sedimentologie

I. Avertissement

Ce cours fait suite au cours de "Processus sédimentaires", centré sur l'étude des processus d'altération, érosion, transport, dépôt, diagenèse. L'optique ici est d'identifier les différents types de roches sédimentaires et de comprendre leur genèse et le contexte paléogéographique de cette genèse.

Puisqu'en sédimentologie comme en bien d'autres domaines mieux vaut avoir la tête bien faite que bien pleine, ces notes ne se veulent certainement pas encyclopédiques. Si elles couvrent brièvement l'essentiel des types de sédiments et de roches sédimentaires, une certaine accentuation est mise sur le monde des carbonates. J'ai en effet choisi de traiter plus en détail les bioconstructions, qu'elles soient de type récifal, microbien ou algaire. Ces bioconstructions diffèrent par leur géométrie, les communautés organiques qui les édifient, leur mode de stabilisation et la source d'énergie primaire utilisée (soleil, matière organique, méthane,...). Outre leur intérêt intrinsèque, le choix d'illustrer particulièrement les bioconstructions est justifié par le fait que nous en possédons, en Belgique, de multiples et splendides exemples paléozoïques.

L'approche théorique sera complétée, au cours des travaux pratiques, par l'étude de lames minces et par des journées d'excursion (ces excursions correspondent aussi au cours de géologie régionale).

Enfin, chaque chapitre est suivi d'une sélection bibliographique ("pour en savoir plus"). La lecture de certains de ces ouvrages, suivant l'intérêt personnel, est recommandée.

Pour en savoir plus:

Quelques ouvrages généraux de sédimentologie:

  • H. Chamley, 1990. Sedimentology. Springer-Verlag, 285 pp. Un bon ouvrage, clair et précis, centré plus sur les sédiments détritiques que sur les carbonates. Pas de photographies, mais de bons schémas.
  • I. Cojan & M. Renard, 2006. Sédimentologie (2e édition). Dunod, 444 pp. Un bon ouvrage récent (en français) de sédimentologie intégrant les derniers développements (analyse séquentielle, diagenèse, etc.). Pas beaucoup de photographies, mais de bons schémas.
  • D. Prothero & F. Schwab, 1998. Sedimentary geology (an introduction to sedimentary rocks and stratigraphy). Freeman & Co, 422 pp. Très bel ouvrage, bien illustré de schémas et photographies.
  • H.G. Reading, 1996. Sedimentary environments: processes, facies and stratigraphy. Blackwell, 688 pp. Bon ouvrage, très complet.
  • M. Tucker, 2001. Sedimentary petrology (3rd edition). Blackwell, 262 pp. Une des meilleures introduction à la pétrologie sédimentaire, bien illustrée.

II. Introduction

LES ROCHES SEDIMENTAIRES

Les roches sédimentaires font partie inhérente du cycle géologique, puisque leurs constituants (grains ou ions solubles) résultent de l'altération de roches ou de sédiments préexistants, que ces constituants ont subi un certain transport et qu'ils se sont déposés ou ont été précipités dans un bassin de sédimentation. L'évolution post-dépôt de ces sédiments (diagenèse) les transforme en roches sédimentaires. Ces roches peuvent subir un métamorphisme et être à leur tour soumises à l'altération lors de leur passage à la surface des continents.

Il est possible de classer les roches sédimentaires en quatre grandes classes génétiques:

- les roches détritiques: elles sont formées de particules minérales issues de l'altération de roches préexistantes. Comme il s'agit de matériel issu des continents, on les appelle aussi "terrigènes". Ces particules sont transportées par l'eau, la glace, le vent, des courants de gravité et se déposent lorsque la vitesse de l'agent de transport diminue (ou lors de la fonte de la glace). Lorsque les roches détritiques sont essentiellement constituées de fragments de quartz, on les appelle aussi "siliciclastiques". Les roches détritiques sont généralement classées en fonction de la granulométrie de leurs constituants (conglomérats, grès, siltites, argilite, voir ci-dessous). Elles forment près de 85% de l'ensemble des roches sédimentaires;

- les roches biogéniques, biochimiques ou organiques: elles sont le produit, comme leur nom l'indique, d'une activité organique ou biochimique. L'altération fournit, outre les particules solides entrant dans la constitution des roches terrigènes, des substances dissoutes qui aboutissent dans les mers, les lacs et les rivières où elles sont extraites et précipitées par des organismes. Dans certains cas, l'action des organismes modifie l'environnement chimique et le sédiment est précipité directement à partir d'eaux marines ou lacustres sursaturées. Dans d'autres, les organismes utilisent les carbonates, phosphates, silicates pour constituer leurs tests ou leurs os et ce sont leurs restes qui constituent les roches sédimentaires. Les plantes accumulent des matériaux carbonés par photosynthèse et sont directement à l'origine du charbon. D'autres types de sédiments carbonés comme les schistes bitumineux, le pétrole sont générés par des bactéries. Les roches biogéniques forment près de 15% des roches sédimentaires;

- les roches d'origine chimique résultent de la précipitation (purement physico-chimique) de minéraux dans un milieu sursaturé. Les évaporites (anhydrite, halite, gypse, sylvite,...) en sont le meilleur exemple: elles se forment par évaporation de saumures. L'importance relative de ces roches est faible: de l'ordre du %;

- une dernière classe est consacrée aux "autres roches sédimentaires" dont l'origine n'est pas liée à l'altération: les pyroclastites, les roches liées aux astroblèmes, les cataclastites (liées à des phénomènes de bréchification par collapse, tectonique, glissements de terrain, etc.).

L'ETUDE SEDIMENTOLOGIQUE: REMARQUES GENERALES

La phase initiale d'une étude sédimentologique est bien évidemment une campagne de terrain. Ce travail peut prendre de nombreux aspects, depuis la récolte d'échantillons de sédiment actuel en mer jusqu'au levé d'une coupe paléozoïque en bord d'autoroute... Il est bien sûr impossible d'envisager la démarche à suivre dans des circonstances aussi variées, mais il faut garder à l'esprit quelques règles de "bon sens géologique":

- toujours se remémorer le principe de la hiérarchie des échelles d'observation: ne pas passer de l'échelle de l'affleurement à celle du microscope à balayage;

- bien localiser les prises d'échantillons: à la fois dans le temps (position dans une succession lithologique) et dans l'espace (position de la coupe, du domaine sédimentaire au sein du bassin);

- ne pas oublier l'importance des documents d'observation: ce sont les documents de base et les seuls qui sont résolument objectifs... Ils doivent pouvoir servir à d'autres. Il n'est pas rare que des affleurements disparaissent: les seules traces que nous en possédons alors sont les levés des géologues des générations précédentes;

- bien faire la différence entre un document de base et un document de synthèse: outre leur caractère simplificateur (parfois simplement pour une question d'échelle), ces documents de synthèse servent toujours à montrer quelque chose, ils sont orientés. Je donne comme exemple la coupe de Vaucelles (Fig. II.1): à gauche le document de base, à droite la synthèse destinée à être réduite pour publication et tendant à mettre en évidence les niveaux repères: biostromes et laminites.

On trouvera dans les notes de cartographie géologique quelques conseils quant au levé banc par banc et la réalisation d'une colonne lithologique.

Fig. II.1: synthèse d'une colonne lithologique de terrain (calcaires). Exemple de Vaucelles, Formation de Trois-Fontaines, Givétien, bord sud du Synclinorium de Dinant.

III. Les sédiments détritiques

INTRODUCTION

Les sédiments et roches détritiques sont les plus abondants des dépôts sédimentaires. Au sein de ces dépôts, ce sont les variétés dont les grains sont les plus fins qui dominent: argiles/silts: 63%; sables, graviers: 22%.

Une première distinction parmi les roches détritiques est fondée sur l'état d'aggrégation des particules sédimentaires: on oppose les roches meubles et les roches plastiques aux roches dures ou cohérentes. Dans les roches meubles, les grains détritiques sont entièrement indépendants les uns des autres: ils forment un assemblage en équilibre mécanique dont les espaces intergranulaires (pores) représentent une fraction importante du volume de la roche. Dans les roches plastiques, la présence de minéraux argileux en quantité importante permet une déformation sous la contrainte. Dans les roches cohérentes, les constituants sont intimement soudés les uns aux autres et la roche garde sa forme aussi longtemps que des contraintes ne viennent la briser. La transformation du sédiment meuble en roche indurée résulte soit de l'introduction d'un ciment entre les grains, soit de la compaction du sédiment, soit encore de la déshydratation des constituants argileux. On appelle diagenèse l'ensemble des processus physico-chimiques responsables de la transformation d'un sédiment meuble en une roche indurée.

Un même critère général sert à la classification des roches meubles et cohérentes: c'est la dimension des grains détritiques. On admet généralement trois grandes classes ganulométriques:

Diamètre des particules

Brongniart (1813)

Grabau (1904)

sédiments meubles

sédiments indurés

> 2 mm

pséphite

rudite

gravier

conglomérat, brèche

de 2 mm à 62 µm

psammite

arénite

sable

grès

<62 µm

pélite

lutite

de 62 µm à 4 µm

silt

< 4 µm

argile

de 62 µm à 4 µm

siltite

< 4 µm

argilite

Tableau III.1: classification des roches détritiques.

Au sein des roches pélitiques meubles, la limite de 4 µm correspond à l'apparition de la plasticité. Il faut noter que les mots pséphite, psammite sont des termes généraux; malheureusement, les géologues de l'Ardenne appellent psammite un grès particulier du Famennien du Condroz, caractérisé par un grain fin, un zonage net et un débitage aisé suivant des joints de stratification couverts de paillettes de micas.

L'étude des sédiments détritiques est relativement différente selon que l'on s'intéresse à des roches meubles ou consolidées. Dans le cas des sédiments meubles, elle débute sur le terrain par une description minutieuse des affleurements, elle se poursuit par un échantillonnage qui exige souvent des précautions spéciales (enrobage, carottage,...) Elle se termine au laboratoire par des analyses très variées dont les principales sont les suivantes:

  • analyses granulométriques;
  • analyses morphoscopiques (forme des grains, état de leur surface);
  • analyses minéralogiques (ex: minéraux lourds);
  • analyses pétrographiques sur sédiment enrobé.

Dans le cas des roches cohérentes par contre, c'est l'analyse pétrographique en lame mince qui est l'outil privilégié et qui va permettre de déterminer la composition minéralogique du sédiment et les relations structurelles de ses différents constituants. Cette technique est surtout d'application pour les grès et les siltites.

SABLES, GRES ET CONGLOMERATS

LES GRES

Généralités

Les grès sont l'équivalent consolidé des sables, c-à-d. des roches dont les constituants détritiques ont une granulométrie comprise entre 2 mm et 62 µm. L'examen montre d'une part une phase granulométrique principale, la plus grossière, qui comporte les grains du grès et d'autre part, soit une matière intersticielle qui réunit les grains et qu'on appelle le liant, soit des fluides comme de l'eau, du pétrole, de l'air.

Ce liant peut être de nature chimique et représenter une précipitation in situ de matière minérale (silice sous forme d'opale, de calcédoine ou de quartz, carbonate de calcium ou plus rarement hématite, goethite, gypse, anhydrite, etc.): on parlera dans ce cas du ciment de la roche. Si l'on observe au contraire qu'une phase détritique plus fine occupe les interstices entre les grains de la phase grossière, on parlera d'une matrice intergranulaire, représentant une infiltration mécanique de particules fines entre des grains jointifs (en trois dimensions!).

Si les grains les plus gros ne sont pas jointifs, on doit considérer que l'on a affaire à un sédiment mal classé où les particules grossières et fines ont été déposées en même temps: on distinguera alors entre un simple empâtement des gros grains dans la matrice silteuse ou argileuse (structure empâtée, caractéristique des "wackes", voir ci-dessous) ou une franche dispersion des gros grains au sein de la matrice (structure dispersée).

Dans les structures jointives, on peut avoir un simple ciment de contact, conservant à la roche une porosité importante, mais le plus souvent, le ciment comble la totalité des interstices entre les grains. Dans les "quartzites", les grains de quartz s'entourent d'une auréole d'accroissement formée de quartz, de même orientation optique que le grain détritique. Le phénomène de croissance syntaxique peut être mis en évidence lorsque les grains du sable primitif possédaient un mince revêtement ("coating") d'oxydes de fer.

Composition minéralogique

On peut envisager la composition minéralogique des grès sous des aspects très différents:

  • selon la nature minéralogique du liant: grès à ciment siliceux, calcaire, ferrugineux, etc.; et d'après la présence de constituants minéraux exceptionnels (grès glauconifères, micacés,...);
  • on peut aussi opposer les constituants stables (quartz, débris de chert et de quartzite) aux constituants instable, c-à-d; aisément altérables comme les feldspaths, les micas, les débris de roches en général. Cette distinction conduit à la notion de maturité des sédiments qui se traduit non seulement par la disparition progressive des constituants instables mais également par l'élimination de la matrice argileuse, par l'amélioration du classement granulométrique et par l'augmentation du degré d'arrondi des grains.

Passons en revue les constituants majeurs des grès:

  • le quartz: c'est, en raison de sa résistance à l'altération, de loin le constituant le plus fréquent des grès. Diverses tentatives ont été réalisées quant à la détermination de la provenance des quartz, mais en général, les résultats ont été décevants. On peut dire néanmoins que les quartz monocristallins à extinction ondulante proviendraient de précurseurs plutoniques ou métamorphiques, alors que les quartz à extinction uniforme proviendraient de roches volcaniques ou de grès recyclés. Les quartz provenant de grès recyclés possèdent souvent une relique d'un ciment syntaxique précipité durant un ancien épisode de lithification. La cathodoluminescence peut également aider à distinguer entre quartz de provenances différentes (Götte & Richter, 2006, p. ex.);
  • les feldspaths: suite à leur fragilité (clivage) et leur grande altérabilité, les feldspaths forment rarement plus de 10 à 15% des grès. Une proportion importante de feldspaths dans un grès doit donc être considérée comme "anormale". Elle peut indiquer soit un climat où l'altération chimique est faible (aridité, gel permanent), soit la présence de reliefs, responsables d'un transit rapide des sédiments vers le bassin;
  • les fragments lithiques: comme les roches plutoniques ont tendance à se désagréger avant leur incorporation dans le sédiment, les fragments lithiques les plus fréquents sont des morceaux de roches volcaniques, de schistes, de cherts;
  • les micas et les minéraux des argiles: les micas sont fréquents dans les grès. Leur granulométrie les range dans les fractions silteuse et sableuse. Les argiles forment la matrice. Il est généralement difficile de déterminer si leur minéralogie est originelle (matériel détritique) ou est le résultat de la diagenèse.

Granulométrie

Plusieurs méthodes existent suivant les classes granulométriques et le fait que l'on étudie un sédiment meuble ou consolidé. Dans ce dernier cas, en dehors de situations exceptionnelles où il est possible de désagréger le sédiment sans l'altérer (grès à ciment calcaire soluble dans l'HCL), il faut renoncer à faire des analyses granulométriques par tamisage; on ne peut que procéder à des comptages linéaires sous le microscope, de la façon suivante:

  • le long d'une ligne, on mesure les longueurs interceptées par tous les grains dont la longueur apparente La est égale ou supérieure à une valeur donnée;
  • la somme des longueurs interceptées, pour une même gamme de longueurs apparentes (par exemple: de 0,1 à 0,2 mm; de 0,2 à 0,3 mm, etc.) représente la fréquence de cette catégorie.

Les résultats obtenus par cette méthode sont cependant entachés d'erreurs dues au caractère aléatoire des sections de grains et à l'accroissement des grains par précipitation syntaxique. Au terme d'une étude comparative des granulométries apparentes et réelles de différents sédiments, Friedman (1962) a établi un graphique permettant de comparer la distribution apparente d'un grès sous le microscope à celle qui serait déterminée par tamisage du sable correspondant.

Actuellement, l'utilisation de méthodes automatiques basées sur l'analyse d'image permet des développements intéressants dans ce domaine (augmentation de la précision, du nombre d'analyses,...).

Classification

La plupart des classifications modernes font intervenir la composition minéralogique du grès et sa teneur en matrice fine. La classification la plus utilisée semble être celle proposée par Dott en 1964 (Fig. III.1). Pour combiner la composition minéralogique des grès (évaluée sur un diagramme triangulaire quartz-feldspath-fragments lithiques) avec la teneur en matrice fine (<30 µm), Dott a choisi de diviser les grès en trois grands groupes: les arénites, les wackes et les mudrocks.

Fig. III.1: classification des grès suivant Dott (1964). Le petit triangle à droite suggère une classification des greywackes lithiques sur base de la nature des fragments rocheux.

Sans nier l'intérêt de cette classification, il faut néanmoins souligner les points suivants:

  • il s'agit d'une classification pétrographique; elle ne tient pas compte de toutes les données de terrain, souvent très importantes dans l'interprétation d'un grès: structures sédimentaires, géométrie du corps sédimentaire, autres faciès associés latéralement et verticalement;
  • elle requiert normalement un comptage de points (500 points en général);
  • les grains autres que le quartz, les feldspath et les fragments lithiques ne sont pas pris en compte;
  • la matrice est définie comme la fraction inférieure à 30 µm. A vrai dire, une matrice représente la fraction granulométrique plus fine comblant les interstices entre les plus gros grains d'un sédiment. Le terme implique donc une taille relative et une disposition particulière et non pas une granulométrie particulière;
  • les teneurs limites en matrice qui délimitent les domaines des arénites, des wackes et des mudrocks ont été choisies arbitrairement et varient en conséquence d'un auteur à l'autre. Il est clair que ces valeurs arbitraires deviendraient inutiles si l'on prenait en considération la structure d'agrégat: structure jointive pour les arénites et structure empâtée pour les wackes.

Nonobstant ces remarques, cette classification a l'avantage d'être très utilisée et elle permet de distinguer quatre grandes familles de roches, correspondant à des origines distinctes, les arénites quartziques, les arkoses, les arénites lithiques et les wackes.

Les arénites quartziques sont constituées essentiellement de grains de quartz, chert, quartzite associés à quelques minéraux lourds résistants. Leur couleur est claire. Ce sont des sédiments matures, c-à-d débarrassés des constituants instables, généralement bien triés et dont les grains possèdent un bon arrondi. Ce type de sédiment s'observe depuis la base de la zone d'action des vagues de tempête jusqu'au milieu continental: plages, dunes, barrières, rides, etc... Le matériau provient typiquement de l'érosion de zones continentales stables à relief faible.

Les arkoses ou arénites feldspathiques sont composées principalement de quartz et de feldspath. Ce sont des roches claires, souvent roses ou rougeâtres. L'orthose et le microcline sont plus abondants que les plagioclases quand la croûte continentale représente la source principale du sédiment; dans le cas contraire, une source volcanique doit être suspectée. On y observe aussi des micas et des fragments de roches. Les arkoses ne sont pas des sédiments aussi matures que les arénites quartziques: elles sont généralement plus grossières et moins bien triées que ces dernières (sauf certaines arkoses éoliennes de milieu désertique). Beaucoup d'arkoses sont des sédiments continentaux, de type cône alluvial, "point bar" de rivière, voire plage. La présence du feldspath implique, comme dit plus haut, un climat aride (désertique ou arctique) et/ou un relief accusé (soulèvements récents, failles actives). Certaines arkoses sont des "reliques", accumulées en tout début de transgression marine et surmontées par des arénites quartziques.

Les arénites lithiques sont constituées de fragments de quartz et de roches diverses. Le mélange de quartz et de débris divers leur donne un aspect "poivre et sel". Les feldspath sont généralement peu abondants, les micas sont communs. Ces sédiments s'observent aussi bien dans des cônes alluviaux que des turbidites. Il s'agit de dépôts immatures, à proximité de reliefs vigoureux.

Les wackes (graywackes): ce sont des roches généralement sombres, constituées d'une matrice et de grains de quartz, de chert, de calcaire, de roches volcaniques, de schiste, de feldspath (souvent anguleux). Il s'agit de sédiments immatures, mis en place par des courants de turbidité. On y retrouve en effet les granoclassements et les autres structures sédimentaires produites par ce type d'agent de transport et de dépôt. Il faut faire attention au caractère primaire de la matrice et veiller, pour l'interprétation, à ce qu'il ne s'agisse pas plutôt d'une arkose dont les grains de feldspath ont été complètement altérés.

Pour les sédiments "mixtes", comprenant à la fois des grains de quartz et de carbonate ou de la boue calcaire et siliciclastique, la classification de Mount (1985) est recommandée.

Exemples de roches détrtiques en lame mince. A: quartzophyllade; noter la réfraction de la schistosité (S1) et la stratification (S0), soulignée par un lit plus grossier; B: schiste à chlorite (flèche); C: arénite quartzique à structure quartzitique; D: quartzwacke.

LES SABLES

Ce qui a été dit au sujet de la composition minéralogique, de la classification et de l'interprétation environnementale des grès est évidemment valable pour les sables.

En ce qui concerne les analyses granulométriques, on consultera le cours de "processus sédimentaires".

CONGLOMERATS ET BRECHES

Les conglomérats (appelés aussi poudingues) sont des roches cohérentes constituées de galets arrondis à subanguleux d'un diamètre supérieur à 2 mm et d'un liant. Le terme brèche s'applique non seulement aux brèches sédimentaires constituées d'accumulations d'éléments anguleux, mais aussi aux roches broyées le long des accidents tectoniques (brèche de faille ou brèche cataclastique) et aux projections volcaniques grossières recimentées (brèches pyroclastiques).

Les conglomérats et brèches ne représentent qu'un à deux % des roches détritiques et sont généralement d'extension limitée (dans le temps et l'espace). La corrélation stratigraphique de ces unités est difficile, car elles manquent en général à la fois de macro- et de microfossiles.

Composition

Suite à la grande taille des constituants (plus grande que la taille moyenne des cristaux de la plupart des roches), ce sont les fragments lithiques qui dominent. Comme dans le cas des grès, on peut classer ces fragments en fonction de leur résistance décroissante à l'altération: quartzite, quartz filonien, rhyolite, roches plutoniques et métamorphiques, calcaire, schiste. La présence de constituants instables indique un faible transport/altération.

Texture (la texture traite des relations de grain à grain dans une roche)

Les études texturales sont effectuées directement sur le terrain (pour la granulométrie, par exemple: même méthode que pour les grès, avec une ligne matérialisée par une ficelle).

Le classement est généralement moins bon que dans le cas des grès. De plus, beaucoup de conglomérats présentent une distribution granulométrique bi- ou polymodale. C'est le cas par exemple des conglomérats d'origine fluviatile qui ont un mode pour la matrice sableuse et un mode pour la fraction grossière. Ces deux modes correspondent à deux types de transport différents: traction pour les galets et suspension pour les sables. Les conglomérats très riches en matrice sont encore plus mal classés: ceci reflète leur mise en place par des agents de transport à faible pouvoir de classement tels que glace, courants de turbidité, écoulements en masse.

La forme: d'une manière générale, la forme des débris reflète plus la nature des roches que le type d'agent de transport (granites, grès,... donnent des galets grossièrement équidimensionnels; schiste, gneiss, des galets allongés). Deux exceptions: les galets striés transportés par les glaciers et les fameux "dreikanter" façonnés par le vent du désert.

L'arrondi: le degré d'arrondi dépend évidemment de la nature du matériau de départ, du type d'agent de transport et de la durée du transport. On a montré que des fragments de calcaire sont bien arrondis après quelques dizaines de km de transport fluviatile. Même des roches aussi résistantes que des quartzites sont bien arrondies après un transport d'une centaine de km.

La morphologie de surface: contrairement aux sédiments plus fins, où l'étude de la surface des grains exige le MEB, le microrelief des galets est aisément observable. Il inclut les striations (glaciers), les marques d'impact (croissants), les impressions (au cours de la compaction, diagenèse), le poli (éolien).

La fabrique ou organisation tridimensionnelle des éléments: les éléments de certains conglomérats possèdent une orientation d'ensemble spécifique: on l'appelle "imbrication". Les conglomérats d'origine fluviatile, glaciaire, marine, montrent généralement ce type d'imbrication (souvent parallèle, rarement perpendiculaire à la direction de transport), contrairement aux conglomérats et brèches issus d'écoulements gravitaires.

Classification

Les conglomérats (et brèches) peuvent être qualifiés d'après la dimension de leurs constituants (pisaire, ovaire, céphalaire, etc.), d'après la diversité lithologique plus ou moins grande des galets (conglomérats polymictiques ou polygènes d'une part; conglomérats oligomictiques ou monogènes d'autre part), selon la provenance locale ou lointaine des cailloux (conglomérats intraformationnels ou extraformationnels) ou encore suivant la nature du liant ou sa proportion (orthoconglomérats: moins de 15% de matrice, structure jointive; paraconglomérats, plus de 15%, structure empâtée à dispersée).

Prothero & Schwab (1996) proposent une classification dichotomique d'application aisée sur le terrain (Fig. III.2). Ce schéma distingue d'abord (1) les conglomérats et brèches intra- et extraformationnels, sur base de la provenance des constituants. Il faut noter que dans le cas d'un conglomérat intraformationnel, c-à-d formé pratiquement sur place, la matrice et les cailloux ont souvent la même lithologie. Exemples de brèches ou conglomérats intraformationnels: conglomérats littoraux à éléments calcaires issus du remaniement de copeaux de dessiccation; conglomérats à éléments argileux formés par des augmentations brutales de la vitesse de courants dans des rivières ou des canyons sous-marins.

Exemple de galets intraformationnels: fragments de boue légèrement indurée, érodés par les courants. Plage près de la Chapelle Sainte-Anne, Baie du Mont-Saint-Michel, France.

On distingue ensuite (2), sur base de la teneur en matrice (valeur-pivot: 15%), les ortho- des paraconglomérats. Les premiers sont mis en place par des écoulements d'eau qui opèrent un classement des débris. Les galets sont déposés en période d'écoulement rapide, tandis que la matrice fine est déposée lors de phases de ralentissement de l'agent de transport et elle s'infiltre entre les cailloux (exemples: rivières, plages). Les paraconglomérats par contre, sont généralement déposés par la glace ou les glissements en masse.

L'étape suivante (3) consiste à distinguer au sein des conglomérats (extraformationnels), les conglomérats polymictiques des conglomérats oligomictiques. Ces derniers sont formés presqu'exclusivement de quelques variétés de roches très résistantes: quartz filonien, quartzite, chert. Dans les conglomérats polymictiques, on observe des éléments de roches moins stables à l'altération comme des basaltes, des schistes et des calcaires. Comme dans le cas des grès, ceci implique un relief vigoureux et/ou une altération chimique faible.

Les paraconglomérats sont subdivisés (4) sur la base de la nature et de la fabrique de leur matrice. Ainsi, on observe des paraconglomérats à matrice argileuse ou argilo-silteuse laminaire dans lesquels les galets, blocs, déforment les laminations proches. Ces blocs sont des "dropstones", c-à-d. soit des éléments amenés par des icebergs ou des débris flottants qui tombent ensuite (fonte, pourrissement du support) sur les sédiments fins du fond marin ou lacustre, soit encore des bombes volcaniques. Les paraconglomérats à matrice non laminaire sont soit des tillites (d'origine glaciaire donc associés à des galets striés, dépôts varvaires, etc.), soit des tilloïdites (formées par des glissements en masse).

Fig. III.2: classification des conglomérats et brèches d'après Prothero & Schwab (1996).

A: orthoconglomérat oligomictique; B: paraconglomérat à matrice non laminaire: tillite.

LES SEDIMENTS ARGILEUX ET SILTEUX

Ces sédiments représentent entre 50% et 80% de la colonne stratigraphique. Leur étude pétrographique et leur classification est moins avancée que celle des grès et des calcaires, en raison de leur granulométrie très fine, en partie sous le pouvoir de résolution du microscope. Leur importance économique est cependant grande, avec des applications industrielles multiples comme la fabrication des ciments, des briques, des céramiques, etc.

COMPOSITION

La composition des roches silto-argileuses est relativement constante: le shale (voir ci-dessous) moyen comprendrait 30% de quartz, 10% de feldspath et 50% de minéraux argileux (ou de micas), avec les 10% restants constitués de carbonates ou d'oxydes de fer.

Les minéraux argileux sont le produit de l'altération de roches sédimentaires, métamorphiques et ignées. Ces dernières ne contiennent pas de minéraux argileux préexistants, mais un de leurs constituants, les feldspaths, sont aisément dégradables en argiles.

La nature des minéraux argileux (diffraction X) des roches détritiques a souvent été utilisée comme indicateur de paléoenvironnement ou de diagenèse (voir ci-dessous).

CLASSIFICATION

Ces roches appartiennent au grand groupe des "mudrocks" (littéralement "roches de boue") des géologues anglais. Ce groupe comprend tous les sédiments siliciclastiques constitués majoritairement d'éléments de la taille des silts (1/16 à 1/256 mm ou 0,062 à 0,004 mm) et des argiles (< 1/256 mm ou 0,004 mm).

Le tableau suivant est une proposition de classification, basée sur les commentaires de Lundegard & Samuels (1980):

sédiments meubles

indurés

faible métamorphisme

métamorph. plus élevé

silt

siltite

quartzite

2/3 silt

mud

NON LAMINAIRE: mudstone, siltite argileuse?

LAMINAIRE et FISSILE (// à S0): mudshale, siltite argileuse?

CLIVAGE: slate, schiste silto-argileux

argillite (pas de clivage)

CLIVAGE: schist, ardoise, phyllade

1/3 silt

clay (argile)

NON LAMINAIRE: claystone, argilite?

LAMINAIRE et FISSILE (// à S0): clayshale

CLIVAGE: slate, schiste argileux

argillite (pas de clivage)

CLIVAGE: schist, ardoise, phyllade

Tableau III.2: classification des "mudrocks" (les termes français sont en italique)

Ce tableau montre que le vocabulaire français est moins précis que le vocabulaire anglo-saxon: nous manquons de mots pour désigner les shales et les mudstones (notons que ce terme anglais peut amener la confusion avec les mudstones calcaires).

Les shales sont donc des argiles compactées, plus ou moins riches en silts, présentant une fissilité parallèlement à la stratification. En Belgique, on utilise souvent sur le terrain, le terme "schiste" (="slate") qui doit s'appliquer à une roche indurée de granulométrie fine, affectée d'une schistosité (c-à-d d'un clivage dû à une dissolution et une simple réorientation des minéraux sous l'effet des pressions tectoniques ). Les termes ardoise ou phyllade par contre, impliquent un métamorphisme: la plus grande partie des minéraux ont recristallisé, des espèces nouvelles sont apparues. Les minéraux ainsi développés sont allongés dans des plans perpendiculaires à la pression tectonique ou lithostatique. Parallèlement à ces plans, la roche se débite en fines plaquettes luisantes, d'aspect finement cristallin .

L'analyse granulométrique proprement dite ne peut être pratiquée que sur des sédiments meubles. La détermination des différentes classes est basée sur des techniques appliquant la loi de Stokes.

A la classification granulométrique des sédiments s'ajoutent d'autres caractéristiques, celles-ci résultant soit d'analyses microscopiques, soit d'observations macroscopiques:

- la coloration, en cassure fraîche pour les roches indurées (utiliser éventuellement une échelle de teintes). Il s'agit d'une caractéristique importante qui renseigne sur l'état d'oxydation du fer (Fe3+ rouge; Fe2+ vert) et sur la présence de matière organique (schistes noirs);

- la présence de bioturbations, de laminations;

- la minéralogie de la fraction silteuse (quartzitique, feldspathique, micacée, chloritique).

LES ENVIRONNEMENTS DE DEPOT DES ROCHES DETRITIQUES

Il ne s'agit ici que d'une introduction. Des traités entiers sont consacrés à l'identification des milieux de dépôt des sédiments détritiques.

Cette démarche interprétative est d'une certaine manière plus délicate encore que dans le cas des environnements carbonatés car manquent souvent ici les informations importantes livrées par l'écologie des communautés organiques. Dans de nombreux cas, seules des informations issues de l'interprétation des figures sédimentaires, de la granulométrie, de la géométrie des corps sédimentaires seront disponibles. Une grande prudence s'impose donc: des sédiments presque analogues, issus d'environnements différents ne sont pas rares. Tout est dans le "presque"...

Par commodité, nous envisagerons d'abord les sédiments fins, ensuite les sables et graviers. Il est cependant évident que ces dépôts se retrouvent mêlés dans plusieurs types de milieux, fleuves, littoraux, etc.

ARGILES ET SILTS

Sédiments résiduels

Ces dépôts continentaux sont rares dans l'histoire géologique, car ils sont en général remaniés au cours des épisodes transgressifs.

On en connaît cependant un certain nombre d'exemples, dont l'identification est importante, car ce sont des marqueurs d'émersion relativement prolongée. Il s'agit, en milieu siliciclastique, des silcretes. Les structures déterminantes de ce type de formation (rhizocrétions, nodules, marmorisation, etc.) sont les mêmes que celles des calcretes (voir cours de processus sédimentaires). Un bon exemple de ces sols sont les niveaux à radicelles au mur des veines de charbon dans le Houiller. Ces niveaux contiennent des radicelles et des nodules de sidérite. Un autre exemple important est la bauxite, accumulation de matériaux insolubles suite aux processus de "ferrallitisation" ou de "latérisation".

La nature minéralogique des argiles des sols est fréquemment utilisée comme indicateur paléoclimatique.

Sédiments détritiques

La grande majorité des siltites et argilites provient de l'érosion continentale. Ces matériaux fins sont généralement transportés en suspension par les rivières et déposés dans des environnements calmes (plaines d'inondation, lacs, deltas, océan).

Le vent est aussi un agent de transport important, remaniant des matériaux issus d'environnements désertiques (déserts chauds ou froids) et les déposant en milieu continental sous la forme de loess ou dans les océans. Le transport par la glace est à la base de la formation des moraines. Envisageons plus en détail le transport par l'eau.

(1) En milieu continental, on distingue assez facilement les boues de plaine d'inondation fluviale des boues lacustres:

- les boues des plaines alluviales sont associées à des corps sableux (chenaux, voir plus bas) et montrent souvent des indices de pédogenèse (nodules, racines, etc.);

- il existe un grand nombre de types de boues lacustres, en fonction de la géochimie des lacs, du climat, de la nature des apports, de la productivité organique. Une caractéristique commune est néanmoins la présence d'une lamination millimétrique. Ces sédiments laminaires sont appelés varves. La rythmicité peut être due à des proliférations planctoniques ou des apports saisonniers de sédiments. Comme dans le cas des bassins océaniques, des black shales peuvent se former dans des lacs dont les eaux profondes sont déficitaires en oxygène.

(2) En environnement marin, les sédiments fins se déposent dans des zones de bathymétrie très différente: depuis la côte, en milieu protégé ou le long de "muddy coastlines" jusqu'à l'océan profond.

- Les "muddy coastlines" sont adjacentes à des estuaires de grands fleuves, amenant d'importantes quantités de matériaux fins. Un grand nombre de sous-environnements sont possibles, suivant la morphologie, le climat, etc: par exemple: "tidal flats", mangroves,... Des boues inter- à supratidales sont également déposées dans des fonds de baies (exemple: baie du Mont St-Michel) ou dans des lagunes, protégées des vagues par une barrière (exemples anciens: Marnes de Strassen, Formation d'Evieux).

Critères d'identification des boues côtières

- présence de chenaux de marée remaniant éventuellement des sédiments plus grossiers;

- lentilles sableuses avec stratification entrecroisée bidirectionnelle ("herringbone"), formées par les courants de marée;

- sédiments mixtes sablo-argileux avec structures en "flaser bedding";

- structures liées à l'émersion: polygones de dessiccation, galets mous, etc;

- flore et faune caractéristiques (voire adaptées à des milieux saumâtres ou hypersalins);

- horizons pédogénétiques, traces de racines.

- Au-delà des sables côtiers, en direction de la pleine mer et à partir d'une certaine profondeur (sous la zone d'action des vagues "normales"), on trouve une vaste aire occupée par des boues détritiques ("nearshore mud belt"). La position de cette ceinture dépend bien sûr du caractère plus ou moins énergique de la houle. Pour des côtes nettement exposées, la ceinture boueuse peut être fortement déplacée vers le large. On peut utiliser les critères d'identification suivants:

Critères d'identification des boues de plate-forme (nearshore mud belt)

- boues généralement bioturbées, riches en épifaune et endofaune (avec un caractère normal, c-à-d. non restreint);

- organismes pélagiques fréquents;

- des passées plus grossières traduisent des augmentations temporaires de l'agitation: ce sont les tempestites (Figs. III.8A et B). Selon leur éloignement relatif du rivage, leur fréquence et leur épaisseur diminue. Un très bel exemple de boues à tempestites est la Formation de la Famenne et la Formation d'Esneux. De la base vers le sommet de cette grande séquence, l'évolution des tempestites souligne une progradation côtière;

- ces boues passent souvent verticalement, par progradation, à des corps sableux (barrière, plage).

- Les sédiments déposés en eaux plus profondes, en milieu océanique, sont appelées boues hémipélagiques. Ce type de dépôt couvre une part importante de la plate-forme externe, des talus et des bassins océaniques. Dans l'océan actuel, des eaux froides, denses et bien oxygénées plongent au niveau des régions polaires et diffusent vers les latitudes moins élevées: ces courants sont responsables d'une bonne oxygénation des fonds marins. Les boues hémipélagiques possèdent généralement les caractères suivants:

Critères d'identification des boues hémipélagiques

- les seuls organismes présents sont pélagiques: diatomées, foraminifères planctoniques, coccolithes (Mésozoïque-Actuel), radiolaires (Paléozoïque-Actuel), céphalopodes (Paléozoïque supérieur-Mésozoïque), graptolites (Paléozoïque inférieur);

- on y observe des turbidites et des écoulements de débris ("débris flows") (Fig. III.10). Le Cambro-Ordovicien belge est riche en formations turbiditiques: citons en exemple les Formations de Tubize (Massif de Brabant) et de Jalhay (Massif de Stavelot);

- des encroûtements de fer et de manganèses sont parfois présents;

- on peut observer des remaniements, des érosions, des graviers ("lag-deposits") dûs à des courants de fond;

Les argiles sont un constituant important des boues hémipélagiques (voir Fig. V.1). Les espèces minérales les plus abondantes sont l'illite, la smectite et la kaolinite; la chlorite et certains interstratifiés sont également assez répandus. D'une manière générale, ces minéraux sont issus des terres émergées et reflètent de manière assez précise la nature des argiles compris dans les formations continentales superficielles. De fait, si l'on examine la Fig. III.3, on constate:

  • une augmentation de la kaolinite dans les sédiments proches des zones équatoriales, au débouché des grands fleuves; en effet, la kaolinite est riche en Al et ne contient pas de cations solubles comme K, Ca, Na. Ceci indique que ce minéral se forme dans des conditions d'altération particulièrement intenses, où l'Al se concentre après exportation des autres éléments. Ces conditions correspondent à des sols acides et bien draînés en milieu tropical;
  • une prépondérance de la chlorite dans les zones froides où l'altération physique est prédominante (et où affleurent des roches Fe-Mg, évidemment);
  • beaucoup d'illite là où l'apport terrigène est important: latitudes élevées, embouchures de grands fleuves, zones à fort apport éolien comme le Pacifique N (vents d'ouest); l'illite est le principal produit d'altération des feldspaths et des micas en climat tempéré; elle est abondante dans les sols neutres ou légèrement alcalins;
  • une dominance de la smectite (contenant du Fe et du Mg) à proximité de zones relativement arides où un faible drainage autorise la rétention de Mg, Ca, Na; on l'observe communément dans les produits d'altération des roches ferromagnésiennes; on la trouve aussi le long des rides médio-océaniques (altération des basaltes);
  • la présence de palygorskite dans des sédiments issus du remaniement de caliches ou d'évaporites.

Ces observations sont valables pour l'océan actuel: à partir d'un certain degré d'enfouissement, le cortège argileux évolue par diagenèse vers un assemblage illite-chlorite. L'utilisation des argiles comme indicateur climatique est donc à manier avec précaution.

- Dans certains bassins isolés, où la circulation des eaux est trop faible pour renouveler l'oxygène du fond, la matière organique s'accumule dans le sédiment et donne naissance à des "black shales". Certains de ces dép&o

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