Couleur
La couleur d’une roche sédimentaire est souvent principalement déterminée par le fer, un élément qui possède 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 (anoxie) et donne à la roche une couleur grise ou verdâtre. L’oxyde de fer(III) (Fe2O3), dans un environnement plus riche en oxygène, se trouve souvent sous la forme du minéral hématite 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. Les séquences épaisses de roches sédimentaires rouges formées dans les climats arides sont appelées lits rouges. Cependant, une couleur rouge ne signifie pas nécessairement que la roche s’est formée dans un environnement continental ou un climat aride.
La présence de matière organique peut colorer une roche en noir ou en gris. La matière organique est formée d’organismes morts, principalement des plantes. Normalement, cette matière finit par se décomposer par oxydation ou par 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 et des lacs profonds. Il y a peu de mélange d’eau dans de tels environnements ; par conséquent, l’oxygène des eaux de surface n’est pas amené vers le bas, et le sédiment déposé est normalement une fine argile sombre. Les roches sombres, riches en matière organique, sont donc souvent des schistes.
Texture
La taille, forme et l’orientation des clastes (les morceaux de roche originaux) dans un sédiment s’appellent sa texture. La texture est une propriété à petite échelle d’une roche, mais elle détermine nombre de ses propriétés à grande échelle, comme la densité, la porosité ou la perméabilité.
L’orientation 3D des clastes est appelée 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 depuis leur origine ; la boue fine et calcaire ne se dépose que dans des eaux calmes, tandis que le gravier et les clastes plus gros ne sont déplacés que par des eaux en mouvement rapide. La granulométrie d’une roche est généralement exprimée à l’aide de l’échelle de Wentworth, bien que d’autres échelles soient parfois utilisées. La taille des grains peut être exprimée en diamètre ou en volume, et il s’agit toujours d’une valeur moyenne, car une roche est composée de clastes de tailles différentes. La distribution statistique des tailles de grain est différente selon les types de roche et est décrite par 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 dispersion de la taille des grains, la roche est dite « mal triée ».
La forme des clastes peut refléter l’origine de la roche. Par exemple, la coquine, une roche composée de clastes de coquillages brisés, ne peut se former que dans une eau énergétique. La forme d’un clast peut être décrite à l’aide de quatre paramètres :
- La texture de surface décrit la quantité de relief à petite échelle de la surface d’un grain, trop faible pour influencer la forme générale. Par exemple, les grains givrés, qui sont couverts de fractures à petite échelle, sont caractéristiques des grès éoliens.
- L’arrondi décrit la douceur 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, constituée entièrement de cristaux. Pour décrire une telle texture, seules la taille moyenne des cristaux et la fabrique sont nécessaires.
Minéralogie
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. Les minéraux d’une roche sédimentaire peuvent avoir été présents dans les sédiments d’origine ou avoir été formés par précipitation pendant la diagenèse. Dans le second cas, un précipité minéral peut s’être développé sur une génération plus ancienne de ciment. Une histoire diagénétique complexe peut être établie par minéralogie optique, à l’aide d’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 dont il a été transporté jusqu’au lieu de dépôt et la stabilité de ce minéral particulier.
La résistance des minéraux formant la roche 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 que lorsque peu d’altération a eu lieu. L’importance de l’altération dépend principalement de la distance par rapport à la zone d’origine, du climat local et du temps qu’il a fallu pour que les sédiments soient transportés jusqu’au point où ils sont déposés. 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.
Fossiles
Parmi les trois grands 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 des pressions qui ne détruisent pas les restes de fossiles. Souvent, ces fossiles ne sont visibles qu’à l’agrandissement.
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 ne peuvent avoir lieu, ce qui conduit à la fossilisation. Les chances de fossilisation sont plus élevées lorsque le taux de sédimentation est élevé (de sorte qu’une carcasse est rapidement enterrée), dans les environnements anoxiques (où l’activité bactérienne est faible) ou lorsque l’organisme avait un squelette particulièrement dur. Les fossiles plus grands et bien conservés sont relativement rares.
Les fossiles peuvent être à la fois les restes directs ou les empreintes d’organismes et leurs squelettes. Les parties les plus couramment préservées sont les parties les plus dures des organismes, comme les os, les coquillages et les tissus ligneux des plantes. Les tissus mous ont beaucoup moins de chance d’être fossilisés, et la préservation des tissus mous d’animaux âgés de plus de 40 millions d’années est très rare. Les empreintes d’organismes faites alors qu’ils étaient encore vivants sont appelées traces fossiles, dont les exemples sont les terriers, les 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 coquille 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 les cavités autrefois occupées par des vaisseaux sanguins, des tissus vasculaires ou d’autres tissus mous. Cela préserve la forme de l’organisme mais modifie sa composition chimique, un processus appelé perminéralisation. Les minéraux les plus courants impliqués dans la perminéralisation sont diverses formes de silice amorphe (calcédoine, silex, chert), les carbonates (notamment la calcite) et la pyrite.
À haute pression et à haute température, la matière organique d’un organisme mort subit des réactions chimiques au cours desquelles des substances volatiles comme l’eau et le dioxyde de carbone sont expulsées. 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. Elle est particulièrement importante pour les fossiles végétaux. Le même processus est responsable de la formation des combustibles fossiles comme le lignite ou le charbon.
Structures sédimentaires primaires
Les structures des roches sédimentaires peuvent être divisées en structures primaires (formées pendant le dépôt) et en structures secondaires (formées après le dépôt). Contrairement aux textures, les structures sont toujours des caractéristiques à grande échelle qui peuvent facilement être étudiées sur le terrain. Les structures sédimentaires peuvent indiquer quelque chose sur l’environnement sédimentaire ou peuvent servir à dire quel côté faisait face à l’origine lorsque 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 présente 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 litage. Les lits simples peuvent avoir une épaisseur de quelques centimètres à plusieurs mètres. Les couches plus fines et moins prononcées sont appelées lamines, et la structure qu’une lamina forme dans une roche est appelée laminage. Les lamines ont généralement moins de quelques centimètres d’épaisseur. Bien que le litage et la stratification soient souvent horizontaux à l’origine, ce n’est pas toujours le cas. Dans certains environnements, les lits sont déposés selon un angle (généralement faible). Parfois, plusieurs ensembles de couches ayant des orientations différentes existent dans la même roche, une structure appelée litage croisé. La stratification croisée est caractéristique du dépôt par un milieu fluide (vent ou eau).
L’opposé de la stratification croisée est la stratification parallèle, où toutes les couches sédimentaires sont parallèles. Les différences de laminations sont généralement dues à 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 lamines qui représentent des changements saisonniers (semblables aux cernes des arbres) sont appelées varves. Toute roche sédimentaire composée de couches d’échelle millimétrique ou plus fine peut être désignée par le terme général de laminite. Lorsque les roches sédimentaires n’ont aucune stratification, leur caractère structurel est appelé litage massif.
Le litage gradué est une structure où des lits avec une taille de grain plus petite se trouvent au-dessus de lits avec des grains plus gros. Cette structure se forme lorsque des eaux à écoulement rapide s’arrêtent de couler. Les clastes plus gros et plus lourds en suspension se déposent en premier, puis les clastes plus petits. Bien que le litage gradué puisse se former dans de nombreux environnements différents, il s’agit d’une caractéristique des courants de turbidité.
La surface d’un lit particulier, appelée forme du lit, peut également être indicative d’un environnement sédimentaire particulier. Les dunes et les marques d’ondulation sont des exemples de formes de lit. Les marques de semelle, telles que les marques d’outils et les moulages de cannelures, sont des rainures érodées sur une surface qui sont préservées par une sédimentation renouvelée. Ce sont souvent des structures allongées et peuvent être utilisées pour établir la direction de l’écoulement pendant le dépôt.
Les marques d’ondulation se forment également dans les eaux courantes. Elles peuvent être symétriques ou asymétriques. Les ripples asymétriques se forment dans des environnements où le courant est dans une seule direction, comme les rivières. Le flanc le plus long de ces ondulations se trouve du côté amont du courant. Les ondulations symétriques se forment dans des environnements où les courants s’inversent, comme les plaines de marée.
Les fissures de boue sont une forme de lit causée par la déshydratation des sédiments qui sortent occasionnellement de la surface de l’eau. On trouve couramment de telles structures dans les estrans ou les barres de pointe le long des rivières.
Structures sédimentaires secondaires
Les structures sédimentaires secondaires sont celles qui se sont formées après le dépôt. Ces structures se forment par des processus chimiques, physiques et biologiques au sein des sédiments. Elles peuvent être des indicateurs des circonstances après le dépôt. Certaines peuvent être utilisées comme critères de remontée.
Les matières organiques présentes dans un sédiment peuvent laisser plus de traces que de simples fossiles. Les traces et les terriers préservés sont des exemples de fossiles-traces (également appelés ichnofossiles). Ces traces sont relativement rares. La plupart des traces 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 du sédiment. D’autre part, l’activité de fouissement des organismes peut détruire d’autres structures (primaires) dans le sédiment, ce qui rend une reconstruction plus difficile.
Les structures secondaires peuvent également se former par diagenèse ou par la formation d’un sol (pédogenèse) lorsqu’un sédiment est exposé au-dessus du niveau de l’eau. Un exemple de structure diagénétique courante dans les roches carbonatées est une stylolite. Les stylolites sont des plans irréguliers où des matériaux ont été dissous dans les fluides interstitiels de la roche. Il peut en résulter la précipitation d’une certaine espèce chimique produisant une coloration et des taches sur la roche, ou la formation de concrétions. Les concrétions sont des corps grossièrement concentriques dont la composition est différente de celle de la roche hôte. Leur formation peut être le résultat d’une précipitation localisée due 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. Dans les roches carbonatées comme 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, les processus physiques peuvent déformer les sédiments, produisant une troisième classe de structures secondaires. Les contrastes de densité entre différentes couches sédimentaires, par exemple entre le sable et l’argile, peuvent donner lieu à des structures en flamme ou à des moulages de charge, formés par diapirisme inversé. Alors que le lit clastique est encore fluide, le diapirisme peut faire s’enfoncer une couche supérieure plus dense dans une couche inférieure. Parfois, des contrastes de densité apparaissent ou sont renforcés 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 percé les couches supérieures.
Les dykes sédimentaires peuvent également se former dans un climat froid où le sol est gelé en permanence pendant une grande partie de l’année. L’altération par le gel peut former des fissures dans le sol qui se remplissent de gravats provenant du haut. De telles structures peuvent être utilisées comme indicateurs climatiques ainsi que comme structures de remontée.
Les contrastes de densité peuvent également provoquer des failles à petite échelle, même lorsque la sédimentation progresse (faille sédimentaire synchrone). De telles failles peuvent également se produire lorsque de grandes masses de sédiments non lithifiés se déposent sur une pente, comme à l’avant d’un delta ou sur la pente continentale. Les instabilités de ces sédiments peuvent entraîner l’affaissement des matériaux déposés, ce qui produit des fissures et des plissements. Les structures qui en résultent 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.