phénomènes en jeu des limites précises. Il est nécessaire qu’un sédiment soit transformé pour mériter le nom de roche sédimentaire, mais des modifications se produisent dès la formation d’un dépôt: la diagenèse , qui groupe l’ensemble des processus responsables de la transformation d’un sédiment en roche sédimentaire, débute avec la sédimentation. En outre, elle se poursuit jusqu’au moment du prélèvement d’un échantillon en sondage ou en surface. Certains sédiments sont peu sensibles aux processus diagénétiques et les roches résultantes, même longtemps après leur dépôt, conserveront éventuellement la plupart des caractères sédimentologiques originels.

En fonction du parcours diagénétique suivi et en fonction du temps, le même sédiment fournira des roches variées. La limite supérieure de cette évolution ne peut être fixée, car il faut faire la part des apports extérieurs (hydrothermaux, par exemple) et celle des modifications lors du passage, par enfouissement, à travers des domaines thermodynamiques qui peuvent perturber les paragenèses. Certains composants réagissent plus vite que d’autres aux changements de température et de pression: c’est là le problème de la frontière entre diagenèse et métamorphisme.

Les roches sédimentaires forment ainsi un ensemble complexe dont chaque élément est le témoin d’événements multiples. Elles représentent une somme d’informations précieuse et inépuisable, puisqu’elles constituent l’enregistrement de la plupart des faits qui ont marqué l’évolution du globe depuis plus d’un milliard d’années.

Genèse des roches sédimentaires

Les roches sédimentaires s’inscrivent dans le cycle majeur qui caractérise l’évolution de la lithosphère et qui peut être subdivisé en quatre secteurs fondamentaux, régis par des associations caractéristiques de processus variés: fragmentation et altération, ablation et transport, sédimentation, diagenèse.

Fragmentation et altération

La fragmentation et l’altération se font sous l’action des complexes bioclimatiques et sont réservées aux milieux continentaux et à leurs bordures. L’observation signale que la surface des continents est habituellement revêtue d’une couche superficielle en général meuble, qui cache les matériaux de l’écorce et qui résulte des modifications subies par cette dernière au contact de l’atmosphère et dans la zone d’influence de la biosphère.

Cette évolution peut être simplement mécanique. Le cas le plus simple est celui des fractures, des diaclases ou des joints, hérités de la tectogenèse ou de la sédimentation et qui permettent un délogement sous l’effet, par exemple, de la seule gravité (éboulis). La thermoclastie n’a qu’un faible rôle, limité à l’éclatement de certaines roches (silex) sous l’action de chocs thermiques violents et à la désagrégation granulaire de roches polycristallines par dilatation différentielle des constituants. L’eau favorise ce phénomène, car son coefficient de dilatation est beaucoup plus grand que celui des roches. Dans la cryoclastie , facteur mécanique dominant dans les régions froides, l’eau est le moteur essentiel: les ruptures se produisent lorsque les pressions nées de la transformation eauglace dépassent les forces de cohésion. Interviennent alors l’ampleur des écarts thermiques, la fréquence des alternances gel-dégel, la porosité, le coefficient d’imbibition. Dans les régions à couverture végétale restreinte, ces phénomènes mécaniques sont prépondérants, et le manteau des résidus conserve les caractères de la roche initiale: il y a morcellement du matériel sans évolution chimique sensible.

Dans les régions riches en eau et assez chaudes, les matières organiques abondent et les phénomènes sont beaucoup plus complexes. La dégradation chimique devient le fait essentiel; elle peut être soit purement physico-chimique (dissolution, hydratation, hydrolyse), soit biochimique lorsque interviennent les produits actifs résultant de la vie, comme les composés humiques, l’ammoniaque, le gaz carbonique, les ions S4, P4, 3, etc. C’est alors que se développent les sols, dont l’étude constitue à elle seule une science nouvelle, la pédologie [cf. PÉDOLOGIE].

Les constituants fondamentaux de l’écorce terrestre sont surtout des silicates. La dégradation chimique de ceux-ci s’explique par le fait qu’ils se sont formés dans des conditions thermodynamiques très différentes de celles qui règnent en surface: ils y sont en déséquilibre, donc instables et aptes à se modifier sous l’agression des facteurs externes. Ces derniers sont associés de manière variable en fonction des saisons et de la latitude: cette zonation latitudinale s’inscrira dans l’évolution régionale d’un matériel déterminé. C’est ainsi que les processus chimiques ont une action importante dans les zones humides (vitesse de percolation) et dans les zones chaudes (vitesse des réactions): sensible dans la zone tempérée, cette action est presque nulle dans la ceinture désertique par manque d’eau, forte en zone tropicale, maximale vers l’équateur.

Ablation et transport

Les produits de l’altération sont divers: résidus non altérables (quartz, muscovite), minéraux partiellement altérés, minéraux de néoformation (argiles), solutions. Ces matériaux, et les produits pyroclastiques (cf. roches PYROCLASTIQUES), sont pris en charge par les agents de transport, l’eau constituant, sous forme liquide ou solide, le vecteur le plus général et le plus actif [cf. SÉDIMENTOLOGIE]. Le transport en solution constitue le mode de transit le plus rapide. Il se manifeste déjà dans la percolation en appauvrissant les horizons supérieurs des sols et en enrichissant les horizons plus profonds. Il représente aussi 20 à 25 p. 100 du transport des matériaux par les fleuves et les rivières et correspond, à l’échelle mondiale, à une ablation moyenne de l’ordre de 1 cm/1 000 ans, alors que l’ablation totale est de l’ordre de 4 à 5 cm/1 000 ans. Le supplément est transporté en suspension ou par charriage sur le fond et amené aux mers ou océans. Les dépôts continentaux ne sont en effet que des épiphénomènes, témoins de déséquilibres passagers dans la dynamique du transit.

Sédimentation

La sédimentation dans les mers s’organise en fonction de la nature des apports fluviatiles, de la distance aux lignes de rivage, de la morphologie des fonds marins et des conditions biochimiques qui caractérisent le bassin.

Le type des apports est réglé par les complexes bioclimatiques régionaux et par l’activité orogénique. Une tectonique vivante permet des soulèvements et des émersions qui peuvent se faire à des vitesses supérieures aux taux d’ablation; il y a accroissement des pentes moyennes et redistribution étagée des processus actifs. Les facteurs mécaniques fournissent des éléments grossiers qui sont fragmentés, usés et triés par les eaux courantes. Le relief s’atténue lors du retour au calme et les eaux ne transportent plus que des particules fines comme les argiles. En période de pénéplanation et si le couvert végétal est général, les apports sont réduits aux colloïdes et aux solutions ioniques. En un point donné, cette évolution se marquera, sur la marge du bassin récepteur, par le dépôt de la séquence sédimentaire fondamentale positive: éléments détritiques de plus en plus fins vers le haut, puis, si les conditions bioclimatiques le permettent, carbonates et dépôts salins.

Une évolution symétrique peut se produire lors d’un repos orogénique avec une séquence inverse dite négative.

Mais, à tout moment de ce cycle sédimentaire majeur, les lithofaciès dépendent de la distance aux côtes et de la répartition des courants. Si les eaux continentales fournissent des sédiments détritiques, ceux-ci se déposent en zones des plus grossiers aux plus fins lorsqu’on s’éloigne des rivages, mais cette zonation théorique peut être perturbée, dans le cas d’apports abondants, par des accidents dus à des déséquilibres sur les talus, accidents parmi lesquels les coulées de turbidité, génératrices de nombreux flyschs, sont les plus classiques (cf. courants de TURBIDITÉ ET GLISSEMENTS SOUS-MARINS). En période de biostasie totale, les dépôts chimiques (carbonates et sels) peuvent envahir les mers épicontinentales et restreindre la zonation horizontale, plus complète en période de rhexistasie.

Il apparaît donc que l’ordre de sédimentation n’est pas quelconque et que les séquences sédimentaires complètes ou partielles sont un enregistrement très précis des facteurs actifs au moment du dépôt. Le déchiffrage de ces messages a fait progresser de manière spectaculaire les connaissances sur l’évolution de l’épiderme de la Terre.

Diagenèse

L’histoire des sédiments ne s’arrête toutefois pas là. Dès leur dépôt, ils sont soumis à des facteurs nouveaux dont l’action provoque l’ensemble des modifications groupées sous le terme de diagenèse. Dans le domaine restreint de l’influence biologique, on distingue une mince zone d’oxydation (de 0 à 50 cm), puis une zone où dominent les actions réductrices. Au-delà, ce sont les processus géophysiques et géochimiques qui prennent le relais de la vie: c’est le domaine de la compaction avec redistribution du matériel, puis celui de la lithification. Les eaux chassées des sédiments s’ajoutent aux eaux juvéniles et provoquent, au cours de leur migration, de nombreuses transformations; cette phase, caractérisée par des recristallisations, ne peut être franchement séparée du domaine métamorphique [cf. MÉTAMORPHISME]. Une dernière étape groupe les modifications, autres que pédologiques, subies par les roches sédimentaires après leur émersion.

L’objet «roche sédimentaire» est donc un instantané pris en un point quelconque du cycle qui vient d’être décrit brièvement, ce que souligne la variété évidente du matériel, même dans le cas où il provient d’un sédiment originel bien défini.

Modes de classification des roches sédimentaires

La nécessité de classer est imposée par le besoin d’un accord approximatif dans la nomenclature utilisée par les usagers. Mais la multiplicité des matériaux et la diversité des milieux de dépôts rendent la tâche particulièrement difficile dans le cas des roches sédimentaires.

La notion d’équilibre chimique permet d’établir une première coupure fondamentale qui sépare deux sous-ensembles foncièrement différents: dans le premier dominent les éléments détritiques, objets remaniés d’autres formations. Ces éléments, à peu près stables dans les conditions normales, sont associés en collections hétéroclites au gré des modes de transport, des conditions transitoires de l’altération et de la pétrographie des zones d’alimentation. Les roches sédimentaires du second sous-ensemble résultent de processus chimiques ou biologiques et constituent des paragenèses primaires stables dans les conditions normales, paragenèses assimilables à des systèmes chimiques en général polyphasés.

Cette coupure est nécessairement théorique, et de nombreuses roches sédimentaires ne peuvent entrer dans aucun des deux sous-ensembles définis. Il en est ainsi, par exemple, des roches consolidées faites de matériaux détritiques réunis par une matrice d’origine chimique ou biochimique.

Les argiles posent aussi des problèmes difficiles. Beaucoup sont héritées et résultent du transport, puis du dépôt d’éléments nés de l’altération des roches, mais d’autres sont synthétisées dans les bassins eux-mêmes ou bien résultent d’une évolution sous l’action des ions présents dans les eaux d’imbibition. Bien que la plupart des argiles puissent être considérées comme des roches détritiques, certains domaines de sédimentation plus favorables à la néogenèse de certains minéraux argileux – il en est ainsi pour les bassins salins – ne permettent pas d’établir un bilan exact entre ce qui est apport et ce qui est néoformation, sauf au prix d’analyses très poussées et d’une bonne connaissance de la géochimie locale.

Le premier critère de coupure retenu est de type génétique , c’est-à-dire fondé sur le mode de formation de la roche. De tels critères fournissent des classifications satisfaisantes pour l’esprit, mais il convient de ne par aller trop loin dans les divisions pour éviter une dogmatisation de théories génétiques hâtives et mal étayées. On peut alors s’en tenir à deux modes de classements très généraux:

– la division en roches détritiques, physico-chimiques et biogènes, qui découle des remarques précédentes et sera retenue dans la suite de l’article;

– la division en roches continentales, lagunaires et marines, qui est fondée sur le milieu de sédimentation [cf. SÉDIMENTOLOGIE].

Une autre méthode consiste à cataloguer les roches en choisissant un caractère qui peut s’exprimer qualitativement et quantitativement. Elle conduit aux classifications descriptives , souvent fastidieuses, qui ne peuvent être que partielles. Un exemple en est celui des classifications triangulaires, où l’on représente par un point à l’intérieur d’un triangle équilatéral les pourcentages de la roche en trois composants cardinaux: la figure 1 schématise une représentation simplifiée des roches à trois composants dominants: sable, calcaire, argile. Il est évident qu’une telle figuration escamote certains caractères essentiels et ne permet qu’une approche partielle d’une bonne définition de la roche.

Il apparaît alors qu’il est impossible de présenter l’ensemble des roches sédimentaires sur un tableau. Seules des classifications partielles, correspondant à des ensembles cohérents qui se recoupent obligatoirement, peuvent être proposées; elles doivent toujours être considérées comme des outils de travail qu’il convient de perfectionner au vu des acquisitions scientifiques nouvelles.

Principaux ensembles de roches sédimentaires

Les roches détritiques

Les roches détritiques forment un ensemble assez bien défini qui caractérise la dominance des matériaux hérités de le fragmentation ou de l’altération (phase résiduelle) ou du simple transport des constituants d’autres formations. Il est commode de les situer dans un tableau à double entrée en fonction de la taille des éléments remaniés et du fait qu’elles sont ou non consolidées (cf. tableau).

Cette nomenclature simplifiée ne signale pas les proportions des divers constituants: c’est ainsi que pour les roches détritiques consolidées à grain moyen on pourra utiliser le terme « grès » lorsque le quartz domine, celui d’« arkose » lorsque les feldspaths sont abondants, celui de « grauwacke » dans le cas de matériaux variés d’origine en partie volcanique (quartz, feldspaths, micas, amphiboles ou pyroxènes, éléments pyroclastiques). Le calcaire peut être présent dans les conglomérats et dans des arénites plus ou moins biogènes (sables oolithiques).

En fonction du mode de genèse, on distingue: des conglomérats continentaux (tillites, épandages de blocs), littoraux (laisses de hautes mers), orogéniques; des sables éoliens, fluviatiles ou marins; des grès préorogéniques (flyschs) ou postorogéniques (molasses), etc.

Les roches sédimentaires d’origine physico-chimique

L’altération des roches continentales fournit des matériaux résiduels et des solutions . Ces dernières représentent en poids 20 à 25 p. 100 des éléments mobilisés et sont à l’origine de composés précipités dans divers milieux sous l’influence de facteurs physico-chimiques parmi lesquels les plus importants sont le pH, la température, la pression, la solubilité et le potentiel ionique.

Les choses sont simples lorsque l’action des êtres vivants est négligeable: il en est ainsi dans les bassins sursalés, où la sédimentation est commandée avant tout par les solubilités des composants virtuels de la solution. Partout ailleurs et depuis l’origine de la vie, les ponctions chimiques réalisées dans le milieu ambiant par les plantes et par les animaux modifient ce milieu et règlent, dans une certaine mesure, les paragenèses physico-chimiques. Il est difficile, en général, de faire la part de ces facteurs biologiques dans la genèse des roches; on remarquera que l’action des facteurs biologiques diminue lorsque la concentration des solutions augmente et que les sels se déposent en fonction inverse de leur solubilité.

Dans l’ordre habituel de leur dépôt (séquence positive), les roches carbonatées, les roches ferrugineuses,les roches siliceuses, les roches salines.

Les roches ferrugineuses sont soit éluviales (argiles sidérolithiques, latérites), soit marines (minerais oolithiques du type «minette» ou grès ferrugineux).

Les roches siliceuses chimiques ne sont souvent que des «accidents» (cherts, silex, meulières). On peut leur associer les roches silico-alumineuses néo-formées (certaines argiles et glauconitites).

Les roches carbonatées méritent une attention particulière en raison de leur abondance. En fonction de l’abondance relative des carbonates de calcium (aragonite et calcite) et de magnésium (dolomite), on les divise en calcaires et dolomies.

Dans les calcaires, le rôle des êtres vivants est en général important, soit que leurs débris constituent une grande part de la roche, soit que l’activité biologique commande la précipitation des carbonates. R. L. Folk (1962) distingue, d’une part, tous les éléments qui ne sont pas d’origine chimique (allochems ) et, d’autre part, le ciment, qui peut être de la calcite microcristalline (micrite ) ou une calcite spathique (sparite ), ce qui permet une nomenclature précise qui a été adoptée par beaucoup de géologues pétroliers. Par exemple, selon la taille des allochems, on peut distinguer, en s’inspirant de la nomenclature des roches détritiques: des «calcirudites», des «calcarénites», des «calcilutites», le préfixe bio- pouvant en outre être ajouté dans le cas d’une origine biologique (ex.: biocalcarénite). On parlera aussi de biosparites, de biomicrites...

L’abondance des allochems signale un milieu turbulent, celle d’une micrite des courants faibles, celle d’une sparite un dépôt rapide sans courants.

Les dolomies sont des roches carbonatées qui se forment de nos jours soit en milieu pénésalin, soit par circulation de fluides à travers des séries calcaires plus anciennes, mais un chimisme différent des eaux océaniques à pu permettre des dépôts dolomitiques primaires beaucoup plus abondants à certaines époques reculées de l’histoire de la Terre.

Les roches salines se déposent dans des conditions très particulières. L’évaporation joue un rôle essentiel dans leur genèse, et les dépôts s’ordonnent en séquences chimiques simples, très sensibles, au cours de la diagenèse précoce, à des modifications légères des conditions physiques et à la circulation des fluides.

Les roches sédimentaires biogènes

Sur le plan sédimentaire, l’activité des organismes se manifeste de trois façons différentes:

– Ils prennent au milieu ambiant les éléments nécessaires à la constitution de leur squelette ou de leur coquille, ce qui modifie ce milieu en faisant varier certains paramètres physico-chimiques; ils interviennent ainsi dans la genèse des roches du groupe précédent.

– Leurs squelettes peuvent, après la mort, s’accumuler et constituer une part importante de certaines roches sédimentaires (fossiles).

– La matière organique elle-même fournit, après une évolution chimique plus ou moins complexe, des matériaux comme les charbons, qui sont des roches, ou des hydrocarbures, qui jouent le rôle de matrice fluide dans certaines roches poreuses.

Dans les roches siliceuses, les composants organiques dominants sont les spicules de spongiaires, les radiolaires et les diatomées.

Dans les roches calcaires, la variété est beaucoup plus grande, certaines (biohermes) étant faites presque exclusivement de restes organiques.

Abondance des roches sédimentaires et de leurs composants cardinaux

Les roches sédimentaires ne représentent que 5 p. 100 de la partie connue de la lithosphère et ne constituent donc qu’une proportion infime de l’ensemble du globe. En revanche, elles recouvrent à peu près 75 p. 100 de la surface des continents. Cela correspond au fait qu’elles forment une pellicule plus ou moins discontinue à la surface de la lithosphère, les épaisseurs se situant entre 0 et 10 000 m avec quelques rares exceptions dans certaines provinces montagneuses où des superpositions leur permettent de dépasser 20 000 m. Au-delà de telles épaisseurs, un métamorphisme puissant leur fait généralement perdre tous leurs caractères originels et les recycle, à la limite, sous forme de magma (anatexie). En moyenne, sur les continents, l’épaisseur est de l’ordre de 2 000 m, puissance habituellement rencontrée sur les plates-formes.

Le volume total des roches sédimentaires formées depuis l’origine a été estimé à 5 梁 1 憐 108 km3, volume qui, réparti uniformément sur la Terre, constituerait une couche voisine de 1 000 m. En fait, les estimations du volume total des roches sédimentaires actuelles sont de l’ordre du tiers de la valeur précédente, ce qui signifierait que les deux tiers des roches formées auraient été recyclées. M. Kuenen (1941) avait proposé un chiffre beaucoup plus élevé (11 憐 108 km3), mais les études sur les fonds océaniques suppriment la plupart des arguments fournis à l’appui de ses options.

Trois composants lithologiques dominants représentent 99 p. 100 du total des roches sédimentaires: ce sont les argiles, les sables et les calcaires. Les estimations qui résultent de calculs ou de mesures sont assez aléatoires, mais on peut proposer les valeurs moyennes suivantes:

– argiles: 65 梁 15 p. 100;

– sables: 25 梁 10 p. 100;

– calcaires: 10 梁 5 p. 100.

À partir de ces proportions approchées et en utilisant des analyses moyennes de ces trois types fondamentaux, beaucoup d’auteurs ont tenté de donner une composition moyenne des roches sédimentaires (fig.2). Pour la plupart des constituants majeurs, cette composition se rapproche de celle des roches endogéniques (cf. roches MAGMATIQUES, roches MÉTAMORPHIQUES), ce qui est normal puisqu’elles en dérivent. Les divergences principales correspondent: à une plus grande richesse des roches sédimentaires en C2 et H2O, constituants de l’atmosphère primitive fixés au cours de la sédimentation; à une certaine pauvreté en Mg, moins facilement inclus que Ca dans les carbonates; à une faiblesse relative en K, très soluble, mais constituant fondamental des argiles; à une faiblesse importante en Na, élément très soluble peu représenté dans les roches sédimentaires, mais cation essentiel des eaux marines.

Importance

Roches sédimentaires et géologie générale

Les roches sédimentaires, même lorsqu’elles ont été soumises à un début de métamorphisme, conservent des traces des conditions qui ont présidé à leur formation. Elles enregistrent de plus la plupart des événements qui ont suivi leur dépôt. C’est grâce à elles que l’histoire de la Terre peut être déchiffrée [cf. TERRAIN (géologie)].

Elles sont habituellement stratifiées et ordonnées en séquences qui soulignent les modifications paléogéographiques, qu’elles soient climatiques ou structurales (cf. PALÉOCLIMATOLOGIE, PALÉOGÉOGRAPHIE). À de rares exceptions près, les joints de stratification sont, à l’origine, horizontaux, ce qui fait le fondement de la stratigraphie et permet l’établissement d’échelles chronologiques relatives [cf. STRATIGRAPHIE]. Les fossiles qu’elles contiennent (fig. 3 et 4) sont d’autres témoins de l’environnement où elles se déposaient [cf. FOSSILES ET FOSSILISATION].

L’étude des constituants organiques et minéraux, l’analyse granulométrique, le déchiffrage des «figures» conservées à la limite entre deux bancs (fig. 5) permettent la reconstitution des paysages originels dans tous leurs détails [cf. SÉDIMENTOLOGIE].

L’horizontalité primaire des bancs se retrouve encore dans certaines morphologies originales (fig. 6), mais bien souvent, particulièrement dans les zones montagneuses, elles ont été plissées, ployées ou brisées (fig. 7): leur étude est alors un élément essentiel des reconstitutions structurales (cf. GÉOMORPHOLOGIE, TECTONI- QUE).

Roches sédimentaires et géologie appliquée

Certaines roches sédimentaires sont utilisées directement pour leur résistance mécanique (calcaires ou grès dans l’habitat et le génie civil) ou leurs propriétés chimiques (calcaires, argiles, gypses dans l’industrie des chaux, ciments et plâtres). Les charbons fournissent de l’énergie et un matériel précieux aux industries chimiques.

C’est dans les roches sédimentaires qu’on rencontre les principaux gîtes de fer, d’aluminium, de manganèse et de magnésium, et dans les alluvions que se situent les «placers» à or, à platine ou à pierres précieuses (cf. GEMMES, GISEMENTS MÉTALLIFÈRES).

Enfin, deux propriétés particulières, la porosité et la perméabilité, leur confèrent un rôle essentiel en permettant l’accumulation locale des fluides qui percolent à travers l’écorce terrestre: il s’agit soit des hydrocarbures, qui migrent à partir des «roches mères» vers des pièges sédimentaires ou structuraux, soit de l’eau qui s’accumule dans des nappes. La recherche de ces pièges (cf. HYDROGÉOLOGIE, PÉTROLE - L’exploration pétrolière) est une des applications majeures de la géologie.

Encyclopédie Universelle. 2012.

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