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Les conglomérats sont des roches à gros grains composées principalement de particules de la taille de graviers, généralement liées par une matrice à grains plus fins. Ces roches sont souvent subdivisées en conglomérats et brèches. La principale caractéristique qui distingue ces deux catégories est le degré d'arrondi. Les particules de la taille de graviers qui composent les conglomérats sont bien arrondies, tandis que celles des brèches sont anguleuses. Les conglomérats sont fréquents dans les successions stratigraphiques de la plupart, voire de toutes les époques, mais ne représentent qu'un pour cent, voire moins, de la masse totale des roches sédimentaires. Du point de vue de leur origine et de leurs mécanismes de dépôt, ils sont très similaires aux grès. De ce fait, les deux catégories présentent souvent les mêmes structures sédimentaires.
Grès
Les roches classées comme roches argileuses sont à grains très fins. Le limon et l'argile représentent au moins 50 % de leur composition. Les systèmes de classification des roches argileuses varient, mais la plupart se basent sur la granulométrie de leurs principaux constituants. Dans les roches argileuses, il s'agit généralement du limon et de l'argile.
Selon Blatt, Middleton et Murray , les roches argileuses composées principalement de particules de limon sont classées comme des siltites. Les roches dont la particule majoritaire est l'argile sont quant à elles appelées argilites. En géologie, un mélange de limon et d'argile est appelé boue. Les roches contenant de grandes quantités d'argile et de limon sont appelées argilites. Dans certains cas, le terme schiste est également utilisé pour désigner les roches argileuses et reste largement accepté. Cependant, d'autres utilisent le terme schiste pour subdiviser les roches argileuses en fonction du pourcentage de constituants argileux. La forme lamellaire de l'argile permet à ses particules de s'empiler les unes sur les autres, créant des lamines ou des lits. Plus un échantillon contient d'argile, plus la roche est laminée. Dans ce cas, le terme schiste est réservé aux roches argileuses laminées, tandis que le terme argilite désigne celles qui ne le sont pas.
Schiste noir
Diagenèse des roches sédimentaires silicoclastiques
Les roches silicoclastiques se forment initialement à partir de dépôts sédimentaires peu compacts, tels que des graviers, des sables et des boues. La transformation de ces sédiments meubles en roches sédimentaires dures est appelée lithification . Au cours de ce processus, les sédiments subissent des transformations physiques, chimiques et minéralogiques avant de devenir de la roche. Le principal processus physique de la lithification est la compaction. À mesure que le transport et le dépôt des sédiments se poursuivent, de nouveaux sédiments se déposent sur les couches précédemment déposées, les recouvrant. L'enfouissement se poursuit et le poids des sédiments sus-jacents entraîne une augmentation de la température et de la pression. Cette augmentation de température et de pression provoque le compactage des sédiments à grains meubles, réduisant ainsi leur porosité et chassant l'eau des sédiments. La porosité est encore réduite par la précipitation de minéraux dans les pores restants. La dernière étape du processus est la diagenèse , qui sera détaillée ci-dessous.
Cimentation
La cimentation est le processus diagénétique par lequel les sédiments clastiques grossiers se lithifient ou se consolident en roches dures et compactes, généralement par dépôt ou précipitation de minéraux dans les espaces entre les grains de sédiment. La cimentation peut se produire simultanément au dépôt ou ultérieurement. De plus, une fois déposé, un sédiment est sujet à la cimentation au cours des différentes étapes de la diagenèse décrites ci-dessous.
Enfouissement superficiel (éogenèse)
L'éogenèse désigne les premières étapes de la diagenèse. Elle se déroule à très faible profondeur, de quelques mètres à quelques dizaines de mètres sous la surface. Les changements qui surviennent durant cette phase diagénétique sont principalement liés au remaniement des sédiments. La compaction et le réarrangement des grains, la bioturbation , ainsi que les modifications minéralogiques se produisent à des degrés divers. Du fait de la faible profondeur, les sédiments ne subissent qu'une faible compaction et un réarrangement mineur des grains durant cette étape. Les organismes remanient les sédiments près de l'interface de dépôt en creusant, en rampant et, dans certains cas, en ingérant les sédiments. Ce processus peut détruire les structures sédimentaires présentes lors du dépôt. Des structures telles que la lamination laissent place à de nouvelles structures associées à l'activité des organismes. Bien que proche de la surface, l'éogenèse crée les conditions nécessaires à d'importantes modifications minéralogiques, principalement la précipitation de nouveaux minéraux.
Changements minéralogiques au cours de l'éogenèse
Les transformations minéralogiques qui surviennent lors de l'éogenèse dépendent du milieu de dépôt des sédiments. Par exemple, la formation de pyrite est caractéristique des conditions réductrices des milieux marins . La pyrite peut se former comme ciment ou remplacer des matières organiques, telles que des fragments de bois. Parmi les autres réactions importantes, on note la formation de chlorite , de glauconite , d'illite et d'oxyde de fer (en présence d'eau interstitielle oxygénée). La précipitation de feldspath potassique, de surcroissances de quartz et de ciments carbonatés se produit également en milieu marin. En milieu non marin, les conditions oxydantes prédominent presque toujours, ce qui explique la production fréquente d'oxydes de fer et de minéraux argileux du groupe kaolinique . La précipitation de ciments de quartz et de calcite peut également avoir lieu en milieu non marin.
Enfouissement profond (mésogénie)
Compactage
À mesure que les sédiments s'enfouissent plus profondément, la pression exercée par la charge augmente, entraînant un tassement important des grains et un amincissement des couches. Ceci provoque une augmentation de la pression entre les grains, et donc de leur solubilité. Il en résulte une dissolution partielle des grains de silicate, phénomène appelé dissolution sous pression. Chimiquement parlant, l'augmentation de la température peut également accélérer les réactions chimiques, ce qui accroît la solubilité de la plupart des minéraux courants (à l'exception des évaporites). De plus, l'amincissement des couches et la diminution de la porosité permettent la cimentation par précipitation de ciments siliceux ou carbonatés dans les pores restants.
Dans ce processus, les minéraux cristallisent à partir de solutions aqueuses qui s'infiltrent à travers les pores entre les grains de sédiment. Le ciment ainsi formé peut avoir ou non la même composition chimique que le sédiment. Dans les grès, les grains de la structure sont souvent cimentés par de la silice ou du carbonate. L'étendue de la cimentation dépend de la composition du sédiment. Par exemple, dans les grès lithiques, la cimentation est moins importante car l'espace poreux entre les grains est rempli d'une matrice argileuse qui laisse peu de place à la précipitation. C'est souvent le cas également pour les mudstones. Du fait de la compaction, les sédiments argileux qui composent les mudstones sont relativement imperméables.
Dissolution
La dissolution des grains de silicate de la charpente et du ciment carbonaté préalablement formé peut se produire lors d'un enfouissement profond. Les conditions qui favorisent ce phénomène sont essentiellement opposées à celles requises pour la cimentation. Les fragments de roche et les minéraux silicatés de faible stabilité, tels que le feldspath plagioclase , les pyroxènes et les amphiboles , peuvent se dissoudre sous l'effet de l'augmentation des températures d'enfouissement et de la présence d'acides organiques dans les eaux interstitielles. La dissolution des grains de la charpente et des ciments accroît la porosité, notamment dans les grès.
Remplacement minéral
Ce processus se caractérise par la dissolution d'un minéral et son remplacement par un autre par précipitation. Ce remplacement peut être partiel ou total. Un remplacement total altère l'identité des minéraux ou fragments de roche d'origine, donnant une image biaisée de la minéralogie initiale de la roche. La porosité peut également être affectée par ce processus. Par exemple, les minéraux argileux ont tendance à combler les pores, réduisant ainsi la porosité.
télogénèse
Lors de l'enfouissement, les dépôts silicoclastiques peuvent être soulevés ultérieurement par un épisode orogénique ou par l'érosion . Ce soulèvement expose les dépôts enfouis à un environnement radicalement nouveau. Les sédiments ainsi soulevés sont soumis à des températures et des pressions plus basses, ainsi qu'à des eaux de pluie légèrement acides. Dans ces conditions, les grains de la matrice et le ciment subissent une nouvelle dissolution, ce qui augmente la porosité. Par ailleurs, la télogénèse peut également transformer les grains de la matrice en argiles, réduisant ainsi la porosité. Ces transformations dépendent des conditions spécifiques d'exposition de la roche, ainsi que de sa composition et de celle des eaux interstitielles. Certaines eaux interstitielles peuvent induire la précipitation de ciments carbonatés ou siliceux. Ce processus peut également favoriser l'oxydation de divers minéraux ferrifères.
Brèches sédimentaires
Les brèches sédimentaires sont un type de roche sédimentaire clastique composée de clastes anguleux à subanguleux, orientés aléatoirement, provenant d'autres roches sédimentaires. Elles peuvent se présenter sous deux formes :
- Dans les coulées de débris sous-marines , les avalanches , les coulées de boue ou les écoulements de masse en milieu aqueux, les turbidites constituent une forme de dépôt de coulée de débris ; il s’agit d’un dépôt périphérique à grains fins associé à une coulée de brèche sédimentaire.
- Il s'agit de fragments de roches anguleux, mal triés et très immatures, inclus dans une matrice à grain fin et produits par des mouvements de masse. Ce sont, en substance, des colluvions lithifiées . D'épaisses séquences de brèches sédimentaires (colluviales) se forment généralement à proximité des escarpements de failles dans les grabens .
Sur le terrain, il peut parfois être difficile de distinguer une brèche sédimentaire de coulée de débris d'une brèche colluviale, surtout si l'on se base uniquement sur des données de forage . Les brèches sédimentaires constituent une roche encaissante essentielle pour de nombreux dépôts exhalatifs sédimentaires .
Roches clastiques ignées
Les roches métamorphiques clastiques comprennent des brèches formées dans des failles , ainsi que certaines protomylonites et pseudotachylites . Il arrive que des roches métamorphiques subissent une bréchification sous l'effet de fluides hydrothermaux , formant ainsi une brèche d'hydrofracturation .
Roches clastiques hydrothermales
Les roches clastiques hydrothermales sont généralement celles formées par hydrofracturation , un processus par lequel la circulation hydrothermale fissure et bréchifie les roches encaissantes et les remplit de veines. Ce phénomène est particulièrement marqué dans les gisements épithermaux et est associé aux zones d'altération autour de nombreuses roches intrusives, notamment les granites . De nombreux gisements de skarn et de greisen sont associés à des brèches hydrothermales.
brèches d'impact
Une forme assez rare de roche clastique peut se former lors d' un impact de météorite . Elle est principalement composée d'éjectas : des clastes de roche encaissante , des fragments de roche fondue, des tectites (verre éjecté du cratère d'impact) et des fragments exotiques, y compris des fragments provenant de l'impacteur lui-même.
L’identification d’une roche clastique comme une brèche d’impact nécessite la reconnaissance des cônes de percussion , des tectites, des sphérulites et de la morphologie d’un cratère d’impact , ainsi que la reconnaissance potentielle de signatures chimiques et d’éléments traces particulières, notamment l’osmiridium .