Cours de SVTHEEB Premiere D – Le phénomène d’altération des roches et ses conséquences

I La dégradation des roches
I.1 -L’altération des roches
♣ Action de l’eau sur les roches
Les altérations physique et chimique sont deux processus fréquemment associé qui affectent les roches en surface. L’altération physique correspond à la fragmentation de la roche. Celle-ci est guidée par les discontinuités de la roche ou diaclases, dans lesquelles l’eau peut s’infiltrer.
La désintégration mécanique de la roche libère des blocs et des particules de tailles variables. Elle est importante dans les zones marquées par de fortes variations thermiques. L’alternance gel-dégel des eaux infiltrées entraîne l’éclatement de blocs. Ceci s’accompagne le plus souvent d’une altération chimique qui conduit en surface, à la formation d’un complexe d’altération qui se transforme en sol. L’altération s’exerce de manière différente selon la nature géologique des matériaux.
Exemple du granite, roche grenue constituée de minéraux silicates sous forme de cristaux engrenés (quartz, feldspaths alcalins de types orthose, plagioclases, micas…etc.). L’altération du granite ou arénisation donne du sable, l’arène granitique, constitué d’argiles provenant d’un mélange d’eau et de silicates d’alumine, d’oxydes de fer (rouge ocre) issus d’un mélange de fer, d’oxygène et de grains de quartz intacts.
L’hydrolyse ménagée d’un feldspath alcalin conduit au bilan schématique suivant :
Cet exemple du granite montre bien l’importance de l’eau dans les processus d’altération.
Les eaux de pluies qui s’infiltrent dans les roches ont une double action :
– Une action mécanique essentiellement sous l’effet du gel;
– Une action chimique par les eaux plus ou moins chargées en dioxyde de carbone.
Les roches carbonatées (calcaires, dolomie) sont surtout soumises à des phénomènes chimiques de dissolution. Les eaux chargées de dioxyde de carbone, qui circulent dans les fissures du massif calcaire, transforment les carbonates insolubles en hydrogénocarbonate solubles. Les roches tendres telles que les sables, les argiles ou les marnes sont surtout soumises à des processus mécaniques de ravinement.
♣ D’autres agents d’altération des roches
a) L’altération biologique : Au niveau des sols, l’activité végétale maintient une teneur en dioxyde de carbone plus élevée que dans l’atmosphère, ce qui contribue à éclater les roches.
b) Les racines des végétaux supérieurs élargissent les fissures des roches en se dilatant au cours de leur croissance. Elles sécrètent également des substances qui peuvent hydrolyser les minéraux. Notons que si le couvert végétal facilite l’altération chimique des roches (et leur transformation en sol), il assure en revanche une protection de ce sol en le stabilisant et en limitant son érosion par les eaux de ruissellement.
Les lichens décomposent directement la roche, obtenant ainsi l’essentiel de leur alimentation en sels minéraux. La plupart des minéraux, y compris le quartz, sont ainsi attaqués chimiquement,
Dans tous les cas, le facteur thermique, lié au climat, est essentiel : La Vitesse des réactions chimiques double presque pour une augmentation de température de 10°C. L’activité biologique est elle-même beaucoup plus intense.
L’altération en climat tropical humide est donc beaucoup plus « agressive » qu’en climat tempéré ou froid.
Les écarts thermiques sont, dans certaines régions, un facteur important de l’altération de roches.
Sous ces climats contrastés, ce sont alors les roches exposées au soleil, aux intempéries qui se désagrègent le plus vite. En climat tempéré au contraire, ce sont les roches enfouies dans le sol qui s’altèrent le plus rapidement.
Remarque: Précipitations, ruissellement, vents sont les acteurs de la dégradation et de la fragmentation des roches. Or ils résultent de la mise en mouvement de l’air et de l’eau grâce à l’énergie fournie par le soleil.
I-2-Le devenir des produits d’altération
a) L’érosion
L’érosion peut être définie comme le déplacement d’un matériau de son lieu d’origine a un autre.
Les agents d’érosion sont l’eau, le vent ou les êtres vivants.
Les matériaux transportés sont de particules solides de grosseurs variées (galets, sables, graviers) ou des ions en solution dans les eaux en mouvement (torrents, rivières, fleuves…).
b) Le transport et le dépôt
• Le transport et le dépôt des matériaux solides
Dans une rivière, selon la vitesse du courant, les matériaux transportés sont de tailles différentes. D’autre part la nature des dépôts prélevés dans le lit (gros bloc, gravier, sable ou limon) varie. Ainsi, dans une rivière au cours lent, tous les éléments transportés se déposent. Lorsque la vitesse du courant augmente, le diamètre des particules qui peuvent être déplacées, et qui par conséquent ne se déposent pas, augmente. Lorsque la vitesse du courant diminue, les particules se déposent dans un ordre régulier, les plus grosses sont abandonnées les premières, les plus fines étant transportées plus loin.
Le vent ou les glaciers peuvent aussi transporter des matériaux solides. Dans chacun de ces cas, les conditions de transport laissent des traces sur les matériaux: grains « ronds mats » des sables éoliens, galet striés et matériaux morainiques caractéristiques des dépôts glaciaires.
• Le transport et la précipitation des ions en solution
— Le transport des éléments dissous par les eaux circulantes s’effectue quelle que soit la vitesse du courant. Même dans une eau stagnante, ces éléments ne sédimentent que s’ils deviennent insolubles. Les principaux ions transportés, surtout dans les régions calcaires, sont des ions Ca2+ et HCO3−. On trouve aussi, généralement présents en doses faciles, K+, Na+, Mg2+, Cl−, SIO2
— La précipitation de ces éléments est la conséquence d’un changement des conditions de solubilité. Une variation de la température ou du PH, une modification des échanges avec l’atmosphère, suffisent à provoquer la précipitation de substances jusque la dissoutes. La précipitation du CaCO3 dans les eaux chargées d’hydrogénocarbonates de calcium dissous est par exemple déclenchée par une diminution de la teneur en dioxyde de carbone dissous.
Celte baisse de la teneur en CO2 dissous peut être la conséquence d’une évaporation par exemple.

II. La sédimentation et les roches sédimentaires
II.1 La notion de sédimentation
Un sédiment est formé par une accumulation de particules élémentaires qui se déposent dans une aire précise.
Le passage du sédiment à la roche sédimentaire s’appelle diagenèse. Elle comporte trois étapes dont deux obligatoires. .
– La compaction : Sous l’effet de la pression exercée par les sédiments sus-jacents, l’eau des interstices est chassée et les particules élémentaires entrent plus largement en Contact.
– La cimentation : L’eau qui circule entre-les particules élémentaires contient des substances diverses en solution qui peuvent précipiter et contribuer à souder ces particules initiales.
Ce ciment est souvent calcaire ou siliceux. ‘
– L’épigénisation : Au cours de cette étape aléatoire, de nouveaux minéraux peuvent se substituer aux composants initiaux sans que les minéraux intéressés ne changent de forme. Tout se passe comme si les atomes qui les constituaient au départ étaient remplacés les uns après les autres.
L’étude géologique des différents affleurements permet, de reconstituer l’ordre de superposition des roches ou colonne sédimentaire. On se baser en effet sur le fait que les roches sont d’autant plus récentes qu’elles sont situées vers le haut.
II-2- Les différentes zones de sédimentation marine
La marge continentale comporte 3 parties :
♥ Le plateau continental de pente faible,
– Le talus continental de pente forte, assurant la transition entre continent et océan,
– Le glacis qui est l’aire d’épanchement des sédiments continentaux.
♥ Les plaines abyssales sont des grands fonds de pente faible avec beaucoup d’accidents tectoniques (failles normales, contraires, transformantes et volcanisme…)
Titre : Les principaux milieux de la sédimentation marine
II-3 Les roches sédimentaires d’origine détritiques
On a le sable, des vases, des boues, des graviers, des blocs et des galets, des grès, des brèches et des poudingues
II 4 Les roches sédimentaires d’origine chimique
Les évaporites, la craie, la calcite, les stalactites, les stalagmites, le spath d’Islande, les calcaires oolithiques, les tufs, les travertins, le silex, la meulière, les chailles, qui sont des roches calcaires.L’argile, les schistes, les marnes, les limons, les vases, les alluvions, les loess, la latérite et la bauxite sont des roches argileuses
II-5- Les roches sédimentaires d’origine biologique
On a des calcaires coquilliers, des faluns, des calcaires d’algues, la houille, l’anthracite, le pétrole, le lignite et la tourbe.
Images quelque roches sedimentaires

III La stratigraphie
III.1. La notion de stratigraphie
Pour reconstituer l’histoire d’une région on peut utiliser 2 types de datation :
La datation relative, qui permet de replacer les éléments étudiés par rapport à d’autres événements connus.
La datation absolue, elle fournit un âge réel plus ou moins précis. Elle est basée sur les principes de stratigraphie et de répartition des fossiles. Il s’agit d’étudier la succession des dépôts sédimentaires. Une succession de dépôts constitue une série sédimentaire.
Trois règles {les principes de la stratigraphie) permettent de reconstituer l’ordre des dépôts.
Ce sont les principes de superposition, de continuité et d’identité paléontologique.
D’après le principe de superposition, toute strate est plus récente que celle qu’elle recouvre et plus ancienne que celle qui la recouvre. Il en sera de même des roches qui en découlent.
Toutefois il existe certaines exceptions;
– D’après le principe de continuité, toute strate n’ayant subi aucun mouvement tectonique ou érosion est continue tout au long de sa zone d’affleurement. Cette continuité peut être cependant troublée par l’érosion, des dislocations des terrains (failles, plis failles), par des changements de faciès.

Exemple d’un terrain après la sedimentation

 Plusieurs annees après, action des agents d’erosion

– D’après le principe d’identité paléontologique, un ensemble de strates de même contenu paléontologique est de même âge.
Le fossile doit en effet caractériser une époque et non pas un milieu. Plusieurs strates peuvent contenir une espèce déterminée (cela forme un biozone).
Pour dater un terrain non fossilifère (azoïque), il faut rechercher les terrains fossilifères (zoïques) qui l’encadrent.
Pour un terrain volcanique, le plus simple est de dater les terrains plus lointains qui ont reçu les cendres (ils sont contemporains). Les séries peuvent être discontinues à la suite d’une émersion, d’une érosion, de la tectonique ou de l’absence de sédimentation.
III.2 Les séries sédimentaires
Elles correspondent à la succession des couches sédimentaires. Si toutes les couches sont présentes, on parle de série continue, s’il manque une ou plusieurs couches on parle de série discontinue.
– Les discontinuités
Ce sont des lacunes sédimentaires pouvant être dues à une émersion (ou une régression marine) ou à une sédimentation bloquée.
– Les discordances et tes contacts anormaux
Si aucun phénomène n’a perturbé la sédimentation, les couches doivent être parallèles entres elles. Cela définit la concordance des couches. Quand une couche n’est pas parallèle aux autres, il y a discordance. Les discordances sont généralement liées à la tectonique.il s’agit souvent de simples basculements des dépôts antérieurs suivi d’une émersion (et donc la formation discontinuité dans la série sédimentaire).
Un contact anormal provient d’un chevauchement, d’un pli couché, ou d’une nappe de charriage qui recouvre un terrain pouvant appartenir à série sédimentaire.
– Les critères lithologiques
Les structures sédimentaires renseignent sur la nature de celui-ci et son emplacement. La texture sédimentaire apporte d’autres éléments ; le granoclassement horizontal indique un faciès différent. L’aspect des éléments indique le mode de transport de ceux-ci ; Les grains de sables rond-mat sont issus d’un transport par le vent, les grains émoussés luisants ont été transportés par l’eau. La présence de certains types de roches sédimentaires indique ces conditions climatiques et topographiques particulières.
-Le découpage des séries sédimentaires
Les séries sédimentaires sont fondamentalement découpées en formation, membres et bancs.
a) La formation est l’unité formelle de base de la classification litho-stratigraphique. Elle correspond à un ensemble homogène de couches géologiques qui peut être cartographié.
b) Le membre est l’unité litho-stratigraphique formelle de rang immédiatement inférieur à celui de la formation, il permet donc d’introduire des subdivisions dans une formation.
c) Le banc (ou couche) est un ensemble sédimentaire compris entre deux surfaces approximativement parallèles qui correspondent à des discontinuités ou à de brusques variations pétrographiques permettant de délimiter nettement cet ensemble des terrains voisins. Par extension, un banc est souvent assimilé à une couche de roches pouvant être détachée dans la masse des terrains qui le renferment.
III.3 Les cycles sédimentaires
La sédimentation se réalise sur de longues périodes. Si les dépôts peuvent faire plusieurs centaines de mètres, la roche qui en résulte n’est pas homogène. Elles montrent des couches ou strates, témoins de cycles sédimentaires.
– Le niveau marin et la sédimentation
Le niveau marin n’est pas stable, il subit des variations (ou eustatisme). Quand le niveau marin s’élève, on parle de transgression. Les dépôts sont caractéristiques puisque sont de plus en plus étendus. En bordure de continents, lors d’un sondage, les dépôts seront donc de plus en plus grossiers vers le bas. Lorsque le niveau marin s’abaisse on parle de régression. Les dépôts sont de moins en moins étendus. Ils laissent à découvert la partie la plus continentale des dépôts antérieurs. Le retrait de l’eau laisse de nombreuses lagunes où se forment des évaporites.
– Les causes de ces mouvements
Le niveau marin peut subir des variations réelles ou relatives :
-Les variations réelles se produisent lors de glaciation ou de fonte des glaces. La formation d’un nouvel océan implique la disparition d’un plus ancien. Or la croûte océanique jeune est beaucoup moins profonde qu’une vieille croûte. Les collisions, distensions entraînent une perte ou une augmentation du volume marin.
-Les variations relatives : c’est en fait le continent ou le fond marin qui s’enfonce ou s’élève
-L’isostasie: la croûte repose sur le manteau comme une masse peut reposer sur une éponge humide, elle s’enfonce en partie dans son support. Lors d’une orogenèse, l’épaisseur de la croûte augmente, elle s’enfonce donc d’autant plus dans le manteau. Quand les montagnes ont été érodées, un mouvement de rééquilibrage fait remonter la croûte. Le continent s’élève donc par rapport au niveau marin. On peut observer un phénomène similaire avec les périodes de glaciation.
-La subsidence; Une croûte océanique ancienne est plus froide et plus dense qu’une croûte récente, elle tend donc à s’enfoncer dans le manteau.
-Les flexures: Lors de la formation d’une dorsale, la plaque lithosphérique se courbe sous l’effet du magma sous-jettent. Lors de la rupture de la plaque, les marges s’élèvent par déséquilibre. Il faut avoir à l’esprit que les roches peuvent avoir un comportement « élastique » sous l’effet d’une force pendant plusieurs milliers d’armées.

Titre : Après l’érosion, une transgression et une nouvelle sédimentation

VI. La notion de paléontologie
La paléontologie est la science qui étudie les êtres vivants du passé.
Elle a pour objet de reconstituer la morphologie, l’histologie, la reproduction, enfin l’évolution des espèces anciennes à partir de leurs restes fossiles; elle est à ce litre une paléobiologie.
La morphologie et l’anatomie sont la base de la reconnaissance d’un fossile (squelettes, plumes, mues, œufs, restes d’aliments, racines, tiges, feuilles, fleurs pollen). Tous ces éléments peuvent être dispersés par les organismes vivants à des moments différents de leur existence et fossilisés loin les uns des autres.

V La reconstitution des milieux anciens de sédimentation
V.1. Par la sédimentologie
L’étude des phénomènes actuels (érosion, transport et sédimentation} fournit les « clés» permettant d’analyser les phénomènes anciens. D’après le principe des causes actuelles ou de l’uniformitarisme, «les agents responsables de la modulation de la croûte terrestre au cours de sa longue histoire géologie sont les mêmes qui continuent à agir de nos jours».
Toute roche sédimentaire conserve une multitude d’indices qui renseignent sur son origine, ses conditions de formations, de dépôt, les altérations qu’elle a pu subir, etc. Il est donc possible de reconstituer pour une région donnée, une histoire telles que : l’invasion marine, l’émersion, périodes d’altération continentale et d’érosion.
V 2. Par la paléontologie
On peut également retrouver les paléogéographies et les paléoclimats d’une région en examinant les fossiles. On en a par conséquent deux types ;
a) Les fossiles stratigraphiques
Ils permettent de déterminer l’âge approximatif des terrains qui les renferment.
Un bon fossile stratigraphique doit pour cela avoir eu une très coutre durée de vie (courte répartition verticale) et occupé une très grande aire (longue répartition horizontale). On a par exemple les trilobites, les Fusulines et l.es Graptolites pour le Primaire, les Ammonites, les Brachiopodes, des Bélemnites et les Dinosaures pour le Secondaire, les Nummulites, les Gastéropodes et les Lamellibranches pour Tertiaire, les Singes Anthropomorphes et l’homme pour le Quaternaire.
b) Les fossiles de faciès
Ils permettent de reconstituer les conditions de mise en place d’une formation sédimentaire.
Un bon fossile de faciès doit pour cela avoir eu une très longue durée de vie (grande répartition verticale) et une aire de répartition très étroite (faible répartition horizontale). Tous les fossiles
vivants sont des fossiles de faciès. Par exemple, la découverte du squelette fossile de Cœlacanthe dans les sables du désert du Sahara fait penser que cette zone était occupée au primaire par une mer chaude.

VI La notion de paléogéographie et de paléoécologie
La paléogéographie qui s’appuie sur la stratigraphie permet de reconstituer les divers paysages du passé, à la condition que l’on admette le principe de l’actualisme.
La paléoécologie n’est pas une science expérimentale car le passe n’est pas accessible à l’expérience. La reconstitution des paléoenvironnements est une tâche difficile en raison du peu de données exploitables. Parmi celles-ci, les fossiles, surtout les micro-fossiles sont de très bons indicateurs des conditions passées. Les fossiles étudiés doivent être ceux de faciès.
Pour connaître les conditions de vie d’un fossile il est possible d’observer des organismes
vivants proches anatomiquement qui indiqueraient une spécialisation ou adaptation au milieu identique (principe de l’actualisme).
On recherchera alors le comportement, le mode d’alimentation de cet animal mais aussi les conditions du milieu dans lequel il vit (climat, température, courants, profondeur ou altitude, type de sédiments….).
Pour avoir plus de certitudes, il faut aussi étudier diverses caractéristiques des fossiles :
a) La position du fossile peut renseigner sur la nature des courants par exemple.
b) La précipitation de CaCO3 se fait à température élevée. La présence de coquilles et de tests épais et ornementés indiquent donc un tel milieu.
c) On peut noter également que la diversité des espèces et des genres est beaucoup plus faible en eaux froides.
Les micro-fossiles sont ceux d’organismes microscopiques (Ostracodes et Foraminifères) mais aussi les grains de pollen et les spores des végétaux.
La palynologie étudie non seulement les pollens et spores mais également tous les micro-fossiles d’origine organique. Elle se base sur :
1. La morphologie des spores ou des grains de pollen est spécifique de l’espèce. L’ornementation est alors un critère déterminant dans leur identification. La disposition et l’association des grains entre eux sont également un critère.
2. La paléoécologie climatique sert à étudier les périodes glaciaires et interglaciaires. On peut montrer une période glaciaire par la présence importante de steppe à Graminées et l’absence de feuillus (caractérisant la période chaude) et la période transitoire par la présence importante de pins.