Roche sédimentaire

Roche sédimentaireClassification basée sur l'origineetClassification basée sur la composition

Les roches sédimentaires sont des types de roches qui sont formées par l'accumulation ou le dépôt de particules minérales ou organiques à la surface de la Terre , suivi d'une cimentation . La sédimentation est le nom collectif des processus qui provoquent la stabilisation de ces particules. Les particules qui forment une roche sédimentaire sont appelées sédiments et peuvent être composées de détritus géologiques (minéraux) ou de détritus biologiques (matière organique). Les détritus géologiques proviennent des intempéries et de l' érosiondes roches existantes, ou de la solidification de gouttes de lave en fusion éclatées par les volcans. Les détritus géologiques sont transportés vers le lieu de dépôt par l'eau, le vent, la glace ou le mouvement de masse , appelés agents de dénudation . Les détritus biologiques étaient constitués de corps et de parties (principalement des coquilles) d'organismes aquatiques morts, ainsi que de leur masse fécale, en suspension dans l'eau et s'empilant lentement sur le plancher des plans d'eau ( neige marine ). La sédimentation peut également se produire lorsque les minéraux dissous précipitent dans la solution aqueuse.

Séquence marine marginale du Trias moyen de siltstones (couches rougeâtres à la base de la falaise) et de calcaires (roches brunes au-dessus), Formation Virgin , sud - ouest de l' Utah , États-Unis

La couverture rocheuse sédimentaire des continents de la croûte terrestre est étendue (73% de la surface terrestre actuelle de la Terre [1] ), mais la roche sédimentaire est estimée à seulement 8% du volume de la croûte terrestre. [2] Les roches sédimentaires ne sont qu'un placage mince sur une croûte constituée principalement de roches ignées et métamorphiques . Les roches sédimentaires sont déposées en couches sous forme de strates , formant une structure appelée litière . Les roches sédimentaires sont souvent déposées dans de grandes structures appelées bassins sédimentaires . Des roches sédimentaires ont également été découvertes sur Mars .

L'étude des roches sédimentaires et des strates rocheuses fournit des informations sur le sous-sol utiles pour le génie civil , par exemple dans la construction de routes , maisons , tunnels , canaux ou autres structures. Les roches sédimentaires sont également d'importantes sources de ressources naturelles, notamment le charbon , les combustibles fossiles , l'eau potable et les minerais .

L'étude de la séquence des strates de roches sédimentaires est la principale source de compréhension de l' histoire de la Terre , y compris la paléogéographie , la paléoclimatologie et l' histoire de la vie . La discipline scientifique qui étudie les propriétés et l'origine des roches sédimentaires s'appelle la sédimentologie . La sédimentologie fait partie à la fois de la géologie et de la géographie physique et recoupe en partie d'autres disciplines des sciences de la Terre , telles que la pédologie , la géomorphologie , la géochimie et la géologie structurale .


Uluru (Ayers Rock) est une grande formation de grès dans le Territoire du Nord , en Australie .

Les roches sédimentaires peuvent être subdivisées en quatre groupes en fonction des processus responsables de leur formation: les roches sédimentaires clastiques, les roches sédimentaires biochimiques (biogéniques), les roches sédimentaires chimiques et une quatrième catégorie pour les «autres» roches sédimentaires formées par les impacts, le volcanisme et autres processus mineurs.

Roches sédimentaires clastiques

Claystone déposé à Glacial Lake Missoula , Montana , États-Unis . Remarquez la litière très fine et plate, courante pour les dépôts provenant des lits des lacs plus éloignés de la source de sédiments.

Les roches sédimentaires clastiques sont composées de fragments de roche ( clastes ) qui ont été cimentés ensemble. Les clastes sont généralement des grains individuels de quartz , de feldspath , de minéraux argileux ou de mica . Cependant, tout type de minéral peut être présent. Les clastes peuvent également être des fragments lithiques composés de plus d'un minéral.

Les roches sédimentaires clastiques sont subdivisées en fonction de la taille de particule dominante. La plupart des géologues utilisent l' échelle granulométrique Udden-Wentworth et divisent les sédiments non consolidés en trois fractions: gravier (> 2 mm de diamètre), sable (1/16 à 2 mm de diamètre) et boue (<1/256 mm de diamètre). La boue est divisée en limon (1/16 à 1/256 mm de diamètre) et en argile (<1/256 mm de diamètre). La classification des roches sédimentaires clastiques est parallèle à ce schéma; les conglomérats et les brèches sont principalement constitués de gravier , les grès sont principalement constitués de sable et les mudrocks sont principalement constitués de boue. Cette subdivision tripartite est reflétée par les grandes catégories de rudites , arénites et lutites , respectivement, dans la littérature plus ancienne.

La subdivision de ces trois grandes catégories est basée sur des différences de forme de clast ( conglomérats et brèches ), de composition ( grès ), de granulométrie ou de texture ( mudrocks ).

Conglomérats et brèches

Les conglomérats sont principalement composés de gravier arrondi , tandis que les brèches sont composées de gravier à dominante angulaire .

Grès

Roche sédimentaire avec du grès à Malte
Le Lower Antelope Canyon a été creusé dans le grès environnant à la fois par les intempéries mécaniques et par les intempéries chimiques. Le vent, le sable et l'eau des crues soudaines sont les principaux agents d'altération.

Les schémas de classification des grès varient largement, mais la plupart des géologues ont adopté le schéma de Dott, [3] qui utilise l'abondance relative des grains de charpente de quartz, de feldspath et lithique et l'abondance d'une matrice boueuse entre les plus gros grains.

Composition des grains de charpente
L'abondance relative des grains de charpente de la taille du sable détermine le premier mot d'un nom de grès. La dénomination dépend de la dominance des trois composants les plus abondants, le quartz , le feldspath ou les fragments lithiques provenant d'autres roches. Tous les autres minéraux sont considérés comme des accessoires et ne sont pas utilisés dans la dénomination de la roche, quelle que soit son abondance.
  • Les grès de quartz ont> 90% de grains de quartz
  • Les grès feldspathiques contiennent <90% de grains de quartz et plus de grains de feldspath que les grains lithiques
  • Les grès lithiques contiennent <90% de grains de quartz et plus de grains lithiques que les grains de feldspath
Abondance de matière de matrice boueuse entre les grains de sable
Lors du dépôt de particules de la taille du sable, l'espace entre les grains reste ouvert ou est rempli de boue (particules de la taille du limon et / ou de l'argile).
  • Les grès «propres» à pores ouverts (qui peuvent plus tard être remplis de matériau de matrice) sont appelés arénites.
  • Les grès boueux avec une matrice boueuse abondante (> 10%) sont appelés wackes.

Six noms de grès sont possibles en utilisant les descripteurs de la composition des grains (quartz, feldspathique et lithique) et la quantité de matrice (wacke ou arénite). Par exemple, une arénite de quartz serait composée principalement (> 90%) de grains de quartz et aurait peu ou pas de matrice argileuse entre les grains, un wacke lithique aurait des grains lithiques abondants et une matrice boueuse abondante, etc.

Bien que le schéma de classification de Dott [3] soit largement utilisé par les sédimentologues, les noms communs comme greywacke , arkose et grès de quartz sont encore largement utilisés par les non-spécialistes et dans la littérature populaire.

Boue

Les mudrocks sont des roches sédimentaires composées d'au moins 50% de particules de silt et d' argile . Ces particules à grains relativement fins sont couramment transportées par écoulement turbulent dans l'eau ou dans l'air, et déposées lorsque l'écoulement se calme et que les particules se déposent hors de la suspension .

La plupart des auteurs utilisent actuellement le terme «mudrock» pour désigner toutes les roches composées principalement de boue. [4] [5] [6] [7] Les mudrocks peuvent être divisés en siltstones, composés principalement de particules de la taille du limon; des mudstones avec un mélange sous-égal de particules de la taille du limon et de l'argile; et les argiles, composées principalement de particules de la taille de l'argile. [4] [5] La plupart des auteurs utilisent le « schiste » comme terme pour un mudrock fissile (indépendamment de la taille du grain) bien que certains ouvrages plus anciens utilisent le terme «schiste» comme synonyme de mudrock.

Roches sédimentaires biochimiques

Affleurement de schiste bitumineux de l' Ordovicien ( kukersite ), nord de l'Estonie

Les roches sédimentaires biochimiques sont créées lorsque les organismes utilisent des matériaux dissous dans l'air ou l'eau pour construire leurs tissus. Les exemples comprennent:

  • La plupart des types de calcaire sont formés à partir des squelettes calcaires d'organismes tels que les coraux , les mollusques et les foraminifères .
  • Le charbon , formé à partir de plantes qui ont éliminé le carbone de l'atmosphère et l'ont combiné avec d'autres éléments pour construire leurs tissus.
  • Dépôts de chert formés à partir de l'accumulation de squelettes siliceux d'organismes microscopiques tels que radiolaires et diatomées .

Roches sédimentaires chimiques

La roche sédimentaire chimique se forme lorsque les constituants minéraux en solution deviennent sursaturés et précipitent de manière inorganique . Les roches sédimentaires chimiques courantes comprennent le calcaire oolithique et les roches composées de minéraux évaporites , tels que l' halite (sel gemme), la sylvite , la baryte et le gypse .

Autres roches sédimentaires

Cette quatrième catégorie divers comprend le tuf volcanique et les brèches volcaniques formées par le dépôt et la cimentation ultérieure de fragments de lave éclatés par les volcans, et les brèches d'impact formées après des événements d'impact .

  • Roches sédimentaires sur Mars, étudiées par le rover Curiosity Mars de la NASA

  • Strates de roches sédimentaires à forte inclinaison le long de la route de Chalous dans le nord de l'Iran

  • Vestiges stratifiés du cône de cendres Pu'u Mahana .

Fossiles de gastéropodes marins Nerinea de l' âge du Crétacé supérieur ( Cénomanien ), dans le calcaire au Liban

Alternativement, les roches sédimentaires peuvent être subdivisées en groupes de composition en fonction de leur minéralogie:

  • Les roches sédimentaires siliciclastiques sont principalement composées de minéraux silicatés . Les sédiments qui composent ces roches ont été transportés sous forme de charge de lit , de charge suspendue ou par des écoulements gravitaires de sédiments . Les roches sédimentaires siliciclastiques sont subdivisées en conglomérats et brèches , grès et mudrocks .
  • Les roches sédimentaires carbonatées sont composées de calcite ( CaCO rhomboédrique
    3
    ), l'aragonite ( CaCO orthorhombique
    3
    ), dolomite ( CaMg (CO
    3
    )
    2
    ) et d'autres minéraux carbonatés basés sur le CO2−
    3
    ion. Les exemples courants incluent le calcaire et la dolomie rocheuse .
  • Les roches sédimentaires évaporitiques sont composées de minéraux formés par l'évaporation de l'eau. Les minéraux évaporites les plus courants sont les carbonates (calcite et autres à base de CO2−
    3
    ), chlorures ( halite et autres construits sur Cl-
    ) et les sulfates ( gypse et autres à base de SO2−
    4
    ). Les roches évaporitiques comprennent généralement de l' halite (sel gemme), du gypse et de l' anhydrite en abondance .
  • Les roches sédimentaires riches en matières organiques contiennent des quantités importantes de matière organique, généralement supérieures à 3% de carbone organique total . Les exemples courants comprennent le charbon , le schiste bitumineux ainsi que les roches mères pour le pétrole et le gaz naturel.
  • Les roches sédimentaires siliceuses sont presque entièrement composées de silice ( SiO
    2
    ), généralement sous forme de chert , d' opale , de calcédoine ou d'autres formes microcristallines.
  • Les roches sédimentaires riches en fer sont composées de> 15% de fer; les formes les plus courantes sont les formations de fer en bandes et les pierres de fer . [5]
  • Les roches sédimentaires phosphatiques sont composées de minéraux phosphatés et contiennent plus de 6,5% de phosphore ; les exemples comprennent les dépôts de nodules de phosphate , les lits osseux et les mudrocks phosphatés. [6]

Transport et dépôt de sédiments

Stratification croisée et affouillement dans un grès fin ; la formation de Logan ( Mississippien ) du comté de Jackson, Ohio

Les roches sédimentaires se forment lorsque les sédiments sont déposés hors des flux d'air, de glace, de vent, de gravité ou d'eau transportant les particules en suspension . Ce sédiment se forme souvent lorsque les intempéries et l' érosion décomposent une roche en matériau meuble dans une zone source. Le matériau est ensuite transporté de la zone source à la zone de dépôt. Le type de sédiment transporté dépend de la géologie de l' arrière - pays (la zone source des sédiments). Cependant, certaines roches sédimentaires, telles que les évaporites , sont composées de matériaux qui se forment sur le lieu de dépôt. La nature d'une roche sédimentaire ne dépend donc pas seulement de l'apport de sédiments, mais aussi de l' environnement sédimentaire de dépôt dans lequel elle s'est formée.

Transformation (diagenèse)

Solution de pression à l'œuvre dans une roche clastique . Alors que le matériau se dissout aux endroits où les grains sont en contact, ce matériau peut recristalliser à partir de la solution et agir comme ciment dans les espaces à pores ouverts. En conséquence, il y a un flux net de matière des zones soumises à une forte contrainte vers celles soumises à une faible contrainte, produisant une roche sédimentaire plus dure et plus compacte. Le sable meuble peut devenir du grès de cette manière.

À mesure que les sédiments s'accumulent dans un environnement de dépôt, les sédiments plus anciens sont enfouis par les sédiments plus jeunes et subissent une diagenèse. La diagenèse comprend tous les changements chimiques, physiques et biologiques, à l'exclusion de l'altération de surface, subis par un sédiment après son dépôt initial. Cela comprend le compactage et la lithification des sédiments. [8] Les premiers stades de la diagenèse, décrits comme l' éogenèse , ont lieu à de faibles profondeurs (quelques dizaines de mètres) et sont caractérisés par la bioturbation et des changements minéralogiques dans les sédiments, avec seulement un léger compactage. [9] L' hématite rouge qui donne aux grès rouges de lit leur couleur est probablement formée pendant l'éogenèse. [10] [8] Certains processus biochimiques , comme l'activité des bactéries , peuvent affecter les minéraux dans une roche et sont donc considérés comme faisant partie de la diagenèse. [11]

Un enfouissement plus profond s'accompagne d'une mésogenèse , au cours de laquelle la majeure partie du compactage et de la lithification a lieu. Le compactage se produit lorsque les sédiments sont soumis à une pression de mort-terrain (lithostatique) croissante des sédiments sus-jacents. Les grains de sédiments se déplacent dans des arrangements plus compacts, les grains de minéraux ductiles (comme le mica ) sont déformés et l'espace poreux est réduit. Les sédiments sont généralement saturés d' eau souterraine ou d'eau de mer lorsqu'ils sont déposés à l'origine, et à mesure que l'espace poreux est réduit, une grande partie de ces fluides connates sont expulsés. En plus de ce compactage physique, le compactage chimique peut avoir lieu via une solution sous pression . Les points de contact entre les grains sont les plus sollicités et le minéral filtré est plus soluble que le reste du grain. En conséquence, les points de contact sont dissous, permettant aux grains d'entrer en contact plus étroit. [8] La pression et la température accrues stimulent d'autres réactions chimiques, telles que les réactions par lesquelles la matière organique devient du lignite ou du charbon . [12]

La lithification suit de près le compactage, car l'augmentation des températures en profondeur accélère la précipitation du ciment qui lie les grains entre eux. La solution sous pression contribue à ce processus de cimentation , car le minéral dissous à partir des points de contact tendus est redéposé dans les espaces poreux non sollicités. Cela réduit encore la porosité et rend la roche plus compacte et plus compétente . [8]

L'ouverture de la roche sédimentaire enfouie s'accompagne de la télogenèse , troisième et dernière étape de la diagenèse. [9] Comme l'érosion réduit la profondeur de l'enfouissement, une nouvelle exposition à l' eau météorique produit des changements supplémentaires à la roche sédimentaire, comme le lessivage d'une partie du ciment pour produire une porosité secondaire . [8]

À température et pression suffisamment élevées, le domaine de la diagenèse cède la place au métamorphisme , le processus qui forme la roche métamorphique . [13]

Un morceau d'une formation de fer en bandes , un type de roche qui consiste en une alternance de couches d' oxyde de fer (III) (rouge) et d' oxyde de fer (II) (gris). Les BIF se sont principalement formés pendant le Précambrien , lorsque l'atmosphère n'était pas encore riche en oxygène. Moodies Group , Barberton Greenstone Belt , Afrique du Sud

Couleur

La couleur d'une roche sédimentaire est souvent principalement déterminée par le fer , un élément avec deux oxydes majeurs: l'oxyde de fer (II) et l' oxyde de fer (III) . L'oxyde de fer (II) (FeO) ne se forme que dans des conditions de faible teneur en oxygène ( anoxiques ) et donne à la roche une couleur grise ou verdâtre. L'oxyde de fer (III) (Fe 2 O 3 ) dans un environnement plus riche en oxygène se trouve souvent sous la forme de l' hématite minérale et donne à la roche une couleur rougeâtre à brunâtre. Dans les climats continentaux arides, les roches sont en contact direct avec l'atmosphère et l'oxydation est un processus important, donnant à la roche une couleur rouge ou orange. Des séquences épaisses de roches sédimentaires rouges formées dans les climats arides sont appelées lits rouges . Cependant, une couleur rouge ne signifie pas nécessairement la roche formée dans un environnement continental ou un climat aride. [14]

La présence de matière organique peut colorer une roche noire ou grise. La matière organique est formée d'organismes morts, principalement des plantes. Normalement, ce matériau se désintègre par oxydation ou activité bactérienne. Dans des circonstances anoxiques, cependant, la matière organique ne peut pas se décomposer et laisse un sédiment sombre, riche en matière organique. Cela peut, par exemple, se produire au fond des mers profondes et des lacs. Il y a peu de mélange d'eau dans de tels environnements; par conséquent, l'oxygène de l'eau de surface n'est pas abaissé et le sédiment déposé est normalement une fine argile sombre. Les roches sombres, riches en matière organique, sont donc souvent des schistes . [14] [15]

Texture

Diagramme montrant des grains bien triés (à gauche) et mal triés (à droite)

La taille , la forme et l'orientation des clastes (les morceaux de roche d'origine) dans un sédiment s'appellent sa texture . La texture est une propriété à petite échelle d'une roche, mais détermine nombre de ses propriétés à grande échelle, telles que la densité , la porosité ou la perméabilité . [16]

L'orientation 3D des clasts s'appelle le tissu de la roche. La taille et la forme des clastes peuvent être utilisées pour déterminer la vitesse et la direction du courant dans l'environnement sédimentaire qui a déplacé les clastes de leur origine; la boue fine et calcaire ne se dépose que dans l'eau calme tandis que le gravier et les gros clastes ne sont déplacés que par l'eau en mouvement rapide. [17] [18] La taille de grain d'une roche est généralement exprimée avec l'échelle de Wentworth, bien que des échelles alternatives soient parfois utilisées. La granulométrie peut être exprimée en diamètre ou en volume, et est toujours une valeur moyenne, car une roche est composée de clastes de tailles différentes. La distribution statistique des tailles de grains est différente pour les différents types de roches et est décrite dans une propriété appelée le tri de la roche. Lorsque tous les clastes sont plus ou moins de la même taille, la roche est dite «bien triée», et lorsqu'il y a une grande répartition de la taille des grains, la roche est dite «mal triée». [19] [20]

Diagramme montrant l' arrondi et la sphéricité des grains

La forme des clastes peut refléter l'origine de la roche. Par exemple, la coquina , une roche composée de clastes de coquilles brisées, ne peut se former que dans de l'eau énergétique. La forme d'un clast peut être décrite en utilisant quatre paramètres: [21] [22]

  • La texture de surface décrit la quantité de relief à petite échelle de la surface d'un grain qui est trop petit pour influencer la forme générale. Par exemple, les grains givrés , qui sont couverts de fractures à petite échelle, sont caractéristiques des grès éoliens. [23]
  • L'arrondi décrit la régularité générale de la forme d'un grain.
  • La sphéricité décrit le degré auquel le grain s'approche d'une sphère .
  • La forme du grain décrit la forme tridimensionnelle du grain.

Les roches sédimentaires chimiques ont une texture non clastique, entièrement constituée de cristaux. Pour décrire une telle texture, seule la taille moyenne des cristaux et du tissu est nécessaire.

Minéralogie

Collage global d'échantillons de sable. Il y a un centimètre carré de sable sur chaque exemple de photo. Échantillons de sable rangée par rangée de gauche à droite: 1. Sable de verre de Kauai, Hawaii 2. Sable de dune du désert de Gobi 3. Sable de quartz avec glauconite verte d'Estonie 4. Sable volcanique avec basalte rougeâtre altéré de Maui, Hawaii 5. Biogénique sable de corail de Molokai, Hawaii 6. Dunes de sable rose corail de l'Utah 7. Sable de verre volcanique de Californie 8. Sable de grenat d'Emerald Creek, Idaho 9. Sable d'olivine de Papakolea, Hawaii. [1]

La plupart des roches sédimentaires contiennent soit du quartz ( roches siliciclastiques ), soit de la calcite ( roches carbonatées ). Contrairement aux roches ignées et métamorphiques, une roche sédimentaire contient généralement très peu de minéraux majeurs différents. Cependant, l'origine des minéraux dans une roche sédimentaire est souvent plus complexe que dans une roche ignée. Des minéraux dans une roche sédimentaire peuvent avoir été présents dans les sédiments d'origine ou peuvent se former par précipitation au cours de la diagenèse. Dans le second cas, un précipité minéral peut avoir poussé sur une ancienne génération de ciment. [24] Une histoire diagénétique complexe peut être établie par minéralogie optique , en utilisant un microscope pétrographique .

Les roches carbonatées sont principalement constituées de minéraux carbonatés tels que la calcite , l' aragonite ou la dolomite . Le ciment et les clastes (y compris les fossiles et les ooïdes ) d'une roche sédimentaire carbonatée sont généralement constitués de minéraux carbonatés. La minéralogie d'une roche clastique est déterminée par le matériau fourni par la zone source, la manière de son transport vers le lieu de dépôt et la stabilité de ce minéral particulier.

La résistance des minéraux formant des roches aux intempéries est exprimée par la série de dissolution de Goldich . Dans cette série, le quartz est le plus stable, suivi du feldspath , des micas et enfin d'autres minéraux moins stables qui ne sont présents qu'en cas de faible altération. [25] Le degré d'altération dépend principalement de la distance à la zone source, du climat local et du temps qu'il a fallu pour que les sédiments soient transportés jusqu'au point où ils se déposent. Dans la plupart des roches sédimentaires, le mica, le feldspath et les minéraux moins stables ont été altérés en minéraux argileux comme la kaolinite , l' illite ou la smectite .

Les fossiles

Couches riches en fossiles dans une roche sédimentaire, Año Nuevo State Reserve , Californie

Parmi les trois principaux types de roches, les fossiles se trouvent le plus souvent dans les roches sédimentaires. Contrairement à la plupart des roches ignées et métamorphiques, les roches sédimentaires se forment à des températures et à des pressions qui ne détruisent pas les restes fossiles. Souvent, ces fossiles ne sont visibles que sous un grossissement .

Les organismes morts dans la nature sont généralement rapidement éliminés par les charognards , les bactéries , la pourriture et l'érosion, mais dans des circonstances exceptionnelles, ces processus naturels sont incapables de se produire, conduisant à la fossilisation. Le risque de fossilisation est plus élevé lorsque la vitesse de sédimentation est élevée (de sorte qu'une carcasse est rapidement enterrée), dans des environnements anoxiques (où peu d'activité bactérienne se produit) ou lorsque l'organisme avait un squelette particulièrement dur. Les fossiles plus gros et bien conservés sont relativement rares.

Terriers dans une turbidite , faite par des crustacés , Formation de San Vincente (début de l' Éocène ) du bassin d'Ainsa , avant - pays sud des Pyrénées

Les fossiles peuvent être à la fois les restes directs ou les empreintes d'organismes et de leurs squelettes. Les parties les plus dures des organismes telles que les os, les coquilles et le tissu ligneux des plantes sont les plus couramment préservées . Les tissus mous ont beaucoup moins de chances d'être fossilisés et la préservation des tissus mous d'animaux âgés de plus de 40 millions d'années est très rare. [26] Les empreintes d'organismes faites alors qu'ils étaient encore vivants sont appelées traces de fossiles , dont des exemples sont des terriers , des empreintes de pas , etc.

En tant que partie d'une roche sédimentaire, les fossiles subissent les mêmes processus diagénétiques que la roche hôte. Par exemple, une coque constituée de calcite peut se dissoudre tandis qu'un ciment de silice remplit alors la cavité. De la même manière, les minéraux précipitants peuvent remplir des cavités autrefois occupées par des vaisseaux sanguins , des tissus vasculaires ou d'autres tissus mous. Cela préserve la forme de l'organisme mais modifie la composition chimique, un processus appelé perminéralisation . [27] [28] Les minéraux les plus courants impliqués dans la perminéralisation sont diverses formes de silice amorphe ( calcédoine , silex , chert ), carbonates (en particulier calcite) et pyrite .

À haute pression et température, la matière organique d'un organisme mort subit des réactions chimiques dans lesquelles des volatils tels que l' eau et le dioxyde de carbone sont expulsés. Le fossile, au final, est constitué d'une fine couche de carbone pur ou de sa forme minéralisée, le graphite . Cette forme de fossilisation est appelée carbonisation . C'est particulièrement important pour les fossiles végétaux. [29] Le même processus est responsable de la formation de combustibles fossiles comme le lignite ou le charbon .

Structures sédimentaires primaires

Cross-bedding dans un grès fluviatile , Moyen Vieux Grès Rouge ( Dévonien ) sur Bressay , Îles Shetland
Moulages de flûte , un type de marquage de semelle sur la base d'une couche verticale de grès du Trias en Espagne
Marques d'ondulation formées par un courant dans un grès qui a ensuite été incliné ( Haßberge , Bavière )

Les structures des roches sédimentaires peuvent être divisées en structures primaires (formées pendant le dépôt) et secondaires (formées après le dépôt). Contrairement aux textures, les structures sont toujours des éléments à grande échelle qui peuvent être facilement étudiés sur le terrain. Les structures sédimentaires peuvent indiquer quelque chose sur l'environnement sédimentaire ou peuvent servir à dire de quel côté, à l'origine, la tectonique a incliné ou renversé les couches sédimentaires.

Les roches sédimentaires sont déposées en couches appelées lits ou strates . Un lit est défini comme une couche de roche qui a une lithologie et une texture uniformes . Les lits se forment par le dépôt de couches de sédiments les unes sur les autres. La séquence de lits qui caractérise les roches sédimentaires est appelée litière . [30] [31] Les lits simples peuvent mesurer de quelques centimètres à plusieurs mètres d'épaisseur. Les couches plus fines et moins prononcées sont appelées lamelles, et la structure qu'une lamelle forme dans une roche est appelée stratification . Les lamelles ont généralement moins de quelques centimètres d'épaisseur. [32] Bien que la litière et la stratification soient souvent de nature horizontale à l'origine, ce n'est pas toujours le cas. Dans certains environnements, les lits sont déposés à un angle (généralement petit). Parfois, plusieurs ensembles de couches avec des orientations différentes existent dans la même roche, une structure appelée stratification croisée . [33] La stratification croisée est caractéristique du dépôt par un milieu fluide (vent ou eau).

Le contraire de la stratification croisée est la stratification parallèle, où toute la stratification sédimentaire est parallèle. [34] Les différences de stratification sont généralement causées par des changements cycliques dans l'approvisionnement en sédiments, causés, par exemple, par des changements saisonniers dans les précipitations, la température ou l'activité biochimique. Les lamelles qui représentent les changements saisonniers (similaires aux anneaux des arbres ) sont appelées varves . Toute roche sédimentaire composée de couches millimétriques ou plus fines peut être nommée avec le terme général de laminite . Lorsque les roches sédimentaires n'ont pas du tout de stratification, leur caractère structurel est appelé litière massive.

La litière calibrée est une structure où des lits avec une granulométrie plus petite se trouvent au-dessus de lits avec des grains plus gros. Cette structure se forme lorsque l'eau à écoulement rapide cesse de couler. Les clastes plus gros et plus lourds en suspension se déposent en premier, puis les clastes plus petits. Bien qu'une litière calibrée puisse se former dans de nombreux environnements différents, elle est caractéristique des courants de turbidité . [35]

La surface d'un lit particulier, appelé forme de lit , peut également indiquer un environnement sédimentaire particulier. Des exemples de formes de lit incluent les dunes et les marques d'ondulation . Les marques de semelle, telles que les marques d'outils et les moulages de flûtes, sont des rainures érodées sur une surface qui sont préservées par une nouvelle sédimentation. Ce sont souvent des structures allongées et peuvent être utilisées pour établir la direction de l'écoulement lors du dépôt. [36] [37]

Des marques d'ondulation se forment également dans l'eau qui coule. Il peut y avoir symétrique ou asymétrique. Des ondulations asymétriques se forment dans les environnements où le courant est dans une direction, comme les rivières. Le flanc le plus long de ces ondulations se trouve du côté amont du courant. [38] [39] [40] Les ondulations d'onde symétriques se produisent dans des environnements où les courants inversent les directions, telles que les plateaux de marée.

Les fissures de boue sont une forme de lit causée par la déshydratation des sédiments qui surviennent parfois au-dessus de la surface de l'eau. De telles structures se trouvent généralement dans les vasières ou les barres ponctuelles le long des rivières.

Structures sédimentaires secondaires

Moule en cristal d' halite en dolomite, Formation de Paadla ( Silurien ), Saaremaa , Estonie

Les structures sédimentaires secondaires sont celles qui se sont formées après le dépôt. Ces structures se forment par des processus chimiques, physiques et biologiques dans les sédiments. Ils peuvent être des indicateurs de circonstances après le dépôt. Certains peuvent être utilisés comme critères de montée en puissance .

Les matières organiques dans un sédiment peuvent laisser plus de traces que de simples fossiles. Les traces et les terriers préservés sont des exemples de traces de fossiles (également appelés ichnofossiles). [41] De telles traces sont relativement rares. La plupart des traces de fossiles sont des terriers de mollusques ou d' arthropodes . Ce creusement est appelé bioturbation par les sédimentologues. Il peut être un indicateur précieux de l'environnement biologique et écologique qui existait après le dépôt des sédiments. D'autre part, l'activité de fouisseur des organismes peut détruire d'autres structures (primaires) dans le sédiment, rendant une reconstruction plus difficile.

Concrétions de Chert à la craie , Formation de Lefkara moyen ( Paléocène supérieur à Éocène moyen ), Chypre

Des structures secondaires peuvent également se former par diagenèse ou par formation d'un sol ( pédogenèse ) lorsqu'un sédiment est exposé au-dessus du niveau de l'eau. Un exemple de structure diagénétique commune dans les roches carbonatées est une stylolite . [42] Les stylolites sont des plans irréguliers où le matériau a été dissous dans les fluides interstitiels de la roche. Cela peut entraîner la précipitation d'une certaine espèce chimique produisant une coloration et une coloration de la roche, ou la formation de concrétions . Les concrétions sont des corps à peu près concentriques avec une composition différente de la roche hôte. Leur formation peut être le résultat de précipitations localisées dues à de petites différences de composition ou de porosité de la roche hôte, comme autour des fossiles, à l'intérieur des terriers ou autour des racines des plantes. [43] Dans les roches carbonatées telles que le calcaire ou la craie , les concrétions de chert ou de silex sont courantes, tandis que les grès terrestres contiennent parfois des concrétions de fer. Les concrétions de calcite dans l'argile contenant des cavités angulaires ou des fissures sont appelées concrétions septaires .

Après le dépôt, des processus physiques peuvent déformer le sédiment, produisant une troisième classe de structures secondaires. Les contrastes de densité entre les différentes couches sédimentaires, comme entre le sable et l'argile, peuvent entraîner des structures de flammes ou des jets de charge , formés par un diapirisme inversé . [44] Alors que le lit clastique est encore fluide, le diapirisme peut faire couler une couche supérieure plus dense dans une couche inférieure. Parfois, des contrastes de densité se produisent ou sont améliorés lorsque l'une des lithologies se déshydrate. L'argile peut être facilement comprimée à la suite de la déshydratation, tandis que le sable conserve le même volume et devient relativement moins dense. D'autre part, lorsque la pression du fluide interstitiel dans une couche de sable dépasse un point critique, le sable peut percer les couches d'argile sus-jacentes et s'écouler, formant des corps discordants de roche sédimentaire appelés dykes sédimentaires . Le même processus peut former des volcans de boue à la surface où ils ont traversé les couches supérieures.

Des dykes sédimentaires peuvent également se former dans un climat froid où le sol est gelé en permanence pendant une grande partie de l'année. Le gel peut former des fissures dans le sol qui se remplissent de gravats par le haut. De telles structures peuvent être utilisées comme indicateurs climatiques ainsi que comme structures ascendantes. [45]

Les contrastes de densité peuvent également provoquer des failles à petite échelle , même pendant la progression de la sédimentation (failles sédimentaires synchrones). [46] De telles failles peuvent également se produire lorsque de grandes masses de sédiments non lithifiés sont déposées sur une pente, comme à l'avant d'un delta ou du talus continental . Les instabilités dans ces sédiments peuvent entraîner un affaissement du matériau déposé , produisant des fissures et un pliage. Les structures résultantes dans la roche sont des plis et des failles syn-sédimentaires , qui peuvent être difficiles à distinguer des plis et des failles formés par les forces tectoniques agissant sur les roches lithifiées.

Types courants d' environnements de dépôt
Les tourbillons de bronzage, de vert, de bleu et de blanc sont des sédiments dans les eaux peu profondes du golfe du Mexique au large de la péninsule du Yucatan . Le nuage bleu-vert de cette image correspond à peu près à l'étendue du plateau continental peu profond à l' ouest de la péninsule. Ceci est un exemple parfait d'un environnement de dépôt marin peu profond .

Le cadre dans lequel se forme une roche sédimentaire s'appelle l' environnement de dépôt . Chaque environnement a une combinaison caractéristique de processus géologiques et de circonstances. Le type de sédiment déposé ne dépend pas seulement du sédiment transporté vers un lieu ( provenance ), mais également de l'environnement lui-même. [47]

Un environnement marin signifie que la roche s'est formée dans une mer ou un océan . Souvent, une distinction est faite entre les environnements marins profonds et peu profonds. Les milieux marins profonds font généralement référence aux environnements situés à plus de 200 m sous la surface de l'eau (y compris la plaine abyssale ). Des environnements marins peu profonds existent à proximité des côtes et peuvent s'étendre jusqu'aux limites du plateau continental . Les mouvements de l'eau dans de tels environnements ont une énergie généralement plus élevée que dans les environnements profonds, car l'activité des vagues diminue avec la profondeur. Cela signifie que des particules de sédiments plus grossières peuvent être transportées et que les sédiments déposés peuvent être plus grossiers que dans des environnements plus profonds. Lorsque les sédiments sont transportés du continent, une alternance de sable , d' argile et de limon se dépose. Lorsque le continent est éloigné, la quantité de ces sédiments déposés peut être faible et les processus biochimiques dominent le type de roche qui se forme. Surtout dans les climats chauds, les environnements marins peu profonds loin au large voient principalement des dépôts de roches carbonatées. L'eau chaude et peu profonde est un habitat idéal pour de nombreux petits organismes qui construisent des squelettes carbonatés. Lorsque ces organismes meurent, leurs squelettes s'enfoncent au fond, formant une épaisse couche de boue calcaire qui peut se lithifier en calcaire . Les environnements marins chauds et peu profonds sont également des environnements idéaux pour les récifs coralliens , où les sédiments sont principalement constitués de squelettes calcaires d'organismes plus grands. [48]

Dans les environnements marins profonds, le courant d'eau travaillant le fond marin est faible. Seules les particules fines peuvent être transportées vers de tels endroits. Les sédiments qui se déposent au fond de l'océan sont généralement de l'argile fine ou de petits squelettes de micro-organismes. À 4 km de profondeur, la solubilité des carbonates augmente considérablement (la zone de profondeur où cela se produit est appelée la lysocline ). Les sédiments calcaires qui s'enfoncent sous la lysocline se dissolvent; par conséquent, aucun calcaire ne peut se former en dessous de cette profondeur. Les squelettes de micro-organismes formés de silice (comme les radiolaires ) ne sont pas aussi solubles et se déposent toujours. Un exemple de roche formée de squelettes de silice est la radiolarite . Lorsque le fond de la mer a une faible inclinaison, par exemple sur les pentes continentales , la couverture sédimentaire peut devenir instable, provoquant des courants de turbidité . Les courants de turbidité sont des perturbations soudaines de l'environnement marin profond normalement calme et peuvent provoquer le dépôt quasi instantané de grandes quantités de sédiments, tels que le sable et le limon. La séquence rocheuse formée par un courant de turbidité est appelée turbidite . [49]

La côte est un environnement dominé par l'action des vagues. Sur une plage , des sédiments principalement plus denses tels que le sable ou le gravier , souvent mêlés à des fragments de coquille, se déposent, tandis que le matériau de la taille du limon et de l'argile est maintenu en suspension mécanique. Les vasières et les hauts - fonds sont des endroits qui s'assèchent parfois à cause de la marée . Ils sont souvent traversés par des ravines , où le courant est fort et la granulométrie du sédiment déposé est plus grande. Là où les rivières pénètrent dans la masse d'eau, que ce soit sur une côte de mer ou de lac, des deltas peuvent se former. Ce sont de grandes accumulations de sédiments transportés du continent vers des endroits situés en face de l'embouchure du fleuve. Les deltas sont principalement composés de sédiments clastiques (plutôt que chimiques).

Un environnement sédimentaire continental est un environnement à l'intérieur d'un continent. Des exemples d'environnements continentaux sont les lagunes , les lacs, les marécages , les plaines inondables et les cônes alluvionnaires . Dans l'eau calme des marais, des lacs et des lagunes, de fins sédiments se déposent, mêlés à des matières organiques de plantes et d'animaux morts. Dans les rivières, l'énergie de l'eau est beaucoup plus grande et peut transporter des matières clastiques plus lourdes. Outre le transport par eau, les sédiments peuvent être transportés par le vent ou les glaciers. Les sédiments transportés par le vent sont appelés éoliens et sont presque toujours très bien triés , tandis que les sédiments transportés par un glacier sont appelés till glaciaire et se caractérisent par un très mauvais tri. [50]

Les dépôts éoliens peuvent être assez frappants. L'environnement de dépôt de la formation Touchet , située dans le nord-ouest des États-Unis , a connu des périodes intermédiaires d'aridité qui ont abouti à une série de couches rythmiques . Les fissures d'érosion ont ensuite été remplies de couches de matériau du sol, en particulier à partir de processus éoliens . Les sections remplies ont formé des inclusions verticales dans les couches déposées horizontalement, et ont ainsi fourni la preuve de la séquence d'événements pendant le dépôt des quarante et une couches de la formation. [51]

Faciès sédimentaires

Le type de roche formée dans un environnement de dépôt particulier est appelé son faciès sédimentaire . Les environnements sédimentaires coexistent généralement dans certaines successions naturelles. Une plage, où se déposent du sable et du gravier, est généralement délimitée par un environnement marin plus profond un peu au large, où des sédiments plus fins se déposent en même temps. Derrière la plage, il peut y avoir des dunes (où le dépôt dominant est du sable bien trié) ou un lagon (où se déposent de l'argile fine et de la matière organique). Chaque environnement sédimentaire a ses propres dépôts caractéristiques. Lorsque les strates sédimentaires s'accumulent au fil du temps, l'environnement peut se déplacer, formant un changement de faciès dans le sous-sol à un endroit. Par contre, lorsqu'une couche rocheuse d'un certain âge est suivie latéralement, la lithologie (le type de roche) et le faciès finissent par changer. [52]

Changement de faciès sédimentaire en cas de transgression (ci-dessus) et de régression de la mer (ci-dessous)

Les faciès peuvent être distingués de plusieurs manières: les plus courantes sont par la lithologie (par exemple: calcaire, siltite ou grès) ou par la teneur en fossiles . Le corail , par exemple, ne vit que dans des environnements marins chauds et peu profonds et les fossiles de corail sont donc typiques des faciès marins peu profonds. Les faciès déterminés par lithologie sont appelés lithofaciès ; les faciès déterminés par les fossiles sont des biofaciès . [53]

Les environnements sédimentaires peuvent changer leur position géographique dans le temps. Les côtes peuvent se déplacer dans le sens de la mer lorsque le niveau de la mer baisse ( régression ), lorsque la surface monte ( transgression ) en raison des forces tectoniques dans la croûte terrestre ou lorsqu'un fleuve forme un grand delta . Dans le sous-sol, de tels déplacements géographiques des environnements sédimentaires du passé sont enregistrés dans les déplacements des faciès sédimentaires. Cela signifie que les faciès sédimentaires peuvent changer parallèlement ou perpendiculairement à une couche imaginaire de roche avec un âge fixe, un phénomène décrit par la loi de Walther . [54]

La situation dans laquelle les côtes se déplacent en direction du continent est appelée transgression . En cas de transgression, des faciès marins plus profonds se déposent sur des faciès moins profonds, une succession appelée onlap . La régression est la situation dans laquelle un littoral se déplace en direction de la mer. Avec la régression, des faciès moins profonds se déposent sur des faciès plus profonds, une situation appelée hors chevauchement . [55]

Le faciès de toutes les roches d'un certain âge peut être tracé sur une carte pour donner un aperçu de la paléogéographie . Une séquence de cartes pour différents âges peut donner un aperçu du développement de la géographie régionale.

Galerie des faciès sédimentaires

  • Un faciès régressif représenté sur une colonne stratigraphique

Diagramme de tectonique des plaques montrant la convergence d'une plaque océanique et d'une plaque continentale. Notez le bassin d' arrière-arc , bassin forearc et bassin océanique .

Les endroits où se produit une sédimentation à grande échelle sont appelés bassins sédimentaires . La quantité de sédiments qui peut être déposée dans un bassin dépend de la profondeur du bassin, ce que l'on appelle l' espace d'hébergement . La profondeur, la forme et la taille d'un bassin dépendent de la tectonique , des mouvements au sein de la lithosphère terrestre . Là où la lithosphère se déplace vers le haut ( soulèvement tectonique ), la terre finit par s'élever au-dessus du niveau de la mer et la zone devient une source de nouveaux sédiments à mesure que l' érosion enlève de la matière. Là où la lithosphère se déplace vers le bas ( affaissement tectonique ), un bassin se forme et des sédiments se déposent.

Un type de bassin formé par l'écartement de deux morceaux d'un continent est appelé bassin de rift . Les bassins du Rift sont des bassins allongés, étroits et profonds. En raison de mouvements divergents, la lithosphère est étirée et amincie, de sorte que l' asthénosphère chaude monte et chauffe le bassin de rift sus-jacent. Outre les sédiments continentaux, les bassins de rift ont normalement également une partie de leur remplissage consistant en des dépôts volcaniques . Lorsque le bassin se développe en raison de l'étirement continu de la lithosphère, le rift se développe et la mer peut entrer, formant des dépôts marins.

Lorsqu'un morceau de lithosphère qui a été chauffé et étiré se refroidit à nouveau, sa densité augmente, provoquant un affaissement isostatique . Si cet affaissement se prolonge assez longtemps, le bassin est appelé bassin à affaissement . Des exemples de bassins d'affaissement sont les régions situées le long des marges continentales passives , mais des bassins d'affaissement peuvent également être trouvés à l'intérieur des continents. Dans les bassins affaissés, le poids supplémentaire des sédiments nouvellement déposés est suffisant pour maintenir l'affaissement dans un cercle vicieux . L'épaisseur totale du remplissage sédimentaire dans un bassin d'affaissement peut ainsi dépasser 10 km.

Un troisième type de bassin existe le long des limites des plaques convergentes - des endroits où une plaque tectonique se déplace sous une autre dans l'asthénosphère. La plaque de sous- conduction se plie et forme un bassin avant-arc devant la plaque de dépassement - un bassin asymétrique allongé et profond. Les bassins de l'avant-arc sont remplis de dépôts marins profonds et d'épaisses séquences de turbidites. Un tel remplissage est appelé flysch . Lorsque le mouvement convergent des deux plaques entraîne une collision continentale , le bassin devient moins profond et se développe en bassin d'avant - pays . Dans le même temps, le soulèvement tectonique forme une ceinture de montagnes dans la plaque dominante, à partir de laquelle de grandes quantités de matériaux sont érodées et transportées vers le bassin. Un tel matériau d'érosion d'une chaîne de montagnes en croissance est appelé molasse et a un faciès marin peu profond ou continental.

Dans le même temps, le poids croissant de la ceinture de montagne peut provoquer un affaissement isostatique dans la zone de la plaque dominante de l'autre côté de la ceinture de montagne. Le type de bassin résultant de cet affaissement est appelé bassin d'arrière-arc et est généralement rempli de dépôts marins peu profonds et de molasse. [56]

Alternance cyclique de lits compétents et moins compétents dans le Blue Lias à Lyme Regis , dans le sud de l'Angleterre

Influence des cycles astronomiques

Dans de nombreux cas, les changements de faciès et d'autres caractéristiques lithologiques dans les séquences de roches sédimentaires ont un caractère cyclique. Cette nature cyclique a été causée par des changements cycliques de l'approvisionnement en sédiments et de l'environnement sédimentaire. La plupart de ces changements cycliques sont causés par des cycles astronomiques . Les cycles astronomiques courts peuvent faire la différence entre les marées ou la marée de printemps toutes les deux semaines. À plus grande échelle de temps, les changements cycliques du climat et du niveau de la mer sont causés par les cycles de Milankovitch : changements cycliques de l'orientation et / ou de la position de l'axe de rotation de la Terre et de l'orbite autour du Soleil. Il existe un certain nombre de cycles de Milankovitch connus, qui durent entre 10 000 et 200 000 ans. [57]

Des changements relativement faibles de l'orientation de l'axe de la Terre ou de la longueur des saisons peuvent avoir une influence majeure sur le climat de la Terre. Un exemple sont les périodes glaciaires des 2,6 millions d'années (la période quaternaire ), qui sont supposées avoir été causées par des cycles astronomiques. [58] [59] Le changement climatique peut influencer le niveau global de la mer (et donc la quantité d'espace d'hébergement dans les bassins sédimentaires) et l'approvisionnement en sédiments d'une certaine région. Finalement, de petits changements dans les paramètres astronomiques peuvent entraîner de grands changements dans l'environnement sédimentaire et la sédimentation.

La vitesse à laquelle les sédiments se déposent diffère selon l'emplacement. Un chenal dans un plat de marée peut voir le dépôt de quelques mètres de sédiments en une journée, tandis que sur le fond océanique profond chaque année, seuls quelques millimètres de sédiments s'accumulent. Une distinction peut être faite entre la sédimentation normale et la sédimentation provoquée par des processus catastrophiques. Cette dernière catégorie comprend toutes sortes de processus exceptionnels soudains comme les mouvements de masse , les glissements de terrain ou les inondations . Les processus catastrophiques peuvent voir le dépôt soudain d'une grande quantité de sédiments à la fois. Dans certains environnements sédimentaires, la majeure partie de la colonne totale de roche sédimentaire a été formée par des processus catastrophiques, même si l'environnement est généralement un endroit calme. D'autres environnements sédimentaires sont dominés par une sédimentation normale et continue. [60]

Dans de nombreux cas, la sédimentation se produit lentement. Dans un désert , par exemple, le vent dépose de la matière siliciclastique (sable ou limon) à certains endroits, ou l'inondation catastrophique d'un oued peut provoquer des dépôts soudains de grandes quantités de matière détritique, mais dans la plupart des endroits l'érosion éolienne domine. La quantité de roche sédimentaire qui se forme ne dépend pas seulement de la quantité de matériau fourni, mais également de la façon dont le matériau se consolide. L'érosion élimine la plupart des sédiments déposés peu de temps après le dépôt. [60]

Le Permien à travers la stratigraphie jurassique de la région du plateau du Colorado, dans le sud - est de l' Utah, qui constitue une grande partie des célèbres formations rocheuses proéminentes dans des zones protégées telles que le parc national de Capitol Reef et le parc national de Canyonlands . De haut en bas: dômes bruns arrondis du grès Navajo , formation de Kayenta rouge en couches, grès Wingate rouge formant des falaises, articulé verticalement, formant une pente, formation de Chinle violacé , formation de Moenkopi en couches, rouge clair , et Cutler en couches blanches Grès de formation . Photo de la zone de loisirs nationale de Glen Canyon , Utah.

Le fait que de nouvelles couches rocheuses se trouvent au-dessus des couches rocheuses plus anciennes est énoncé dans le principe de superposition . Il y a généralement des lacunes dans la séquence appelées discordances . Celles-ci représentent des périodes où aucun nouveau sédiment n'a été déposé, ou lorsque les couches sédimentaires antérieures ont été soulevées au-dessus du niveau de la mer et érodées.

Les roches sédimentaires contiennent des informations importantes sur l' histoire de la Terre . Ils contiennent des fossiles , les restes préservés de plantes et d' animaux anciens . Le charbon est considéré comme un type de roche sédimentaire. La composition des sédiments nous fournit des indices sur la roche d'origine. Les différences entre les couches successives indiquent des modifications de l'environnement au fil du temps. Les roches sédimentaires peuvent contenir des fossiles car, contrairement à la plupart des roches ignées et métamorphiques, elles se forment à des températures et à des pressions qui ne détruisent pas les restes fossiles.

Distribution de détritus

La provenance est la reconstruction de l'origine des sédiments. Toutes les roches exposées à la surface de la Terre sont soumises à une altération physique ou chimique et se décomposent en sédiments à grains plus fins. Les trois types de roches (roches ignées , sédimentaires et métamorphiques ) peuvent être la source de détritus sédimentaires. Le but des études de provenance sédimentaire est de reconstruire et d'interpréter l'histoire des sédiments depuis les roches mères initiales dans une zone source jusqu'aux détritus finaux dans un lieu de sépulture. [61]

  • Décapage arrière
  • Dépôt (géologie)  - Processus géologique dans lequel les sédiments, le sol et les roches sont ajoutés à un relief ou à une masse terrestre
  • Classement Dunham
  • Faute de croissance
  • Liste des minéraux  - Une liste de minéraux pour lesquels il existe des articles sur Wikipédia
  • Liste des types de roches  - Une liste des types de roches reconnus par les géologues
  • Transport des sédiments  - Le mouvement des particules solides, généralement par gravité et entraînement de fluide
  • Calcaire Shelly
  • Volcaniclastiques

Remarques

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