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L'évolution post-dépôt

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L'évolution post-dépôt

  • Dans l'évolution post-sédimentaire, il est possible de distinguer un certain nombre de grandes étapes, qui vont se succéder au cours du temps et amener des modifications de plus en plus importantes du sédiment originel. On distinguera donc ci-dessous la pédogenèse (développement d'un sol) qui peut intervenir lorsqu'un sédiment est émergé; la compaction, qui consiste d'abord en une expulsion d'eau suite à la surcharge provoquée par l'accumulation des sédiments et la diagenèse qui concerne surtout des phénomènes (bio)chimiques de dégradation de la matière organique et de dissolution et cristallisation. On abordera aussi, de manière brève, le problème de la fossilisation et de la perte d'information qu'il représente.

    1. PEDOGENESE

    1.1. Généralités

    Une attention particulière doit être accordée aux transformations susceptibles d'affecter un sédiment lors de son évolution en milieu continental. De tels témoignages d'émersion doivent absolument être mis en évidence, notamment pour leur intérêt paléogéographique.

    La pédogenèse correspond au développement d'un sol sur un substrat minéral. Ce processus est en général long (plusieurs milliers d'années) et peut aboutir à différents types de sols en fonction du substrat, du climat (voir chapitre II) et de la durée de la pédogenèse. Nous allons prendre un profil idéalisé comme exemple (Fig. VI.1) et passer en revue les différents horizons pédologiques et les processus dominants qui y sont observés.

    Figure VI.1: profil idéalisé dans un sol, montrant les différents horizons et les processus qui y sont observés. D'après Konhauser (2007), modifié.

    Le premier horizon (horizon-O) est très riche en débris organiques dans des stades de décomposition variés. Différents processus microbiens vont générer des acides organiques qui contribuent à une mise en solution des cations métalliques sous la forme de chélates (oxalates, citrates,...). L'eau de pluie, enrichie en CO2 par la fermentation et la respiration, va avoir le même rôle. Toutes ces réactions vont aboutir à la formation d'un horizon-E lessivé, enrichi en éléments résistants (quartz, oxydes) et appauvri en cations métalliques. Les horizons O et E correspondent aussi à la rhizosphère, c-à-d à la zone du sol colonisée par les racines. La population microbienne y est très importante. Les nombreux échanges entre le sol et les racines contribuent au développement des manchons racinaires dont nous parlerons ci-dessous et qui sont de très bons indices de pédogenèse dans l'Ancien.

    Les cations solubilisés dans l'horizon-E peuvent précipiter plus bas dans le profil, là où le pH redevient plus élevé (neutralisation progressive des acides organiques) et où les chélates sont oxydés: c'est l'horizon-B. En climat aride, l'évaporation provoque la précipitation de carbonates et d'oxydes.

    Nous allons maintenant passer en revue les critères qui permettent de reconnaître le développement d'un paléosol, en particulier en environnement carbonaté.

    1.2. Critères de pédogenèse en environnement carbonaté

    Le développement de paléosols sur horizons carbonatés est essentiellement la conséquence de phénomènes de dissolution et précipitation, avec comme résultat la redistribution et la réorganisation d'une grande partie des carbonates originaux. Les structures les plus courantes sont les suivantes (Wright, 1994).

    1.2.1. Structures macroscopiques

    - les rhizolithes: ces structures sont particulièrement bien développées dans les dépôts éoliens où les végétaux doivent posséder des racines profondes pour atteindre la nappe phréatique. De nombreux types de rhizolithes ont été décrits dans la littérature. D'une manière générale, ces structures comprennent un vide (occupé à l'origine par les tissus végétaux), de forme souvent fourchue avec extrémités coniques, éventuellement empli par des sédiments postérieurs et un manchon ou enveloppe, constitué de calcaire fin. La Fig. VI.2 schématise les différentes microstructures associées aux rhizolithes;

    Rhizoconcrétion (flèche) dans un sol, Villeveyrac, Crétacé.

    - les nodules: la précipitation du CaCO3 dans le sol est irrégulière, avec comme conséquence le développement de nodules de calcaire à contours mal définis, de "ponts" et encroûtements calcaires et finalement le remplacement des grains originaux par du calcaire fin (micrite), voire la formation d'horizons continus (calcrete massif). Remarquons que cette "micritisation" peut s'effectuer aussi bien aux dépens d'un ciment cristallin que de grains. Ce processus est au moins partiellement sous le contrôle de microorganismes et peut faire intervenir la précipitation d'oxalates de calcium et leur transformation ultérieure en calcite;

     

    A: nodulisation due à la pédogenèse dans la Formation de Lustin (Frasnien moyen) à Barse; B: dolcrete, Formation d'Evieux (Famennien), Poulseur.

    - les niveaux laminaires: il s'agit de croûtes finement zonaires dont l'origine reste assez controversée: activité microorganique, précipitation par évaporation de l'eau. Ces croûtes peuvent surmonter des horizons indurés, des substrats plus anciens, etc. (Fig. IV.2). Pour certains auteurs, il s'agirait de tapis microbiens fossiles (enfouis sous la partie superficielle du sol);

    - les horizons bréchiques: les éléments (endoclastes), anguleux à arrondis, peuvent être cimentés par des croûtes laminaires. La bréchification peut être liée à des cycles de sécheresse-humidité, à l'action des racines, aux écarts de température, etc.;

    - la marmorisation: ce sont des variations de couleur (rouge-jaune-vert-gris,...) dues à la juxtaposition de zones oxydées et réduites. Ces changements à l'échelle cm-dm du degré d'oxydo-réduction sont liés à la teneur variable du sédiment en matière organique;

    - les structures de dessication;

    - les "slickensides": il s'agit de structures de glissement, souvent courbes, dues à des alternances de périodes sèches et humides dans un matériau argileux;

    - les pisoïdes: ces corpuscules de taille (pluri)-millimétrique sont fréquents dans les cavités de sols évolués, souvent en granoclassement inverse. Des horizons pisoïdiques fortement développés sont généralement l'indice de sols sur pentes;

    1.2.2. Microstructures

    - structure alvéolaire: c'est la structure la plus typique des paléosols. Il s'agit de septes arqués de quelques centaines de µm de long, développés dans des cavités, généralement des racines par des populations microbiennes;

    - microfractures: leur morphologie est très typique: elles sont généralement courbes et circumgranulaires; elles sont dues à la dessication d'un matériau inhomogène: certains grains ne changent pas de volume, alors que la matrice gonfle et se rétracte;

    - péloïdes: souvent appelés glaebules, leur origine peut être très diverse: fragmentation d'horizons micritiques par des microfractures courbes, micritisation de grains carbonatés, calcification de pellets fécaux, activité microbienne;

    - ciments: parmi les variétés observées, citons des fibres de 1 à 5 µm x 50 à 100 µm de calcite magnésienne. Leur origine semble liée à la présence de mycelium et à la précipitation d'oxalates. Ces structures fragiles sont parfois remplacées par de la micrite. Les ciments montrent souvent une morphologie typique de milieux vadoses (ponts, pendants);

    - Microcodium: c'est un constituant énigmatique (champignon+bactérie filamenteuse?) des sols tertiaires. Leur abondance peut être telle qu'ils en viennent à former l'essentiel du paléosol.

    Microcodium dans un sol tertiaire (Vitrollien), coupe de Montplaisir, Minervois, France; A: aspect en surface sciée (les microcodium se concentrent dans les racines); B: lame mince, lumière naturelle.

     

    Figure VI.2: développement progressif d'un calcrete; B: critères d'identification macroscopiques d'un calcrete; C: critères d'identification microscopique des rhizoïdes.

    Structures pédogénétiques. A: bréchification; B: traces de racines conservées par précipitation de calcaire (flèche); C: marmorisation (rouge-gris-vert); D: slickensides; E: pisoïdes; F: fractures courbes circumgranulaires (flèches); G: manchon racinaire. F et G: lames minces, lumière naturelle.

    2. LA COMPACTION

    Le dépôt successif de sédiments entraîne une surcharge progressive faiblement compensée par une augmentation de la pression d'eau interstitielle. La compaction des sédiments consiste en une réduction, par voie physique ou chimique, de leur épaisseur originelle. La compaction mécanique correspond à une perte de porosité associée à l'expulsion de fluides par réarrangement des grains sédimentaires tandis que la compaction chimique correspond à des processus de dissolution par pression ("pression-solution"). Tous les sédiments ne réagissent pas de la même façon lors de la compaction: en d'autres termes, la réduction d'épaisseur est fonction de la composition originelle du sédiment (boue détritique, calcaire, sable, cf. tabl. VI.1), voire de l'existence d'un ciment précoce (un calcaire à ciment marin se compacte très peu, au contraire d'un sable calcaire non cimenté). Ce phénomène est la compaction différentielle. Elle est responsable de modifications dans la géométrie et la disposition relative de corps sédimentaires de composition différente (Fig. VI.3).

    sédiment

    % de l'épaisseur originelle après compaction

    tourbe

    5-10%

    boue argileuse

    10-25%

    boue calcaire

    40-50%

    sable

    65-75%

    Tableau VI.1: taux de compaction de quelques types de sédiments.

    Le taux de compaction (t) est le rapport entre l'épaisseur initiale du sédiment h0 et l'épaisseur après compaction (épaisseur actuelle) h

    t=h0/h

    Deux méthodes permettent d'apprécier le taux de compaction: la mesure directe et la mesure des variations de porosité. Détaillons la mesure directe, la plus aisée à mettre en oeuvre.

    Figure VI.3: effet de la compaction différentielle sur des corps gréseux (A), responsable d'un changement dans le pendage des unités; sur un corps gréseux au-dessus d'une dénivellée (B), provoquant la formation d'une fausse faille synsédimentaire; sur des flancs de récif (C), modifiant le pendage des flancs et suggérant un faux relief synsédimentaire.

    Nombreuses failles dues à la compaction dans une alternance de lignite et de calcaire lacustre. Calcaire de Ventenac, Eocène, Minerve, Montagne Noire (France).

    2.1. Evaluation du taux de compaction par mesure directe

    Un cas simple est la comparaison de l'épaisseur de sédiment entre des lamines préservées autour d'un objet non déformable (fossile, objets cimentés précocement, nodules,...) et la même tranche de sédiment à distance de cet objet (Fig. VI.4). On peut également étudier la forme actuelle après déformation d'objet supposés sphériques (ou à section sphérique) à l'origine (ooïdes, amonites, terriers cylindriques,...).

    Figure VI.4: principe de la mesure directe de la compaction, autour d'un objet résistant. D'après Beaudoin et al. (1987).

    Mesure directe de la compaction: le sédiment est "armé" par la présence d'un corail (h0); un peu plus loin, l'épaisseur est déjà moindre (h). Sommet du monticule frasnien de Hautmont, Vodelée.

    Compaction de terriers d'Arenicolites fourmarieri dans des shales houillers. La flèche jaune montre un terrier vertical dont les parois sont ondulées suite au raccourcissement. Les terriers horizontaux sont applatis en ellipses. Largeur de la carotte: 6 cm.

    3. LA FOSSILISATION

    Après la mort des organismes, leur corps subit en général toute une série de processus qui vont limiter la qualité de leur préservation. Il peut s'agir de prédation, putréfaction, transport, responsables de la perte précoce de certaines parties des chairs et des squelettes (on a affaire à une thanatocénose et non à une biocénose). Par la suite, les fossiles peuvent être affectés dans les roches même qui les contiennent par des processus de déformation. Les fossiles subissent aussi des transformations chimiques incluant non seulement la dissolution des tests, mais aussi leur remplacement par d'autres minéraux. C'est pourquoi l'on connaît non seulement des fossiles calcaires, chitineux, siliceux, mais aussi pyriteux, gypseux, en hématite, etc.

    La fossilisation conserve essentiellement les parties dures des organismes, telles les coquilles ou les os, mais des organismes mous ou des parties molles d'organismes ont également pu subir une fossilisation. On connaît ainsi du tissu musculaire d'anoures éocènes, des cellules pigmentaires de poissons triasiques, etc. Dans certains cas, les structures des os et des coquilles sont tellement bien préservées que des détails d'histologie ont pu être mis en évidence (traces d'insertions musculaires, de nerfs,...). La Fig. VI.5 présente de manière schématique les différentes modalités de la fossilisation d'une coquille.

     

    Figure VI.5: modalités de la fossilisation. A: coquille originelle; B: coquille enfouie mais sans remplissage ultérieur; C: coquille et gangue remplacées secondairement; D: cavité originelle remplie secondairement de matériel; E: seul le remplissage (moule interne de la coquille) est conservé; F: seul le matériel de la coquille originel est remplacé; G: la coquille en matériel remplacé est dégagée ultérieurement; H: coquille remplie et enfouie; I: dissolution de la coquille originelle; J: le moule interne a été dégagé de la gangue; K: la cavité correspondant à la coquille est remplie par des dépôts tardifs; O: coquille enfouie non remplie; P: coquille dissoute avec formation d'un moule externe; Q: remplissage du moule externe; R: dégagement naturel du moule externe.

    4. LA DIAGENESE

    La diagenèse se rapporte à l'ensemble des modifications physico-biochimiques que subit un sédiment, après dépôt, dans les conditions de pression et température "faibles" qui règnent en environnement de sub-surface. La diagenèse n'englobe pas les modifications du sédiment liées uniquement aux facteurs biologiques (bioturbation) et s'arrête là où commence le métamorphisme. Pour dissiper l'impression d'incertitude qui se dégage de cette frontière qualitative, disons qu'en pratique, la diagenèse traite de problèmes de dégradation et d'évolution de la matière organique et de phénomènes de cimentation, dissolution, recristallisation et remplacement affectant les phases carbonatée, siliceuse ou sulfatée.

    4.1. Evolution de la matière organique

    La dégradation des constituants les plus fragiles de la matière organique déposée dans le sédiment (la matière organique dérivée du plancton est d'ailleurs plus fragile que celle dérivée des plantes terrestres) s'effectue sur des durées variant du jour à l'année, les constituants plus résistants persistent à des profondeurs plus importantes pendant des centaines ou des milliers d'années et enfin, les constituants les plus résistants, précurseurs des hydrocarbures, évoluent sur des échelles de temps de l'ordre du million d'années. En général, moins de 1% de la matière organique déposée est conservée dans le cycle géologique!

    L'évolution de la matière organique débute dès les premiers centimètres d'enfouissement (Fig. VI.6). Une série de zones biogéochimiques impliquant des communautés microbiennes différentes a été observée dans la plupart des sédiments. L'extension en profondeur de ces zones est cependant très variable et dépend principalement de l'apport de matière organique, de la perméabilité des sédiments et de l'oxygénation des eaux de fond: dans les sédiments les plus riches en matière organique, les zones biogéochimiques peuvent se succéder sur quelques centimètres (environnement estuarien par exemple), alors qu'en d'autres endroits plus pauvres (océan), elles couvrent chacune plusieurs mètres. D'une manière générale, la succession des différentes zones traduit l'utilisation d'oxydants de moins en moins puissants (l'énergie des réactions est décroissante): respectivement O2, NO3-, Mn et Fe, SO42-, et CO2. Le résultat de ces réactions redox est une transformation d'une grande partie de la matière organique originelle en composés plus simples.

    Figure VI.6: réactions impliquées dans la dégradation de la matière organique dans un sédiment marin. D'après Konhauser (2007), modifié.

    - Le premier processus est la respiration aérobie: c'est cette réaction qui fournit le plus d'énergie et définit la zone oxique. On considère que près de 90% de la matière organique sédimentée est dégradée de cette manière en milieu océanique, alors qu'en environnement littoral, plus riche, cette proportion tombe à 50%.

    - L'intervention des processus de dénitrification (capables comme la respiration aérobie de dégrader la matière organique complètement, c-à-d jusqu'au CO2) définit la zone suboxique. La proportion de matière organique consommée chute à 3% de ce qui a été dégradé par la respiration aérobie, sauf dans les zones estuariennes, beaucoup plus riches en nitrates.

    - Les oxy-hydroxydes de fer et de manganèse font partie de la fraction détritique du sédiment qui en général, est non réactive. Dans le cas particulier de ces deux métaux, le caractère réducteur du sédiment induit leur passage en solution et leur intervention dans les processus de dégradation de la matière organique. La réduction de Mn4+ est le premier processus observé. Il consomme en général moins de 10% de la matière organique du sédiment. Le Mn2+ produit peut former des carbonates de manganèse comme la rhodocrosite (le sulfure, MnS, est trop soluble pour être précipité), voire diffuse jusqu'à l'interface eau/sédiment et contribue à la formation des "nodules de manganèse" océaniques.

    - Sous la zone de réduction du manganèse et alors que tout le nitrate a été consommé, débute la réduction du Fe3+. En général, le Fe2+ produit réagit rapidement avec HS- issu de la réduction des sulfates (voir Fig. VI.6) pour former de la mackinawite, précurseur de la pyrite:

    • Fe2+ + HS- ® FeS + H+

    L'abondance de la matière organique semble être dans ces conditions, un des contrôles majeurs sur la formation de pyrite dans les sédiments marins. Si le fer est très abondant (où les sulfates rares, comme dans les sédiments continentaux), du Fe2+ excédentaire peut diffuser vers le haut dans le sédiment et être oxydé par MnO2 ou NO3-, donnant naissance à des enduits d'hydroxydes de fer sur des fossiles, par exemple. Dans certains cas, de la magnétite peut être produite, tout comme de la sidérite (FeCO3) dont le HCO3- peut provenir de la réduction des sulfates.

    - Plus bas dans le sédiment, débute la zone anoxique, caractérisée par la réduction des sulfates. Ce processus intervient quand tous les autres oxydants ont été épuisés. Dans les sédiments riches en matière organique, on considère que cette réaction consomme environ 50% de la matière organique. Dans les sédiments océaniques, cette proportion tombe à moins de 10%. Les sulfates sont particulièrement abondants dans l'eau de mer (50x plus que les autres oxydants), mais l'intensité du processus dépend beaucoup de la réactivité de la matière organique: si une partie importante a déjà été dégradée par la respiration aérobie, le résidu est constitué de produits résistants qui seront difficilement décomposés par la sulfatoréduction. Un des produits libérés par la réduction des sulfates est le H2S/HS-, molécule extrêmement toxique. Heureusement pour les communautés microbiennes, ces molécules réagissent avec le Fe2+ pour former des sulfures insolubles.

    - Enfin, l'étape ultime de la dégradation anaérobie de la matière organique est la méthanogenèse. Ce processus ne serait responsable que de 1% de la transformation de la matière organique et ne serait effectif que dans des zones côtières où l'accumulation est importante et dépasserait les possibilités de la sulfatoréduction. Le CH4 produit peut s'accumuler dans les pores du sédiment, remonter à la surface sous la forme de bulles ou encore, diffuser dans la zone de sulfatoréduction et être oxydé selon la réaction suivante:

    • CH4 + SO42- ® HCO3- + HS- + H2O

    Il s'agirait d'une réaction capable de consommer une bonne partie des sulfates des sédiments, plus que la dégradation de la matière organique.

     4.2. Cimentation-dissolution-recristallisation-remplacement

    Les principaux processus diagénétiques affectant les phases minérales sont la cimentation, la dissolution, la recristallisation et le remplacement.

    - La cimentation correspond à la précipitation de matière sur un substrat et à l'accroissement progressif des cristaux ainsi formés. La cimentation a pour conséquence la disparition progressive de la porosité.

    Cimentation: précipitation centripète de ciment carbonaté fibreux dans une cavité d'un calcaire.

    Cimentation partielle d'un sable avec formation de "miches" de grès (flèches). Falaise du Cap Gris Nez, France.

    - La dissolution d'un substrat ou d'une phase diagénétique préexistante a évidemment comme conséquence une augmentation de la porosité. Ce phénomène joue à diverses échelles, depuis celle du système karstique jusqu'à la porosité intraparticulaire. Un processus de dissolution implique toujours le passage par une étape où existe un vide: ce vide peut être ensuite rempli par des sédiments internes ou cimenté. On distingue différents types de porosité en fonction de leur dépendance/indépendance par rapport aux structures originelles du sédiment (Fig. VI.7). La pression-dissolution est un processus de dissolution suite à une augmentation de la pression aux points de contact entre les grains. C'est ce processus qui est responsable du développement de structures comme les stylolithes (dans les calcaires purs) et de "joints de pression-dissolution" dans les calcaires plus riches en insolubles (par concentration d'insolubles le long de la surface de dissolution préférentielle). Ce processus peut conduire à la naissance de stylocumulats et de calcaires noduleux (Fig. VI.8).

    Figure VI.7: différents types de porosité (en bleu). A : porosité primaire intergranulaire. B : porosité intragranulaire. C : porosité de dissolution sélective de grains. D : porosité intercristalline. E : porosité due à des perforations. F : porosité de fracture.

    Figure VI.8: phénomènes de pression-dissolution; A: stylolithes dans un calcaire pur; dans le cas du stylolithe (a), l'ampleur de la dissolution peut être déduite du raccourcissement des sphérulites (flèches); le stylolithe (b) met en contact deux faciès différents; B: joints de pression-dissolution dans un calcaire argileux; ici également, le raccourcissement des fossiles permet de déduire l'ampleur de la dissolution (flèches); des cristaux de dolomite sont souvent associés aux joints de pression-dissolution; C: shale nodulaire formé par pression dissolution dans un sédiment argilo-carbonaté.

    Stylolithe mettant en contact deux faciès différents (rudstone à coraux et crinoïdes en haut et mudstone en bas). Les flèches indiquent des coraux partiellement dissous au niveau du stylolithe.

    Pression-dissolution dans un calcaire argileux à crinoïdes. L'argile est concentrée dans les joints de pression-dissolution. Lame mince, lumière naturelle.

    - La recristallisation implique un changement de cristallinité de la phase préexistante, sans modification chimique. Exemples: augmentation de la taille moyenne des cristaux par coalescence dans une masse déjà cristallisée; "inversion" de l'aragonite en calcite (l'aragonite étant 8% plus dense que la calcite, du CaCO3 est dès lors disponible pour des processus de cimentation).

    Recristallisation: augmentation de la taille des cristaux formant une boue calcaire. A: boue recristallisée ("microsparite"); B: boue à grain fin, non recristallisée ("micrite").

    - Le remplacement implique quant à lui, non seulement un changement de cristallinité, mais également un changement chimique d'un substrat préexistant. La dolomitisation dite secondaire en est un exemple fréquent, comme la silicification. Notons que les minéraux constituant les fossiles peuvent être remplacés sans que leur morphologie soit affectée.

    Remplacement: silicification d'un calcaire. Les cavités ultimes sont cimentées par de la calcédoine (c) et du quartz (q).

    4.3. Diagenèse carbonatée

    La diagenèse carbonatée est traitée en détail dans le cours de "diagenèse et dynamique des bassins sédimentaires".

    4.4. Compaction et diagenèse d'une boue argileuse

    Une boue argileuse est formée lors de son dépôt de 70 à 90% d'eau. Les parties minérales sont souvent des minéraux argileux (kaolinite, illite, smectite), de la chlorite, un peu de feldspath, de la calcite et du quartz. Son évolution comprend les étapes suivantes:

    - transformation progressive de la vase argileuse en argile plastique par expulsion de l'eau interstitielle (compaction). La porosité du sédiment passe d'environ 70% à 35% à 500 m de profondeur. Des concrétions de CaCO3 et des sulfures tels FeS2 peuvent apparaître;

    - transformation de l'argile plastique en argile compacte: la pression lithostatique et la température augmentent avec la profondeur. Vers 2000 m, l'argilite n'a plus qu'une porosité de 13% (argile compacte). Sur le plan minéralogique, il y a disparition progressive de la kaolinite au profit de l'illite et de la smectite au profit de la chlorite et de l'illite.

    4.5. Diagenèse d'un sable

    La compaction étant beaucoup moins importante dans un sable que dans une boue argileuse, son action seule est insuffisante pour transformer un sable en roche plus ou moins cohérente. La cimentation est donc le processus majeur de la lithification des sables.

    C'est souvent durant la phase initiale d'expulsion des fluides que les sables ont tendance à acquérir leur couleur finale. La présence de matière organique a comme conséquence d'appauvrir le milieu en oxygène et d'amener le fer à l'état de Fe++ (couleurs vertes). Les grès rouges, par contre, sont soit riches à l'origine en pigment hématitique détritique (éventuellement en "coating" sur les grains de quartz), soit doivent leur coloration durant la diagenèse à une réaction du type biotite ® minéraux des argiles + oxyde de fer.

    La silice est un ciment fréquent des grès, croissant en continuité optique sur les grains de quartz et donnant naissance aux quartzites si le processus arrive à terme. Suivant l'âge des grès, ce ciment peut être constitué d'opale (forme peu stable de la silice), de calcédoine ou de quartz (forme très stable) (voir cours de pétrographie). 

    Le problème des ciments siliceux réside surtout dans l'origine de la silice: les eaux marines sont sous-saturées en silice (voir cours de pétrographie) et ne fournissent que peu de matière à la cimentation. De plus, les processus de pression-dissolution ne peuvent être responsables que d'environ 1/3 du volume de ciment. Restent la silice issue de la dissolution des tests des organismes (radiolaires, diatomées, éponges) et la silice provenant de la transformation diagénétique des minéraux argileux. Ce sont deux sources majeures de silice, mais rarement associées géographiquement à des corps sableux importants (argiles, radiolaires, éponges sont plutôt associés à des faciès profonds). Il faut donc imaginer une circulation diagénétique intense pour expliquer l'existence des ciments siliceux.

    Les carbonates sont également un ciment majeur des grès. Ils nécessitent quand même des flux importants d'eau diagénétique, puisque le calcul (à partir des concentrations en CaCO3 dans l'eau de mer) montre que pour cimenter un pore, il faut faire circuler 2700 fois son volume en eau.

    Un autre ciment important des grès est l'oxyde de fer. Le fer provient de l'altération des biotites, amphiboles, chlorites, etc. Comme la dissolution de ces minéraux se fait souvent dans des conditions réductrices, le fer est transporté à l'état Fe2+, soluble. Il précipite à l'état d'oxyde et devient insoluble dès que le milieu devient suffisamment oxygéné. Une fois à l'état d'oxyde, le fer est très peu affecté par la diagenèse (voir cours de pétrographie).

    Deux cas de cimentation dans les sables et grès calcaires de la Formation de Luxembourg à Sampont. A: la cimentation est indépendante de la stratification (les stratifications entrecroisées, soulignées en tiretés passent en continu du sable au grès); B: la cimentation est parallèle à la stratification et donne naissance à des bancs de grès alternant avec des sables.

    D'aprés : http://coursgeologie.com/goto.php?url=http%3A%2F%2Fwww2.ulg.ac.be%2Fgeolsed%2Fprocessus%2Fprocessus.htm

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