Roche sédimentaire
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Les roches sédimentaires sont des types de roches qui se forment par la dépôt de matière à la Terre la surface de et dans les plans d'eau. La sédimentation est le nom collectif pour les processus qui causent minérale et / ou des particules organiques ( détritus) à régler et d'accumuler ou de minéraux à précipiter dans une solution . Particules qui forment une roche sédimentaire en accumulant sont appelés sédiments . Avant d'être déposé, a été formé par des sédiments intempéries et l'érosion dans une zone de source, puis acheminés vers le lieu de dépôt par l'eau , le vent , la glace , mouvement de masse ou de glaciers qui sont appelés agents de dénudation.
Le couvercle de la roche sédimentaire des continents de la croûte terrestre est vaste, mais la contribution totale des roches sédimentaires est estimé à seulement 8% du volume total de la croûte. Les roches sédimentaires sont seulement une mince couche sur une croûte consistant principalement ignées et métamorphiques . Les roches sédimentaires sont déposés en couches que couches, formant une structure appelée literie. L'étude des roches sédimentaires et des strates rocheuses fournit des informations sur la sous la surface qui est utile pour le génie civil , par exemple dans la construction de les routes, les maisons , tunnels, canaux ou autres constructions. Les roches sédimentaires sont également des sources importantes de ressources naturelles comme le charbon , les combustibles fossiles , l'eau potable ou minerais.
L'étude de la séquence des strates sédimentaires de roche est la principale source de connaissances scientifiques sur l' histoire de la Terre , y compris paléogéographie, paléoclimatologie et de la histoire de la vie. Le discipline scientifique qui étudie les propriétés et l'origine des roches sédimentaires est appelé sédimentologie. Sédimentologie est à la fois partie de la géologie et de la géographie physique et recouvre partiellement avec d'autres disciplines dans le Sciences de la terre, tels que la pédologie , géomorphologie, géochimie ou géologie structurale.
Classification génétique
Basé sur les processus responsables de leur formation, les roches sédimentaires peuvent être subdivisées en quatre groupes: les roches sédimentaires clastiques, biochimiques (ou biogènes) roches sédimentaires, roches sédimentaires chimique et une quatrième catégorie pour les "autres" roches sédimentaires formées par les impacts, volcanisme, et d'autres processus mineures.
Roches sédimentaires clastiques
Roches sédimentaires clastiques sont composés de silicates et de fragments de roches qui ont été transportés par des fluides en mouvement (par charriage, charge suspendue, ou par flux sédiments gravité) et ont été déposés lorsque ces fluides sont venus pour se reposer. Roches clastiques sont composées en grande partie de quartz , feldspath , rock (lithiques) fragments, les minéraux argileux, et mica; de nombreux autres minéraux peuvent être présents comme accessoires et peuvent être localement importantes.
Sédiments clastiques et des roches sédimentaires clastiques ainsi, sont subdivisés en fonction de la taille de particule dominante (de diamètre). La plupart des géologues utilisent Udden-Wentworth échelle de la taille des grains et de diviser sédiments non consolidés en trois fractions: gravier (> de 2 mm de diamètre), sable (1/16 à 2 mm de diamètre), et la boue ( argile est <1/256 mm et limon se situe entre 1/16 et 1/256 mm). La classification des roches sédimentaires clastiques parallèle de ce régime; conglomérats et brèches sont faits principalement de gravier, grès sont faits principalement de sable , et mudrocks sont faits principalement de boue. Cette subdivision tripartite se reflète dans les grandes catégories de rudites, arénites, et lutites, respectivement, dans la littérature ancienne.
Subdivision de ces trois grandes catégories est basée sur les différences de forme (clast conglomérats et brèches), composition ( grès), la taille et / ou la texture du grain ( mudrocks).
Conglomérats et brèches
Conglomérats sont en majorité composées d'arrondi gravier et sont composées de brèches dominante angulaire gravier.
Grès
systèmes de classification des Grès varient largement, mais la plupart des géologues ont adopté le système Dott, qui utilise l'abondance relative de quartz, feldspath, et des grains de cadres lithiques et l'abondance de la matrice boueuse entre ces grains plus gros.
- Composition de grains de cadres
- L'abondance relative des grains de sable cadres de taille détermine le premier mot dans un nom de grès. Aux fins de nommage, l'abondance de grains de cadres est normalisée à quartz , feldspath , et des fragments lithiques formés à partir d'autres roches. Ce sont les trois éléments les plus abondants de grès; tous les autres minéraux sont considérées comme des accessoires et non utilisés dans la dénomination de la roche, indépendamment de l'abondance.
- Grès à quartz ont> 90% de grains de quartz
- Grès feldspathique ont <90% de grains de quartz et de feldspath plus de grains que de grains lithiques
- Grès lithiques ont <90% de grains de quartz et des grains plus lithiques que grains de feldspath
- Abondance de la matrice boueuse entre les grains de sable
- Lorsque les particules de la taille du sable sont déposées, l'espace entre les grains de sable, soit reste ouvert ou est rempli avec de la boue (limon et / ou argile particules de taille).
- Grès «propres» avec espace de pores ouverts (qui peuvent ensuite être rempli avec du ciment) sont appelés arénites
- Grès boueux avec abondante (> 10%) sont appelés matrice boueuse wackes.
- Lorsque les particules de la taille du sable sont déposées, l'espace entre les grains de sable, soit reste ouvert ou est rempli avec de la boue (limon et / ou argile particules de taille).
Six noms de grès sont possibles en utilisant des descripteurs pour la composition du grain (quartz, feldspathic- et lithic-) et le montant de la matrice (wacke ou arénite). Par exemple, un quartzarénite serait composé de la plupart (> 90%) des grains de quartz et ont peu d'aucune matrice / argileuse entre les grains, un wacke lithique aurait grains lithiques abondantes (<90% de quartz, le reste aurait plus lithiques que le feldspath ) et de la matrice boueuse abondante, etc.
Bien que le système de classification Dott est largement utilisé par sédimentologues, les noms communs comme grauwacke, arkose et de grès de quartz sont encore largement utilisés par les non-spécialistes et dans la littérature populaire.
Mudrocks
Mudrocks sont des roches sédimentaires composées d'au moins 50% limon et du argile particules -sized. Ces particules relativement à grains fins sont généralement transportés sous forme de particules en suspension par écoulement turbulent dans l'eau ou de l'air, et déposé que les calmes d'écoulement et les particules se déposent sur suspension.
La plupart des auteurs utilisent actuellement le terme «mudrock» pour désigner toutes les roches composées en majorité de boue. Mudrocks peuvent être divisés en siltstones (principalement composés de particules de limon de taille), mudstones (mélange subégales de particules du limon et d'argile de taille), et argilites (composées principalement de particules d'argile de taille). La plupart des auteurs utilisent " schiste »comme un terme pour un mudrock fissiles (indépendamment de la taille des grains), bien que certains ouvrages anciens utilise le terme «schiste» comme synonyme de mudrock.
Roches sédimentaires biochimiques
Roches sédimentaires biochimiques sont créés lorsque les organismes utilisent des matériaux dissous dans l'air ou de l'eau pour construire leurs tissus. Les exemples incluent:
- La plupart des types de calcaire sont formés à partir des squelettes calcaires d'organismes tels que coraux, mollusques et foraminifères.
- Charbon qui se forme les plantes absorbent le carbone de l'atmosphère et se combinent avec d'autres éléments pour construire leurs tissus.
- Dépôts de chert formé à partir de l'accumulation de squelettes siliceux d'organismes microscopiques tels que radiolaires et diatomées.
Roches sédimentaires chimiques
Formes de roches sédimentaires chimiques lors de constituants minéraux dans la solution deviennent sursaturée et inorganique précipiter. Roches sédimentaires chimiques courants comprennent calcaire oolithique et composée de roches évaporites minéraux tels que halite (sel gemme), sylvite, barytine et de gypse .
«Autres» roches sédimentaires
Cette quatrième catégorie Divers comprend des roches formées par Les écoulements pyroclastiques, brèches d'impact, brèches volcaniques, et d'autres processus relativement rares.
Systèmes de classification de composition
Alternativement, les roches sédimentaires peuvent être subdivisés en groupes en fonction de leur composition minéralogique:
- Roches sédimentaires siliciclastiques, comme décrit ci-dessus, sont en majorité composés de silicates. Les sédiments qui composent ces roches a été transporté comme charge de fond, charge suspendue, ou en flux sédiments gravité. Roches sédimentaires siliciclastiques sont subdivisés en conglomérats et brèches, grès, et mudrocks.
- Roches sédimentaires sont composées de carbonate de calcite (de CaCO 3 rhomboédrique), l'aragonite (CaCO 3 orthorhombique), de la dolomite (CaMg (CO 3) 2), et d'autres minéraux de carbonate sur la base du CO 2
3 ions. Les exemples communs incluent calcaire et dolomie. - Évaporite roches sédimentaires sont composées de minéraux formés à partir de l'évaporation de l'eau. Les minéraux les plus communs sont évaporites carbonates (calcite et d'autres sur la base de CO 2
3), des chlorures ( halite et d'autres construits sur Cl -), et sulfates ( gypse et d'autres construits sur le SO 2
4). Roches évaporites comprennent généralement abondante halite (sel gemme), le gypse , et anhydrite. - Roches sédimentaires riches en matières organiques ont d'importantes quantités de matière organique, généralement supérieur à 3% de carbone organique total. Les exemples communs incluent le charbon , l'huile de schiste ainsi que roches mères du pétrole et du gaz naturel.
- Roches sédimentaires siliceuses sont composées presque entièrement de silice (SiO 2), typiquement en tant que chert, opale, calcédoine ou d'autres formes microcristallines.
- Riches en fer des roches sédimentaires sont composées de> 15% de fer; les formes les plus courantes sont formations de fer rubanées et ferrugineuses
- Roches sédimentaires phosphatés sont composés de minéraux phosphatés et contiennent plus de 6,5% de phosphore ; exemples comprennent les dépôts de nodules de phosphate, des lits d'os, et mudrocks phosphatés
Dépôt et diagenèse
Le transport des sédiments et des dépôts
Sédimentaires roches se forment lorsque les sédiments est déposé hors de l'air, la glace, le vent, la gravité, ou des flux de transport de l'eau dans les particules suspension. Ce sédiment est souvent formé lorsque intempéries et l'érosion briser un rocher dans un matériau en vrac dans une zone source. Le matériau est ensuite transportés de la zone de source à la zone de dépôt. Le type de sédiments transportés dépend de la géologie de la arrière-(la zone de source du sédiment). Cependant, certaines roches sédimentaires, comme évaporites, sont composées d'un matériau qui se est formé à l'endroit de dépôt. La nature d'une roche sédimentaire dépend donc non seulement sur l'apport de sédiments, mais aussi sur le environnement de dépôt sédimentaire dans laquelle elle est formée.
Diagenèse
Le terme diagenèse est utilisé pour décrire tous les chimiques, physiques et biologiques des changements, y compris cémentation, subie par un sédiment après son dépôt initial, exclusive de l'altération de surface. Certains de ces procédés provoquent le sédiment à consolider: un appareil compact, formes de substances solides à partir de matériaux en vrac. Les jeunes roches sédimentaires, en particulier ceux des Quaternaire (la période la plus récente de l' échelle de temps géologique ) sont souvent encore consolidées. Comme le dépôt de sédiments se accumulent, le surcharger (ou lithostatique) pression monte et un processus connu sous le nom lithification a lieu.
Les roches sédimentaires sont souvent saturés d'eau de mer ou les eaux souterraines, dans laquelle les minéraux peuvent dissoudre ou à partir de laquelle les minéraux peuvent précipiter. Précipitants minéraux réduisent la espace poreux dans une roche, un processus appelé cimentation. En raison de la diminution de l'espace des pores, l'original connés fluides sont expulsés. Les minéraux précipités forment un ciment et font la roche plus compacte et plus compétente. De cette façon, fragments en vrac dans une roche sédimentaire peuvent devenir «collés» ensemble.
Lorsque la sédimentation continue, une couche de roche devient plus profond enterré comme un résultat. La pression lithostatique dans la roche augmente en raison du poids des sédiments sus-jacente. Cela provoque le compactage, un processus dans lequel les grains réorganiser mécaniquement. Le compactage est, par exemple, un processus important dans diagenetic argile, qui peut consister en un premier temps 60% d'eau. Au cours de compactage, cette eau interstitielle est pressé sur les pores. Compacation peut également être le résultat de la dissolution de grains par solution de pression. Le matériau dissous précipite à nouveau dans les pores ouverts, ce qui signifie qu'il ya un flux net de matériau dans les pores. Cependant, dans certains cas, une certaine dissolution du minéral et précipitent pas à nouveau. Ce processus est appelé lessivage et augmente l'espace des pores dans la roche.
Certains biochimiques processus, comme l'activité des bactéries , peuvent affecter minéraux dans une roche et sont donc considérées comme faisant partie de la diagenèse. Champignons et plantes (par leur racines) et divers autres organismes qui vivent sous la surface peuvent également influencer la diagenèse.
Enterrement de roches raison de la sédimentation continue conduit à pression et la température a augmenté, ce qui stimule certaines réactions chimiques. Un exemple est les réactions par lesquelles matière organique devient lignite ou le charbon . Lorsque augmentation de la température et de la pression encore, le domaine de la diagenèse fait place à métamorphisme, le processus qui forme roche métamorphique .
Propriétés
Couleur
La couleur d'une roche sédimentaire est souvent principalement déterminé par le fer , un élément avec deux principaux oxydes: oxyde de fer (II) et de fer (III) de l'oxyde. Oxyde de fer (II) seulement sous formes circonstances anoxiques et donne la roche une couleur grise ou verdâtre. De fer (III) de l'oxyde est souvent sous la forme du minéral hématite et donne la roche rougeâtre à la couleur brunâtre. Dans les climats arides continentales roches sont en contact direct avec l'atmosphère, et l'oxydation est un processus important, donnant à la roche une couleur rouge ou orange. Épaisses séquences de roches sédimentaires rouges formées dans les climats arides sont appelés lits rouges. Cependant, une couleur rouge ne signifie pas nécessairement la roche formée dans un environnement continental ou climat aride.
La présence de matière organique peut colorer un rocher noir ou gris. La matière organique est dans la nature formé à partir d'organismes morts, principalement des plantes. Normalement, ces matières éventuellement désintégrations par oxydation ou l'activité bactérienne. Dans des circonstances anoxiques, cependant, matière organique ne peut pas se désintégrer et devient un sédiment sombre, riche en matière organique. Cela peut par exemple se produire au fond des mers profondes et les lacs. Il ya peu de courant d'eau dans de tels environnements, afin oxygène de l'eau de surface ne est pas abattu, et le sédiment déposé est normalement une argile sombre bien. Roches sombres riches en matière organique sont donc souvent schistes.
Texture
Le la taille, la forme et l'orientation des fragments ou des minéraux dans une roche est appelée sa texture. La texture est une petite propriété d'un rocher, mais déterminé beaucoup de ses propriétés à grande échelle, telles que la densité , porosité ou perméabilité.
Roches clastiques ont une «texture clastiques ', ce qui signifie qu'ils sont constitués de fragments. L'orientation 3D de ces fragments est appelé le tissu de la roche. Entre les fragments de la roche peut être composé d'un ou une matrice de ciment (ce dernier peut être constitué de cristaux d'un ou plusieurs minéraux précipités). La taille et la forme des fragments peuvent être utilisés pour déterminer la vitesse et la direction du courant dans l'environnement sédimentaire où la roche a été formée; bien, la boue calcaire ne se installe dans l'eau calme, tout en gravier et les grandes clastes ne sont déposés en déplaçant rapidement l'eau. La taille des grains de roche est habituellement exprimée par le Wentworth échelle, si des écailles alternatifs sont utilisés parfois. La taille des grains peut être exprimé comme un diamètre ou un volume, et est toujours une valeur moyenne - un rocher est composé de fragments de tailles différentes. Le distribution statistique de la taille des grains est différente pour différents types de roches et est décrite dans une propriété appelée la le tri de la roche. Lorsque tous les fragments sont plus ou moins de la même taille, la roche est appelée «bien triée ', quand il ya un écart important dans la taille des grains, la roche est appelée« mal triée.
La forme de fragments peut refléter l'origine de la roche.
Coquina, une roche composée de fragments de coquilles brisées, ne peut se former dans l'eau énergique. La forme d'un clast peut être décrit en utilisant quatre paramètres:
- la texture de surface décrit la quantité de soulagement à petite échelle de la surface d'un grain qui est trop petit pour influencer la forme générale.
- arrondi décrit la douceur générale de la forme d'un grain.
- ' Sphéricité »décrit la mesure dans laquelle le grain se rapproche d'une sphère .
- ' sous forme de grains »décrit la forme tridimensionnelle du grain.
Roches sédimentaires chimiques ont une texture non clastique, composée entièrement de cristaux. Pour décrire une telle texture que la taille moyenne des cristaux et le tissu sont nécessaires.
Minéralogie
La plupart des roches sédimentaires contiennent soit quartz (surtout roches silicoclastiques) ou calcite (en particulier roches carbonatées). En contraste avec les roches ignées et métamorphiques, un roches sédimentaires contient généralement très peu différents minéraux majeurs. Cependant, l'origine des minéraux dans une roche sédimentaire est souvent plus complexe que ceux dans une roche ignée. Minéraux dans une roche sédimentaire peuvent ont formé par précipitation lors de la sédimentation ou diagenèse. Dans le second cas, le précipité minéral peut avoir grandi sur une ancienne génération de ciment. Une histoire diagénétique complexe peut être étudiée par minéralogie optique, en utilisant un microscope pétrographique.
Les roches carbonatées dominante consistent en carbonate minéraux comme la calcite , aragonite ou dolomite. Les deux ciment et fragments fossiles (y compris et ooïdes) d'une roche carbonatée peut être constitué de minéraux carbonatés. La minéralogie d'un rocher clastiques est déterminée par la matière fournie par la zone source, la manière de transport vers le lieu de dépôt et la stabilité d'un minéral particulier. La stabilité des principaux minéraux de roche de formage (leur résistance aux intempéries) est exprimée par Série de réactions de Bowen. Dans cette série, le quartz est la plus stable, suivie de feldspath , les micas, et d'autres minéraux qui sont moins stables que peu présent lorsque l'altération se est produite. Le montant de l'altération dépend principalement de la distance de la zone de source, le climat local et le temps qu'il a fallu pour l'sédiments pour y être transporté. Dans les roches sédimentaires plus, le mica, les minéraux de feldspath et moins stables ont réagi à des minéraux argileux tels que kaolinite, illite ou smectite.
Fossiles
Parmi les trois principaux types de roches, les fossiles sont le plus souvent trouvés dans des roches sédimentaires. Contrairement à la plupart des roches ignées et métamorphiques, roches sédimentaires se forment à des températures et des pressions qui ne détruisent pas les restes fossiles. Souvent, ces fossiles ne peuvent être visibles lorsqu'ils sont étudiés sous un microscope ( microfossils) ou avec un loupe.
Organismes morts dans la nature sont en général rapidement éliminés par charognards, bactéries , pourriture et de l'érosion, la sédimentation, mais peut contribuer à des circonstances exceptionnelles où ces processus naturels sont incapables de travailler, provoquant fossilisation. La chance de fossilisation est plus élevée lorsque la vitesse de sédimentation est élevée (de sorte que la carcasse est rapidement enterré), dans milieux anoxiques (où peu d'activité bactérienne se produit) ou quand l'organisme avait un squelette particulièrement difficile. Grandes, fossiles bien conservés sont relativement rares.
Fossiles peuvent à la fois être les restes directs ou empreintes d'organismes et de leurs squelettes. Le plus souvent conservés sont les parties les plus dures des organismes tels que les os, les coquilles, boisé tissus de plantes. Tissus mous a une chance beaucoup plus faible d'être préservé et le tissu fossilisé et doux des animaux âgés de plus de 40.000.000 années est très rare. Empreintes d'organismes faites de son vivant sont appelés tracer fossiles. Des exemples sont terriers, empreintes de pied, etc.
Faire partie d'une roche sédimentaire ou métamorphique, fossiles subissent le même processus diagénétiques que ce rocher. Une coque composée de calcite peut par exemple dissoudre, tout en un ciment de la silice remplit alors la cavité. De la même manière, les minéraux précipitants peuvent remplir les cavités autrefois occupés par les vaisseaux sanguins, tissus vasculaires ou d'autres tissus mous. Ceci préserve la forme de l'organisme, mais modifie la composition chimique, un processus appelé permineralisation. Les minéraux les plus communs dans les ciments permineralisation sont carbonates (calcite), en particulier les formes de silice amorphe ( calcédoine, silex, chert) et pyrite . Dans le cas des ciments de silice, le processus est appelé lithification.
A haute pression et la température, la matière organique d'un organisme mort subit des réactions chimiques dans lesquelles volatiles telles que l'eau et le dioxyde de carbone sont expulsés. Le fossile, à la fin, se compose d'une fine couche de carbone pur ou sa forme minéralisée, graphite. Cette forme de fossilisation est appelé carbonisation. Il est particulièrement important pour les fossiles de plantes. Le même processus est responsable de la formation de combustibles fossiles comme lignite ou le charbon .
Structures sédimentaires primaires
Ouvrages d'art dans les roches sédimentaires peuvent être divisés en structures «primaires» (formés pendant le dépôt) et les structures «secondaires» (formées après le dépôt). Contrairement textures, structures sont toujours caractéristiques à grande échelle qui peuvent facilement être étudiées dans le domaine. Structures sédimentaires peuvent dire quelque chose sur l'environnement sédimentaire ou peuvent servir à raconter de quel côté l'origine fait face où la tectonique ont basculé ou renversé couches sédimentaires.
Les roches sédimentaires sont fixées dans les couches dites lits ou strates. Un lit est définie comme étant une couche de roche qui a un uniforme lithologie et la texture. Lits forment par le dépôt de couches de sédiments au-dessus de l'autre. La séquence de lits qui caractérise les roches sédimentaires est appelé literie. Lits simples peuvent être de quelques centimètres à plusieurs mètres d'épaisseur. Finer, couches moins prononcées sont appelés strates et de la structure, il se forme dans une roche est appelée stratification. Lamelles sont généralement moins d'une épaisseur de quelques centimètres. Bien que la literie et le laminage sont souvent à l'origine de nature horizontale, ce ne est pas toujours le cas. Dans certains environnements, les lits sont déposés à un (généralement de petite taille) angle. Parfois plusieurs ensembles de couches avec des orientations différentes existent dans la même roche, une structure appelée croix-literie. Croix-formes literie lorsque l'érosion à petite échelle se produit pendant le dépôt, en coupant une partie des lits. Les nouveaux lits forment alors un angle aux anciens.
Le contraire de la croix-literie est lamination parallèle, où toutes les couches sédimentaires est parallèle. Avec tôles, les différences sont généralement causées par des changements cycliques dans l'approvisionnement en sédiments, causées par exemple par les variations saisonnières des précipitations, de la température ou de l'activité biochimique. Lames qui représentent les changements saisonniers (similaire à anneaux des arbres) sont appelés varves. Toute roche sédimentaire composée de millimètre ou plus fines couches d'échelle peut être nommé avec le laminite terme général. Certaines roches ne ont pas de stratification du tout, leur caractère structurel est appelé la literie massif.
Granoclassement est une structure où les lits avec une granulométrie inférieure se produisent au-dessus des lits avec des grains plus gros. Cette structure se forme lorsque l'eau se écoulant rapide se arrête de couler. Grandes, fragments lourds en suspension se déposent d'abord, puis plus petits fragments. Bien granoclassement peut se former dans de nombreux environnements différents, il est caractéristique pour courants de turbidité.
Le formes de relief (la surface d'un lit notamment) peut être le signe d'un environnement sédimentaire particulier aussi. Des exemples de formes de lit comprennent dunes et ripple marks. Marquages uniques, tels que les marques d'outils et des moulages de flûte, sont bosquets creusées dans une couche sédimentaire qui sont conservés. Ce sont souvent des structures allongées et peuvent être utilisées pour établir le sens de l'écoulement pendant le dépôt.
Ripple marks se forment également dans l'eau qui coule. Il existe deux types: les rides des vagues asymétriques et symétriques ondulations de courant. Environnements où le courant est dans un sens, comme les rivières, produisent des ondulations asymétriques. La branche la plus longue de ces ondulations est orientée opposée à la direction du courant. Ondulations des vagues se produisent dans des environnements où les courants se produisent dans toutes les directions, comme battures.
Un autre type de forme de lit sont Des fentes de boue, provoquée par la déshydratation de sédiments qui vient parfois au-dessus de la surface de l'eau. Ces structures sont généralement trouvés au battures ou signaler barres le long des rivières.
Structures sédimentaires secondaires
Structures sédimentaires secondaires sont des structures dans les roches sédimentaires qui forment après le dépôt. Ces structures forment par des procédés chimiques, physiques et biologiques à l'intérieur des sédiments. Ils peuvent être des indicateurs de circonstances survenus après le dépôt. Certains peuvent être utilisés en tant que sens des critères.
Présence organique dans un sédiment peut laisser plus de traces que des fossiles. Pistes et conservés terriers sont des exemples de tracer fossiles (également appelés ichnofossiles). Certains fossiles de traces tels que des empreintes de pattes de dinosaures ou les premiers humains peuvent capturer l'imagination humaine, mais ces traces sont relativement rares. La plupart des traces fossiles sont de terriers mollusques ou des arthropodes . Ce est ce qu'on appelle des terriers bioturbation par sédimentologues. Il peut être un indicateur précieux de l'environnement biologique et écologique après le sédiment a été déposé. D'autre part, l'activité d'enfouissement d'organismes peuvent détruire d'autres structures (primaires) dans les sédiments, ce qui rend plus difficile une reconstruction.
Structures secondaires peuvent aussi avoir été formé par diagenesis ou la formation d'un sol ( pédogenèse) quand un sédiment est exposé au-dessus du niveau d'eau. Un exemple d'une structure commune diagénétique dans des roches carbonatées est un stylolite. Stylolites sont des plans irréguliers étaient matériau a été dissous dans les fluides interstitiels dans la roche. Le résultat de la précipitation de certaines espèces chimiques peut être de coloration et de coloration de la roche, ou la formation de concrétions. Concrétions sont à peu près les organes concentriques avec une composition différente de la roche hôte. Leur formation peut être le résultat de précipitations localisées en raison de petites différences dans la composition ou la porosité de la roche hôte, comme autour des fossiles, à l'intérieur des terriers ou autour des racines. Dans les roches carbonatées telles que calcaire ou craie, chert ou concrétions silex sont communs, tout en grès terrestres peuvent avoir des concrétions de fer. concrétions de calcite en argile sont appelés concrétions septarian.
Après le dépôt, les processus physiques peut déformer le sédiment, formation d'une troisième catégorie de structures secondaires. Densité contraste entre les différentes couches sédimentaires, comme entre le sable et l'argile, peut entraîner la structures de flamme ou met en charge, formé par inversé diapirisme. Le diapirisme provoque la couche supérieure dense à se enfoncer dans l'autre couche. Parfois, le contraste de densité peut entraîner ou faire croître lorsque l'un des lithologies déshydrate. L'argile peut être facilement comprimé à la suite de la déshydratation, tandis que le sable conserve le même volume et devient relativement moins dense. D'autre part, lorsque le pores pression du fluide dans une couche de sable dépasse un point critique le sable peut circuler à travers recouvrant des couches d'argile, formant organismes discordantes de roches sédimentaires appelées digues sédimentaires (le même processus peut former volcans de boue sur la surface).
Une digue sédimentaire peut également être formé dans un climat froid où le sol est gelé en permanence pendant une grande partie de l'année. Givre intempéries peut former des fissures dans le sol qui se remplissent de décombres d'en haut. Ces structures peuvent être utilisés comme indicateurs du climat ainsi que le mode de structures.
contrastes de densité peuvent aussi causer petite échelle failles , alors même que la sédimentation continue (syn-sédimentaire failles). Ces failles peut également se produire lorsque de grandes masses de sédiments non lithifiés sont déposées sur une pente, par exemple à la face avant d'un delta ou le talus continental. Instabilités dans ces sédiments peuvent entraîner affaissement. Les structures qui en résultent dans la roche sont syn-sédimentaire plis et failles, qui peuvent être difficiles à distinguer des plis et failles formées par forces tectoniques dans les roches lithifiés.
Environnements sédimentaires
Le cadre dans lequel se forme de roches sédimentaires est appelé l'environnement sédimentaire. Chaque environnement possède une combinaison caractéristique des processus et des circonstances géologiques. Le type de sédiment qui est déposé ne est pas seulement dépendante du sédiment qui est transporté à un endroit, mais aussi de l'environnement lui-même.
Un marine signifie l'environnement la roche a été formée dans une mer ou l'océan . Souvent, une distinction est faite entre les milieux marins profonds et peu profonds. Marin profond se réfère généralement à des environnements de plus de 200 m sous la surface de l'eau. Environnements marins peu profonds existent à côté de côtes et peuvent se étendre hors des limites de la plate-forme continentale. L'eau dans ces milieux a une énergie plus élevée que celle généralement dans des environnements profonds, en raison de l'activité des ondes. Cela signifie des particules grossières de sédiments peuvent être transportés et le sédiment déposé peut être plus grossière que dans des environnements profonds. Lorsque le sédiment disponible est transporté du continent, une alternance de sable , d'argile et limon est déposé. Lorsque le continent est loin, le montant de cette sédiments apporté peut-être petit, et les processus biochimiques dominent le type de roche qui se forme. Surtout dans les climats chauds, les environnements marins peu profonds voir loin des côtes essentiellement dépôt de roches carbonatées. L'eau chaude et peu profonde est un habitat idéal pour de nombreux petits organismes qui construisent des squelettes de carbonate. Lorsque ces organismes meurent leurs squelettes couler au fond, formant une épaisse couche de boue calcaire qui peuvent en lithify calcaire. Milieux marins chaudes et peu profondes sont également idéales pour les environnements récifs coralliens, où les sédiments se compose principalement des squelettes calcaires d'organismes plus importants.
Dans les environnements marins profonds, le courant d'eau sur le fond de la mer est faible. Seulement fines particules peuvent être transportés à ces lieux. Typiquement sédiments déposer sur le plancher océanique sont argile fine ou petits squelettes de micro-organismes. A 4 km de profondeur, la solubilité des carbonates augmente considérablement (la zone de profondeur où cela se produit est appelé le lysocline). Sédiments calcaires qui se enfonce en dessous de la lysocline dissoudre, donc pas de calcaire peut être formée en dessous de cette profondeur. Les squelettes de micro-organismes formés de silice (tel que radiolaires) Caution encore bien. Un exemple d'une roche formée de squelettes de silice est radiolarite. Lorsque le fond de la mer a une faible inclinaison, par exemple à la pentes continentales, la couverture sédimentaire peuvent devenir instable, entraînant courants de turbidité. Les courants de turbidité sont perturbations brutales de l'environnement marin normalement assez profond et peuvent provoquer le dépôt instantanée géologiquement parlant de grandes quantités de sédiments, tels que le sable et le limon. La séquence de roche formée par un courant de turbidité est appelée turbidite.
La côte est un environnement dominé par l'action des vagues. A la plage , sédiments grossiers dominante comme le sable ou gravier est déposé, souvent mêlé à des fragments d'obus. Battures et les bancs sont des lieux qui sèchent parfois à cause de la marée . Ils sont souvent recoupés par des ravins, où le courant est fort et la taille des grains des sédiments déposés est plus grande. Où le long d'une côte (soit la côte d'une mer ou d'un lac) rivières pénètrent dans le corps de l'eau, deltas peuvent se former. Ce sont de grandes accumulations de sédiments transportés du continent à des endroits en face de l'embouchure de la rivière. Deltas sont en majorité composées de sédiments clastiques.
Une roche sédimentaire formée sur la terre a un environnement sédimentaire continental. Des exemples de milieux continentaux sont les lagunes, les lacs, marécages, les plaines inondables et les cônes alluviaux. Dans l'eau calme de marécages, lacs et lagunes, sédiments fins est déposé, mêlée de matière organique à partir de plantes et d'animaux morts. En cours d'eau, l'énergie de l'eau est beaucoup plus élevé et le matériau transporté est constitué de sédiments détritiques. Outre le transport par eau, les sédiments peut dans les environnements continentaux aussi être transporté par le vent ou les glaciers. Sédiments transportés par le vent est appelé éolien et est toujours très bien triée, alors que les sédiments transportés par un glacier est appelé glaciaire et est caractérisé par une très mauvaise tri.
Faciès sédimentaires
Environnements sédimentaires généralement de pair avec l'autre dans certaines successions naturelles. Une plage, où le sable et le gravier est déposé, est généralement limitée par un environnement marin plus profond un peu au large, où les sédiments plus fins sont déposés en même temps. Derrière la plage, il peut y avoir des dunes (où le dépôt dominante est bien triée sable) ou d'un lagon (où l'argile fine et de matière organique est déposé). Chaque environnement sédimentaire a ses propres caractéristiques dépôts. La roche typique formé dans un certain environnement est appelé ses faciès sédimentaires. Lorsque les strates sédimentaires accumulent à travers le temps, l'environnement peut changer, formant un changement de faciès dans le sous-sol à un endroit. D'autre part, quand une couche de roche avec un certain âge est suivie latéralement, la lithologie (le type de roche) et faciès éventuellement changer.
Faciès peuvent être distinguées dans un certain nombre de façons: façons les plus courantes sont par la lithologie (par exemple: le calcaire, siltstone ou grès) ou fossiles . contenu Coral par exemple ne vit que dans des environnements et des fossiles de coraux marins chaudes et peu profondes sont donc typique de faciès marins peu profonds. Faciès déterminées par lithologie sont appelés lithofaciès; faciès déterminées par les fossiles sont biofaciès.
Environnements sédimentaires peuvent changer leurs positions géographiques à travers le temps. Les côtes peuvent changer dans la direction de la mer lorsque le niveau de la mer baisse, lorsque la surface augmente en raison de forces tectoniques de la croûte de la Terre ou quand une rivière forme un grand delta. Dans le sous-sol, de tels déplacements géographiques des environnements sédimentaires du passé sont enregistrés dans les changements de faciès sédimentaires. Cela signifie que les faciès sédimentaires peuvent changer parallèle ou perpendiculaire à une couche imaginaire de rock avec un âge fixe, un phénomène décrit par la loi de Walther.
La situation dans laquelle côtes se déplacent dans le sens du continent est appelé transgression. Dans le cas de transgression, faciès marins profonds sont déposées sur faciès peu profondes, une succession appelé onlap. La régression est la situation dans laquelle un littoral se déplace dans la direction de la mer. Avec la régression, faciès peu profondes sont déposés sur le dessus de faciès plus profondes, une situation appelée offlap.
Les faciès de toutes les roches d'un certain âge peuvent être tracées sur une carte pour donner un aperçu de la paléogéographie. Une séquence de cartes pour les différents âges peut donner un aperçu de l'évolution de la géographie régionale.
Les bassins sédimentaires
Lieux où la sédimentation à grande échelle a lieu sont appelés bassins sédimentaires. La quantité de sédiments qui peut être déposé dans un bassin dépend de la profondeur du bassin, la soi-disant espace de logement. Profondeur, la forme et la taille d'un bassin dépendent de la tectonique, les mouvements au sein de la de la Terre lithosphère. où la lithosphère se déplace vers le haut ( soulèvement tectonique), la terre finit par remonter au dessus du niveau de la mer, de sorte que et l'érosion enlève de la matière, et la région devient une source de nouveaux sédiments. Où la lithosphère se déplace vers le bas ( subsidence tectonique), il se forme un bassin de sédimentation et peuvent avoir lieu. Lorsque la lithosphère cesse diminuant, nouvel espace de logement continue à être créé.
Un type de bassin formé par l'écartement des deux pièces d'un continent est appelé un bassin de rift. Bassins Rift sont des bassins allongés, étroites et profondes. En raison de mouvements divergents, la lithosphère est étirée et amincie, de sorte que les chaudes asthénosphère se lève et réchauffe le bassin recouvrant rift. En dehors de sédiments continentaux, bassins de rift normalement ont également partie de leur remplissage constitué de dépôts volcaniques. Lorsque le bassin croît raison de la poursuite d'étirement de la lithosphère, le fossé grandit et la mer peut entrer, formant des dépôts marins.
Quand un morceau de la lithosphère qui a été chauffé et étiré refroidit à nouveau, sa densité augmente, provoquant l'affaissement isostatique. Si cette subsidence continue assez longtemps le bassin est appelé un bassin à l'affaissement. Des exemples de bassins affaissement sont les régions situées le long passif des marges continentales, mais bassins d'affaissement peuvent également être trouvés dans l'intérieur des continents. Dans les bassins affaissement, le poids supplémentaire des sédiments récemment déposés est suffisant pour garder l'affaissement d'aller dans un cercle vicieux. L'épaisseur totale du remplissage sédimentaire dans un affaissement des bassins peut donc dépasser 10 km.
Un troisième type de bassin existe le long des frontières de plaques convergentes - les endroits où un . mouvements des plaques tectoniques sous une autre dans l'asthénosphère Le des virages de plaque plongeante et forme un bassin d'avant-arc en face de la plaque-un bassin primordial allongée, profondément asymétrique. Bassins avant-arc sont remplis avec des dépôts marins profonds et épaisses séquences de turbidites. Cette remplissage est appelé flysch. Lorsque le mouvement convergent des deux résultats plaques en collision continentale, le bassin devient moins profonde et se développe en une bassin d'avant-pays. Dans le même temps, le soulèvement tectonique forme une ceinture de montagne dans la plaque supérieure, à partir de laquelle de grandes quantités de matériaux sont érodés et transportés vers le bassin . Ce matériau d'érosion d'une chaîne de montagne de croissance est appelé molasse et a un marin peu profond ou un faciès continentaux.
Dans le même temps, le poids croissant de la courroie de montagne peut provoquer un affaissement isostatique dans la zone de la plaque chevauchante de l'autre côté de la courroie de montagne. Le type de bassin résultant de cette subsidence est appelé un bassin d'arrière-arc et est généralement rempli par des dépôts marins peu profonds et molasse.
Influence des cycles astronomiques
Dans de nombreux cas 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'offre de sédiments et de l'environnement sédimentaire. La plupart de ces changements cycliques sont causés par astronomiques cycles. Cycles astronomiques courts peuvent être la différence entre les marées ou la marée de printemps toutes les deux semaines. Sur une échelle de temps plus grande, les changements cycliques du climat et du niveau de la mer sont causés par des cycles de Milankovitch : changements cycliques dans l'orientation et / ou la position de l'axe de rotation de la Terre et orbite autour du Soleil Il existe un certain nombre de cycles de Milankovitch connu, d'une durée entre 10.000 et 200.000 années.
Relativement petits changements dans l'orientation de l'axe ou la longueur des saisons de la Terre peuvent avoir une influence importante sur le climat de la Terre. Un exemple sont les âges de glace de 2,6 millions d'années (le Quaternaire période ), qui sont supposés avoir été causés par les cycles astronomiques. Le changement climatique peut influer sur le niveau global de la mer (et donc la quantité d'espace d'hébergement dans les bassins sédimentaires) et l'apport de sédiments d'une certaine région. Finalement, les petits changements dans les paramètres astronomiques peuvent provoquer de grands changements dans l'environnement sédimentaire et de la sédimentation.
Les taux de sédimentation
La vitesse à laquelle les sédiments se dépose diffère en fonction de l'emplacement. Un canal dans un appartement de marée peut voir le dépôt de quelques mètres de sédiments en une journée, tandis que sur le plancher océanique profonde chaque année que quelques millimètres de sédiments 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 soudaines comme des mouvements de masse, des éboulements ou des inondations . Processus catastrophiques peuvent voir le dépôt soudaine d'une grande quantité de sédiments à la fois. Dans certains environnements sédimentaires, la plupart de la colonne totale de roche sédimentaire a été formé par des processus catastrophiques, même si l'environnement est généralement un endroit calme. D'autres environnements sédimentaires sont dominées par sédimentation cours normal.
Dans de nombreux cas, la sédimentation se produit lentement. Dans un désert , par exemple, le vent gisements de matières silicoclastique (de sable ou de limon) dans certains endroits, ou d'inondation catastrophique d'un oued peuvent provoquer des dépôts soudains de grandes quantités de matériel détritique, mais dans la plupart des endroits érosion éolienne domine. La quantité de roches sédimentaires qui se forme ne dépend pas seulement de la quantité de matériel fourni, mais aussi sur la façon dont le matériau consolide. L'érosion enlève les sédiments les plus déposées peu de temps après le dépôt.
Stratigraphie
Que de nouvelles couches de roche sont au-dessus des couches plus âgés de rock est indiqué dans le principe de superposition. Il ya habituellement quelques lacunes dans la séquence appelée discordances. Ceux-ci représentent des périodes où aucun nouveau sédiments ont été déposés, ou lorsque les couches sédimentaires antérieures 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 vestiges préservés d'anciennes plantes et animaux . Le charbon est considéré comme un type de roche sédimentaire. La composition des sédiments nous fournit des indices quant à la roche d'origine. Les différences entre les couches successives indiquent des changements à l'environnement au fil du temps. Les roches sédimentaires peuvent contenir des fossiles parce que, contrairement à la plupart des roches ignées et métamorphiques, ils forment à des températures et des pressions qui ne détruisent pas des restes fossiles.
