CHAPITRE VIII

Généralités. — Roches protogènes d'origine chimique. — Roches prologènes d'origine organique. — Roches deutogènes.

Généralités. — Nous connaissons maintenant les milieux physiques et nous pouvons aborder l'étude des phénomènes géologiques dont ces milieux sont le théâtre. Les phénomènes de lithogénèse retiendront tout d'abord notre attention, car ils constituent la première phase dans le cycle déûni au chapitre I, qui, on s'en souvient, débute par les phénomènes de sédimentation. Nous savons déjà que l'on désigne en Géologie sous le nom de sédiments ou de roches sédimentaires tous les dépôts, toutes les roches dont la formation est due à l'action des agents dynamiques externes. On leur donne souvent le nom de roches exogènes, par opposition aux roches endo-^ gènes, c'est-à-dire aux roches d'origine interne ou éruptives.

L'un des caractères principaux des roches sédimentaires est la stratification, la disposition en strates ou en couches superposées, qui indique une certaine périodicité dans le dépôt. Mais ce caractère n'a rien d'absolu, car il existe des roches sédimentaires massives, qui ne présentent, sur de grandes épaisseurs, aucune trace de stratification, et, d'autre part, il existe des roches endogènes disposées en coulées stratifiées.

Les roches .sédimentaires renferment très fréquemment des fossiles,

les roches d'origine interne n'en contiennent pour ainsi dire jamais *.

II faut distinguer le sédiment originel de la roche sédimen taire

modifiée, qui a subi, postérieurement à son dépôt, une série do

transformations physiques et chimiques sous l'influence de la

i-U convient toutefois de faire une exception pour les cendres volcaniques, dans lesquelles CD rencontre parfois des empreintes végétales ou des ossements d*.\nimaux anéantis par l'éruption.

pression ou sous l'action des agents atmosphériques. Les principales de ces transformations sont le développement de la schislosilé, la cimentation des éléments, la dissolution de certaines parties constituantes, leur oxydation, leur hydratation, etc. Ces phénomènes superficiels, dont il sera question dans un chapitre ultérieur, sont réunis souvent sous le nom de mélasomalose et Ton réserve aujourd'hui le nom de métamorphisme à l'ensemble des modifications que font subir aux roches les agents dynamiques internes.

Dans le présent chapitre, nous ne nous occuperons que des sédiments originels, sans avoir égard aux modifications ultérieures qu'ils ont subies. La sédimentation s'effectue aussi bien dans le milieu marin que dans les lacs, les lagunes, les cours d'eau et même sur la terre ferme, où l'intervention de l'eau n'est pas indispensable, car on connaît des dépôts formés sous l'action du vent. Nous nous occuperons principalement ici des sédiments d'origine marine, sans cependant entièrement négliger les autres.

On pourrait classer les sédiments marins d'après \h. provenance des matériaux qui les constituent. Et Ton distinguerait ainsi des éléments qui auraient les origines suivantes :

1* Précipitation chimique;

2** Accumulation de restes d'êtres organisés;

3° Action mécanique des vagues sur les côtes;

4° Apport par les fleuves ou par les glaciers;

5* Transport par les glaces flottantes, par les Végétaux charriés, ou dans l'estomac des grands Animaux nageurs;

6° Origine aérienne, c'est-à-dire projections volcaniques, apport par les vents, chutes d'origine cosmique.

Dans les cours de Pétrographie on étudie les roches en les classant d'après l'ensemble de leur composition chimique, d'après la nature de leurs éléments constituants, d'appès leur structure. On distingue des roches simples et des roches composées. Parmi les roches simples, on étudie successivement les corps simples natifs, les oxydes, les chlorures, les sulfures et autres composés binaires, les sels, groupés soit d'après la base, soit d'après l'acide. La classification des roches composées s'applique surtout aux roches d'origine interne.

Pour nous, l'élément génétique doit intervenir en première ligne et nous classerons les sédiments d'après leur mode de formation en sédiments d'origine primaire ou protogènes, formés directement au sein des eaux, et sédiments d'origine secondaire ou deutogènesy aussi appelés détritiques ou élastiques, résultant du remaniement de ceux do la première catégorie, ou du remaniement de roches éruptives ou

métamorphiques, ou encore du remaniement des roches elles-mt^mes déjà détritiques.

Les roches protogènes sont ou bien A*origine chimique, ou bien à^ origine organique.

Roches protogènes d*origine chimique. — Les roches protogënes d'origine chimique sont le résultat de la précipitation directe des éléments contenus en dissolution dans les eaux : carbonates, sulfates, chlorures des métaux alcalins et alcalino-terreux, etc. La précipitation chimique est naturellement rendue possible par Tévaporation résultant d'un échauffement de Teau par les rayons solaires. On admet d'ordinaire que la série des produits qui se déposent dans une solution correspond à celle des solubilités, de telle sorte que les corps les plus solubles n'apparaissent que les derniers.

Dans les eaux douces, c'est nécessairement le carbonate de calcium qui se dépose en premier lieu. Nous examinerons, dans un chapitre ultérieur, les conditions dans lesquelles les sources, les eaux de ruissellement et de suintement peuvent former des dépôts calcaires. Dans les lacs, l'évaporation détermine la précipitation de carbonate de calcium pulvérulent, qui constitue une sorte de craie lacustre ou une incrustation qui tapisse le fond. D'autres fois il s'y forme, comme dans certaines sources, des oolilhes calcaires, c'est-à-dire des grains plus ou moins sphériques, dans lesquels le calcaire est disposé en couches concentriques autour d'un corps étranger organique ou inorganique.

On ignore encore quelle part revient exactement aux organismes, tels que les Algues, dans la formation des oolithes.

Les dépôts oolithiques calcaires peuvent également prendre naissance dans les eaux marines. Ainsi, dans les mers actuelles, on en a signalé dans la rade de Suez et sur les côtes de Floride. Ils sont localisés dans la région littorale et dans les mers peu profondes. Une forte agitation des eaux parait être une condition indispensable à la précipitation des oolithes, aussi sont-elles abondantes sur le bord des récifs coralliens et accompagnent-elles souvent les dépôts coralligènes dans les formations géologiques.

L'évaporation ne paraît pas suffire à expliquer la précipitation de substances aussi peu abondantes dans l'eau de mer que le carbonate de calcium et les sels métalliques.

Nous savons déjà que l'eau de mer renferme, outre une très forte teneur en chlorure de sodium, des quantités assez élevées de chlorures et de sulfates alcalins et âlcalino-terreux,

Haco, Traité do Géologie, 7

98 LES PHÉNOMftNfiS GÉOLOGIQUES

Si l'on range ces sels par ordre de Bolubilité, on a, d'une part, le sulfate de calcium, moins soluble que le chlorure de sodium; d'autre part, les autres composants, dits « sels déliquescents », qui sont plus solubles. Lors de la concentration de Teau de mer par évaporation, d'une manière générale, le sulfate de calcium se déposera d'abord, le chlorure de sodium ensuite et les sels déliquescents en dernier lieu. Mais, comme le chlorure de sodium est presque toujours en excès, il se dépose souvent simultanément avec les autres éléments.

Le sulfate de calcium cristallise sous deux formes distinctes, la forme anhydre, connue sous le nom (ïanhydrile, et la forme hydratée, qui est le gypse (CaSO* + 2H^0). Les conditions de précipitation des deux minéraux ne sont pas les mêmes. D'après l'opinion courante, à la pression ordinaire il se déposerait du gypse; sous une pression supérieure à 10 atmosphères, ce serait de l'anhydrite qui prendrait naissance; et cette condition serait réalisée au fond de tout bassin d'une profondeur dépassant 107 m. Mais, d'après les travaux récents de van't Hoff [1], ce sont exclusivement les conditions de température et la proportion des sels coexistant dans l'eau avec le sulfate de calcium qui déterminent la formation soit de gypse, soit d'anhydrite. Dans l'eau douce il se déposerait du gypse jusqu'à une température maximum de 60"; dans une eau renfermant des chlorures, par contre, déjà à partir de 23° le précipité serait, non plus du gypse, mais de l'anhydrite.

Pour qu'il se forme du sel marin il faut que l'eau soit réduite par évaporation à 1/10 de sou volume primitif et que sa densité atteigne 1,20. Alors prennent naissance de puissantes masses de sel gemme, souvent d'une grande pureté, ou bien il se dépose des mélanges d'argile et de sel. Après précipitation du sel marin, il reste des eaux mères très denses, qui renferment en dissolution les sels déliques-cents. L'ordre dans lequel se déposent ensuite ces sels varie suivant leurs proportions respectives, suivant la température de la solution et suivant la pression, c'est-à-dire suivant la profondeur du bassin d'évaporation. L'application des lois de la chimie physique a permis à van t'Hoff et Meyerhoffer de déterminer a priori l'ordre de précipitation des divers sels et d'expliquer la succession des dépôts salins que l'on observe dans certains gisements, en particulier dans celui de Stassfurt. Nous renverrons le lecteur désireux d'approfondir ces questions aux mémoires qu'ont publiés ces deux savants [1] et nous nous contenterons de citer les trois principaux composés qui forment à Stassfurt trois niveaux constants superposés au' niveau de l'anhydrite, ceux de l3i polyhalile (2CaSO^MgSO^K^SO•^2^'-0), de la kiesê-

riie (MgSO*.H^O) et de la camallite (MgCl*.KCI.6HH)). Le sel gemme arrompagroe toujours ces minéraux, mais en proportion décroissante à mesure qu'on s'élève. La sylvine (KCl) et la cmnile (MgS()*.K(jl. 3fl-0), qui se rencontrent également dans le f^^isement de Stassfurt, sont des produits secondaires, résultant de transformations ultérieures des autres sels.

Enfin, on a signalé, dans plusieurs gisements, des borates, tels que la boracite (2Mg*B*0^M!dgCl*), formant des intercalations lenticulaires jusqu'au niveau de la camallite. Il y a là en apparence une contradiction, car les borates sont beaucoup moins solubles que les sels déliquescents, mais Dieulafait a constaté qu'ils restent en dissolution dans les eaux mères de ces sels. Du reste, l'analyse a révélé dans les eaux marines des traces appréciables de bore.

Les dépôts de sels déliquescents des périodes géologiques anciennes ne sont qu'exceptionnellement conservés. La conservation n'est possible que dans des pays où les précipitations atmosphériques sont très rares, ou bien dans des gisements qu'une couverture de couches argileuses préserve de la dissolution par les eaux pluviales. Dans les autres cas, le gypse ou l'anhydrite ont seuls résisté à la dissolution, mais la présence d'anciens dépôts de sel est alors révélée par l'existence de moulages * de trémies ou de cubes dans les vides laissés par la disparition des cristaux.

On admet généralement que les dépôts d'anhydrite, de gypse, de sel gemme, de sels déliquescents sont des formations lagunaires, résultant de Tévaporation d'eaux marines dans des bassins en communication avec la mer.

On ne peut s'expliquer l'accumulation de dépôts de sel atteignant plusieurs centaines de mètres d'épaisseur * autrement que par des apports toujours nouveaux d'eau salée dans le bassin d'évaporation. Aussi Bischof a-t-il imaginé l'existence de lagunes séparées de la mer par un seuil, par une barre, par-dessus laquelle les couches superficielles de l'eau de mer pourraient seules s'écouler dans la lagune, tandis que les parties profondes du bassin d'évaporation seraient dépourvues de communication avec la mer, de sorte que l'eau y atteindrait une concentration considérable. C. Ochsenius [3] a particulièrement développé cette « théorie de la barre ». Dans son idée, les couches d'anhydrite et de sel successivement déposées finissent par remplir le bassin jusqu'à la hauteur de la barre;

1. Ces moulages sont improprement appelés « pseudomorphoses •.

2. A Sperenberg, au sud de Berlin, un sondage a traversé une nappe de sel sur une épÛMeur de près de 1 200 m, sans en atteindre la base»

Teau de mer continuerait à affluer dans la lagune, refoulant les eaux mères très denses qui occupent le fond, de sorte que celles-ci reflueraient à la mer. Il se formerait ainsi à nouveau, par évaporation d'une eau à salure normale, de Tanhydrite, constituant au-dessus des sels déliquescents un « chapeau », que Ton a en effet observé au sommet des dépôts de Stassfurt.

Dans aucune lagune actuelle, on n'a encore observé la succession des phénomènes que suppose la théorie d'Ochsenius, on n'a pas davantage observé de barres répondant aux conditions voulues. Il est vrai qu'on a souvent cité comme lieu où s'opère de nos jours la précipitation chimique de sels contenus en dissolution dans l'eau de mer le golfe de Kara-Bougas ou d'Atchi-Daria, dans l'est de la mer Caspienne. Une langue de terre isole cette lagune, qui ne communique avec la mer que par un étroit chenal. D'anciens auteurs ont affirmé qu'une véritable croûte de sel se forme actuellement sur le fond de l'Atchi-Daria; mais les observations d'Androussow [6' n'ont pas confirmé le fait et ce géologue n'a même pas constaté dans la lagune une concentration suffisante pour permettre de supposer qu'il s'y dépose du sel gemme. Sur les rivages il ne se forme que du gypse et du sulfate de potassium.

Cependant Androussow a réellement observé l'existence, aussi bien en profondeur qu'en surface, d'un courant entraînant en toute saison de l'eau de la Caspienne dans la lagune, d'où résulte pour la grande mer intérieure une perte constante d'eau, que compensent les apports par les fleuves, et une perte immense de sel, qui n'est pas compensée.

Dans la plupart des lagunes, comme l'a fait remarquer à juste titre Joh. Walther [5], le régime est exactement inverse. Des fleuves amènent de l'eau douce dans la lagune, dont le fond seul reste salé, et il s'établit un courant allant de la lagune à la mer. Ces conditions rendent impossible la concentration des eaux et la précipitation des sels.

Il est incontestable qu'un climat désertique, c'est-à-dire à précipitations atmosphériques très faibles, est la condition nécessaire, non seulement de la conservation, mais encore de la formation des dépôts de sel. Cette condition peut se trouver réalisée dans certaines lagunes de régions sans pluies; mais elle se retrouvera tout aussi bien dans l'intérieur des déserts, en particulier dans les cuvettes sans écoulement à la mer, pour peu que les cours d'eau affluant dans ces cuvettes renferment en dissolution des sels empruntés aux terrains affleurant dans leurs bassins de réception. C'est ce qui se produit dans les chotts algériens et tunisiens, dont la salure provient unique-

ment de Tapport, par leurs affluents, de gypse et de sel originaires des gisements triasiques voisins.

Joh. Walther a proposé dans ces dernières années d'assimiler tous les dépôts de gj^pse et de sel des périodes anciennes à des formations désertiques [5]. Il fait valoir notamment que Ton n'a jamais observé, dans aucune coupe géologique, quoi que ce soit qui puisse faire songer à l'existence d'une barre.

L'étude approfondie des organismes fossiles qui accompagnent les formations salifères prend ainsi un intérêt capital, car elle permettra seule d'établir si, pour chaque cas particulier, la composition de la faune et de la flore qui vivaient dans le voisinage d'un bassin d'évaporation déterminé est conciliable avec l'hypothèse de conditions désertiques, ou si elle n'indique pas plutôt l'existence de communications directes avec la mer.

Roches protogènes d'origine organique. — Les roches protogènes d'origine organique se forment par l'accumulation des squelettes sécrétés par certains animaux ou végétaux, qui ont la possibilité d'emprunter des substances minérales au milieu ambiant pour les incorporer à leur organisme. Le squelette, qui constitue un organe de protection ou de soutien, peut être formé par du phosphate de chaux, par du carbonate de chaux sous ses diverses formes cristallines, calcite, aragonite, conchite, par de la silice ou par de la cellulose. Le phosphate de chaux entre dans la composition du squelette osseux des V^ertébrés et il est emprunté soit au sol, où il se trouve sous la forme d'apatite, soit à l'eau de mer. Le carbonate de chaux est sécrété par certaines Algues, telles que les Siphonées, les Lithothamniées, les Calcocytées, et par de nombreux Animaux : Foraminifères, Calcispongiés, Hydrozoaires, Zoanthaîres, Echinodermes, Serpules, Bryozoaires, Brachiopodes, Mollusques, divers Crustacés.

La silice forme le squelette des Diatomées (frustules) (fig. 24), des Radiolaires, des Silicispongiés (spicules). La cellulose que l'on trouve chez certains Spongiaires (spongine), chez les Mollusques (conchyoline), chez les Arthropodes (chitine) ne contribue que d'une manière tout à fait accessoire à la formation des sédiments, si l'on fait abstraction de celle qui est élaborée par les Végétaux terrestres et qui, après une série de transformations, constitue la houille et les autres roches charbonneuses.

Ce sont surtout le carbonate de chaux et la silice qui entrent en ligne de compte dans la formation des sédiments, il importe donc d'examiner les conditions qui favorisent leur production par les organismes.

Commençons par le calcaire.

Tandis que dans les cours d'eau la quantité de carbonate de calcium en dissolution peut être relativement élevée, dans l'eau de mer, elle est tout à fait minime (0,06 ®/ J et le calcium s'y trouve presque entièrement à l'état de sulfate. Il est difficile d'admettre que ces quantités infinitésimales de carbonate de calcium peuvent suffire à fournir le calcaire qui constitue le squelette d'un si grand nombre d'Animaux marins, aussi a-t-on supposé que les êtres vivants sont

capables d'utiliser le sulfate et de le transformer dans leur organisme en carbonate.

Des expériences faites par Murray et Irvine [9] sur de^ poules, des crabes, des huîtres, etc., ont pleinement confirmé cette supposition.

Des poules entièrement privées de chaux pondent, comme l'on sait, des œufs dépourvus de coque; si Ton met à leur disposition de l'eau renfermant du sulfate de calcium, mais sans la moindre trace de carbonate, leurs œufs présentent néanmoins une coque calcaire normale. De même, en élevant des crabes ou des huîtres dans une eau de mer artificielle, d'où le carbonate de calcium est rigoureusement exclu, la carapace ou la coquille s'accroissent normalement. Il est donc manifeste que les organismes ont la possibilité de transformer le sulfate en carfjonate. Dans d'autres expériences, les mêmes savants ont pu constater que la transformation était beaucoup facilitée lorsque l'eau ambiante était additionnée de carbonate d'ammonium ou d'albumine. D'ailleurs, le carbonate d'ammonium détermine, dans une solution de sulfate de calcium, un précipité de carbonate de calcium. Murray et Irvine supposent que, dans la nature, la fixation du calcaire par les organismes est rendue plus facile par la présence, dans l'eau de mer, de carbonate d'ammonium, provenant soit des produits d'excrétion des animaux, soit de la décomposition de la matière organique.

Fip. 24. — Frustuies de Chœtoceras dispar, Diatomée marine. Gr. 370 fois (d'après Joh. Walther, AUg. ^feeresk.).

Il résulte d'analyi^s faites par les mêmes auteurs que les sels ammoniacaux existent partout dans les océans, mais que dans les eaux chaudes des Tropiques ils se trouvent en bien plus grande abondance que dans les eaux froides des régions polaires ou des grandes profondeurs. Cette constatation explique |)arfaitement la distribution géographique des organismes à sécrétion calcaire abondante. A profondeur égale les mers tropicales renferment beaucoup plus d'organismes à squelette calcaire bien développé que les régions polaires. Pour mettre cette règle en évidence, Murray compare la

Fig. 25. — Ceceoephère (d'après J. Murray).

Fig. 26. — Rliabdosphère (d'après J. Mlrray).

faune littorale du cap York avec celle de l'île Kerguelen*. Dans le premier cas, les Coralliaires, les Mollusques à test calcaire épais, les Décapodes sont abondants; dans le second, on rencontre surtout des Hydroïdes, des Holothuries, des Annélides, des Amphipodes, des Isopodes, des Tuniciers, dépourvus de squelette calcaire. Dans un même groupe, on rencontre dans les eaux tropicales des formes à squelette épais, dans les eaux polaires, des formes à squelette mince ou rudimentaire. Les genres de Foraminifères Pulmnulina et Sphœroidina se trouvent dans ce cas. Les Ptéropodes sont nus ou possèdent un test extrêmement mince (Limacina) dans les mers froides; sous les Tropiques, il existe, par contre, des formes à coquille bien développée. Les Coccosphères (fig. 25) et les Rhabdosphères (fig. 26) ^ sont abondantes dans les mers tropicales; elles manquent dans les mers polaires. De même, dans les grandes profondeurs, en raison des

1. John Murray. On the deep end shallow vvaier luarUie fauna of the Kerguelen Région of iÏM Great Southern Océan. Transect. of the BoycU Soc. of Ediaburgh., XXXVllI, part H, n' X, p. 343-500, 1 pi., 1896.

2. Ce sont des Algues à squelette c&lcairt' du groupe des Calcocylées.

i04 LES PHÉNOMÈNES GÉOLOGIQUES

basses températures qui y régnent, les organismes à squelette calcaire sont particulièrement rares. Ajoutons que les Zoanthaires constructeurs de récifs ne se développent pas dans des eaux dont la température est inférieure à 20", tandis que les formes simples, à sécrétion calcaire peu abondante, se rencontrent dans des eaux beaucoup plus froides et à des profondeurs assez considérables.

Nous serons amenés plus tard à tirer de l'ensemble de ces faits des conclusions géologiques d'une certaine importance. Ainsi, la présence de nombreux organismes à squelette calcaire bien développé, dans les dépôts paléozoïques des régions boréales, nous démontrera que ces régions ne présentaient pas encore, au cours des temps primaires, le climat froid qu'elles subissent aujourd'hui.

Le développement des organismes à squelette calcaire est encore favorisé par une autre condition, la pureté des eaux. L'envasement leur est très préjudiciable, aussi les récifs coralliens ne peuvent-ils s'établir à l'embouchure des cours d'eau. Des eaux agitées, des courants rapides, conditions réalisées en général dans des mers peu profondes, entraînent les particules argileuses qui pourraient être en suspension dans l'eau et préservent les colonies d'animaux à squelette calcaire d'un enfouissement qui mettrait fin à leur accroissement.

Inversement, le développement des organismes à squelette siliceux est favorisé par une température relativement basse du milieu ambiant et par la présence d'un fond vaseux ou d'une eau portant en suspension des particules argileuses.

La silice est contenue dans l'eau de mer en quantités si faibles (1/200 000 — 1/500 000) qu'elle ne peut suffire à alimenter les Animaux et les Végétaux qui la fixent dans leur organisme. Aussi Murray et Irvine [10] ont-ils émis l'hypothèse que les êtres à squelette siliceux ont la faculté de transformer l'argile en silice et ils en ont donné une démonstration expérimentale très probante.

En cultivant des Diatomées dans une eau additionnée de silice soluble gélatineuse, ils obtinrent un développement normal de ces Algues. Le résultat fut le même avec du silicate de chaux. En revanche, les Diatomées ne tardèrent pas à périr dans une eau ne renfermant aucune trace de silice, ou à laquelle on avait ajouté du quartz, c'est-à-dire de la silice insoluble. Mais l'expérience la plus remarquable de toute la série fut réalisée par l'addition, à l'eau renfermant les Diatomées, d'argile pure extrêmement divisée : les Diatomées se développèrent très bien et ne tardèrent pas à pulluler. Leur organisme est donc capable d'emprunter la silice au silicate d'alumine, à l'argile en suspension dans l'eau.

Or, c'est un fait bien connu que Targile, à Tétat d'extrême division, reste plus longtemps en suspension dans l'eau douce ou dans une eau à salure inférieure à la normale que dans l'eau de mer à salure élevée. Dans les régions polaires, où, comme nous l'avons vu plus haut, la salure des eaux est considérable, l'argile charriée par les grands fleuves n'est pas précipitée à l'embouchure même, comme cela a lieu sous les tropiques, elle reste longtemps en suspension et fournît aux Radiolaires et aux Diatomées une source abondante de silice. Par conséquent, la basse température des eaux et la faible salinité qui en résulte sont des conditions favorables au développement des organismes à squelette siliceux. C'est précisément l'inverse de ce qui a lieu pour les organismes à squelette calcaire. De même, la présence de l'argile, qui est nuisible à ceux-ci, est éminemment favorable à ceux-là. On peut dire que les conditions qui déterminent Taccuniulation des squelettes calcaires ou siliceux s'excluent réciproquement et qu'elles sont en quelque sorte antagonistes. La répartition géographique des deux catégories principales de sédiments organogènes vient à l'appui de cette loi.

Suivant le genre de vie des êtres à squelette calcaire ou siliceux qui entre dans la composition des sédiments on peut distinguer parmi ceux-ci deux catégories bien différentes, les sédiments henthogènes et les sédiments planctogènes.

Dans le premier groupe rentrent d'abord toutes les roches calcaires provenant de récifs édifiés par des animaux vivant en colonies, Zoanthaires, Hydrozoaires, Bryozoaires, ou encore par des Algues calcaires (Lilhothamnium, Melohesia, etc.). On les a appelées des calcaires récifaux ou des calcaires construits. Puis, nous pouvons ranger dans la même catégorie les sédiments résultant de l'accumulation sur place des débris non charriés d'Animaux ou de Végétaux benthoniques, comme par exemple les calcaires à entroques, qui proviennent d'un entassement d'articles de la tige et des bras, ainsi que des pièces du calice de Crinoïdes, Échinodermes fixés au moyen d'une tige et formant sur certains fonds de véritables forêts ; ou les calcaires à Diplopores, constitués par des amas de débris calcaires provenant des incrustations de Siphonées verticillées ; ou encore les calcaires à Foraminifères benthoniques (Fusulines, Nummulites, Alvéolines, etc.). Des accumulations de débris de coquilles prennent le nom de lumachelles, lorsque les éléments en sont cimentés, de (aluns, dans le cas contraire. Enfin, il existe des sédiments qui sont presque entièrement formés de spicules de Spongiaires siliceux, ce sont les spongolithes de Cayeux [H].

LES PUËNOMËNËS GÉOLOGIQUES

On peut appeler sédiments planctogènes ceux qui sont constitués presque exclusivement par des accumulations de squelettes, calcaires ou siliceux, d'Animaux ou de Végétaux, qui de leur vivant faisaient partie du plankton. Dans les océans actuels ils jouent un rôle particulièrement considérable et la surface qu'ils occupent a été évaluée à près de la moitié de la surface totale des fonds marins.

Les êtres du plankton tombent, après leur mort, comme une pluie très lente, au fond de la mer. Leurs parties molles se décomposent, les squelettes siliceux atteignent le fond, sans avoir été sensiblement corrodés par un contact prolongé avec l'eau de mer, et leur entasse-

Fig. 27. — a, lleliosphœra echinoides; b, Acanthometra MûllerL Squelettes de Radiolaires

(d'après J. Murrat).

ment donne naissance à un sédiment siliceux. Il n'en est pas toujours de même des squelettes calcaires. Lorsque dans leur chute lente ils traversent une colonne d'eau d'une très grande épaisseur, ils sont entièrement dissous avant d'atteindre le fond. Aussi ne forment-ils des sédiments qu'à des profondeurs qui ne dépassent guère 5000 m et sont presque toujours fort inférieures à ce chiffre.

Les organismes à squelette calcaire les plus abondants dans le plankton sont des Foraminifères perforés de la famille des Globigérinidés {Globigerina, Sphœroidina, Orbulina), aussi a-t-on appelé boue à Globigérines le sédiment qui est constitué par Taccumulation de leurs squelettes. On y trouve de 30 à 96 ^j^ de calcaire et la teneur diminue avec la profondeur. Outre les Foraminifères planetoniques on y rencontre des Coccolithes et des Rhabdolithes, des Radiolaires, des frustules de Diatomées, des restes d'organismes benthoniques calcaires ou siliceux et, en faible quantité, des miné-

LA FORMATION DBS SRDIMENTS 107

raux d'origine volcanique. La boue à Ptéropodes n'est qu'une variété de la boue à Globigérines. Comme celle-ci, elle se rencontre exclusivement dans les régions tropicales. La teneur en calcaire s'élève jusqu'à 98 °/ç. Les espaces recouverts par ces boues calcaires sont très considérables, surtout dans l'océan Atlantique.

La boue à Radiolaires renferme en grande quantité des squelettes de Radiolaires (fig. 27), des spicules de Spongiaires, des frustules de Diatomées, en faible proportion des restes calcaires et une plus ou moins g^rande quantité d'argile rouge et de minéraux en cristaux isolés. Elle couvre des fonds situés entre 4 000 et 8 000 m et passe latéralement à une boue très pauvre en organismes, ïargile rouge des profondeurs abyssales.

La boue à Diatomées est surtout développée dans les régions antarctiques, où la salure des eaux est peu élevée, en raison de la faible évaporation et de l'apport considérable d'eau douce par les glaciers et par les précipitations atmosphériques.

RoGUKS DEDTOGÈN'ES. — Les roches deutogènes ou détritiques peuvent être classées soit d'après l'origine, soit d'après la grosseur de leurs éléments. Dans le premier cas on distinguera des roches détritiques minérogènes, organogènes ou mixtes, suivant que les éléments remaniés ont une origine première minérale, organique ou qu'ils participent à la fois de ces deux origines. Dans le deuxième cas on distingue des roches pséphiliques, à gros éléments, psammitiques, à éléments moyens, pélitiques, à éléments fins, susceptibles de rester un temps assez long en suspension dans les eaux.

Les aocutis PSÉPumouES comprennent les conglomérais, les poudingneSy les brèches, d'origine minérale ou d'origine organique. Les éléments des poudingues sont arrondis par le frottement, ceux des brèches sont restés anguleux. D'ailleurs ces noms s'appliquent à des roches dont les éléments sont cimentés, postérieurement à leur dépôt; dans le cas contraire, on parlera plutôt de caillouiis ou de gravitrs.

L'origine des cailloutis est multiple. En laissant de côté pour le moment ceux qui sont d'origine glaciaire, on peut distinguer d'abord des cailloutis fluviatiles, déposés par les cours d'eau, et des cailloutis littoraux, formés sur les rivages de la mer ou des grands lacs.

Les cours d'eau d'allure torrentielle charrient des blocs dont les dimensions sont fonction de la vitesse du courant. Ces blocs roulent vers l'aval en frottant les uns contre les autres, arrondissant ainsi teurs angles et prenant même un certain poli. Ils se transforment en

cailloux roulés ou galets. Ils se déposent, lorsque le courant diminue d'intensité, sur les berges convexes des rivières. Ils sont généralement plus ou moins calibrés, présentant souvent une grosseur déterminée dans chacun des lits qui constituent un cailloutis et qui correspondent à des variations dans la vitesse des courants. Des lits de sable alterneront fréquemment avec des lits de gravier. Les couches successives pourront affecter une disposition inclinée et les divers lits se couperont obliquement, par suite de changements dans la direction du courant et de Talternance de creusements et d*alluvionnements. Ce mode de stratification est caractéristique des cours d'eau torrentiels et prend le nom de stratification entrecroisée.

Sur les côtes rocheuses, les falaises sont battues par les vagues, les blocs qui s'en détachent sans cesse sont d'abord entraînés vers le large, puis ramenés par le flot et projetés avec force comme une mitraille contre le pied de la falaise. Dans ce mouvement de va-etvient ils sont brisés, roulés, arrondis et, lorsque la roche est suffisamment compacte, transformés en galets; ils sont, par contre, désagrégés, lorsque la roche est composée d'éléments insuffisamment cohérents. Il se forme entre la limite des plus fortes marées et la ligne des basses mers ,une plate-forme littorale sur laquelle s'accumulent les galets. Si, plus tard, le niveau de la mer se déplace, ce cordon littoral pourra indiquer, s'il n'est pas détruit, l'emplacement de l'ancien rivage. Quelquefois il se forme aussi une levée de galets à une certaine distance de la cùte. Les éléments des cailloutis ou du conglomérat littoral seront moins bien calibrés que ceux des graviers fluviatiles, et les galets présenteront souvent à leur surface des petits cônes de percussion dus à ce qu'ils se sont violemment entrechoqués sous l'action des vagues.

Des cailloutis, transformés ultérieurement en conglomérats, peuvent encore prendre naissance lorsque la mer envahit une surface accidentée plus ou moins étendue. Le cailloutis se dépose en transgression sur le substratum, s'alimentant aux rochers qui font saillie sur le fond et nivelant rapidement toutes les aspérités, pour faire place bientôt à des sédiments moins grossiers. On appelle conglomérat de base de la série transgressive le cailloutis ainsi formé.

Les ROCHES PSAMMiTiQUES sout dcs sédimcuts détritiques formés d'éléments beaucoup moins grossiers. On désigne sous le nom de sables celles dont les éléments ne sont pas agrégés; sous le nom de grès^ celles dont les particules intégrantes sont réunies par un ciment quelconque. Le nom de psammites est d'ordinaire réservé aux grès bien stratifiés dont la surface des lits est recouverte de paillettes de mica.

La composition des grains de sable est très variée, elle est tantôt uniforme, tantôt mixte. Les sablei siliceux sont particulièrement fréquents; ils proviennent soit de grès siliceux préexistants, soit de la désagrégation de roches granitoïdes ou de schistes cristallins, comme nous le verrons plus tard. Les sables riches en minéraux lourds sont en général formés au détriment de roches volcaniques. Dans les sables glauconieuXy un élément d'origine chimique, la glauconie, vient se mélanger aux éléments détritiques. Les sables calcaires doivent presque toujours leur origine à la trituration de squelettes calcaires; beaucoup d'entre eux sont des sables coralliens, formés sur le bord des récifs. Lorsque des sables sont mélangés d'une forte proportion de fragments de coquilles, on leur donne le nom de faluns. Les différentes variétés de grès sont dénommées d'après la nature de leur ciment, d'après leur couleur, etc.

Sur les continents les grandes accumulations de sables sont dues à l'action des vents. Il en sera question plus loin. Les rivières déposent des sables dans toutes les parties de leurs cours où le courant n'est plus suffisamment rapide pour entraîner vers l'aval les éléments qui, jusqu'en ce point, avaient été charriés sur le fond sous la forme de masses mouvantes. Les sables fluviatiles constituent souvent des couches qui alternent avec des lits de gravier ou avec des lits d'argile.

Les sables marins proviennent principalement de la destruction de certaines falaises. Ils cheminent le long des côtes sous l'action des courants de marées et sont entraînés au large, quelquefois à des distances assez considérables du rivage. Sur les côtes plates le vent du large les pousse vers l'intérieur des terres, donnant lieu à la formation de dunes.

Les ROCHES PÉLiTiQUES sout coustituées par des éléments pulvérulents et suffisamment fins pour pouvoir rester pendant un temps appréciable en suspension dans une eau tranquille. Ce sont des boues consolidées par la dessiccation et le tassement. Leur origine est ou exclusivement minérale, ou exclusivement organique, ou mixte.

Les argiles résultent de la décomposition des feldspaths et sont constituées, à l'état de pureté, par un bisilicate d'aluminium hydraté. Elles absorbent l'eau avec la plus grande facilité, de sorte que, sèches, elles happent à la langue; lorsqu'elles sont humides, elles sont plastiques et n'abandonnent toute leur eau que chauffées au rouge. Elles sont souvent mélangées de grains de quartz (argiles sableuses) ou de paillettes de mica, ou de sesquioxyde de fer anhydre ou hydraté, qui les colore en rouge ou en jaune, ou de sulfure de fer, qui leur

iiO LES PHÉNOMÈNES OÉOLOGIQUES

donne une teinte noire ou bleue, ou encore de matière organique. Quant à la marne, c'est un mélange en proportions variables d'argile et de calcaire, ce dernier presque toujours prédominant et provenant de la trituration de squelettes d'organismes. C'est donc une roche mixte. Il en est de même de la gaize, qui est une argile riche en silice soluble, provenant de spicules de Spongiaires, et en silice insoluble, d'origine détritique.

L'argile est en partie apportée dans le milieu marin par les fleuves, elle peut aussi provenir de la destruction des falaises granitiques. Nous avons vu plus haut qu'elle ne peut être charriée à une certaine distance des rivages que dans les mers à faible salure de hautes latitudes. Aussi ne constitue-t-elle autour des îles et des continents qu'une auréole de largeur variable, que Murray a appelée la zone des boues tenngènes [8]. Au large il ne se forme que des boues planetogènes et une argile rouge dont il sera question dans le chapitre suivant.

Les boues calcaires sont presque toujours d'origine chimique dans les lacs, d'origine organique dans le milieu marin. En se tassant elles donnent naissance à des craies. Les calcaires compactes résultent d'une recristallisation partielle ou totale du calcaire.

Les boues calcaires se forment surtout sur le pourtour des récifs coralliens, qui, battus par les flots, sont soumis à une trituration permanente. Les particules extrêmement fines résultant de cette trituration troublent l'eau alentour du récif (lait du corail) et se déposent ensuite à une certaine distance. Une certaine quantité de boue calcaire est aussi apportée dans les océans par les cours d'eau,

La craie blanche est souvent formée presque exclusivement par une accumulation de squelettes triturés d'organismes benthoniques, tels que Lamellibranches (prismes d'Inocérames), Bryozoaires, Echinides, etc. [H]. Les Foraminifères de fond y sont quelquefois très abondants. La craie marneuse renferme les mêmes organismes, mais elle contient une certaine quantité d'argile.

1. — J. H. VAN^T HoFF. Zur Bildung der oceanischen Salzablagerungen, I. 1 vol. in-8^ VI -t- 85 p., 34 fig. Braunschweig, 1905.

2. — JoH. IIeiuenhain. Ghemisch-geologische Betrachtung der Gypsvorkommnisse in der Zechsteinformation. Zeitschr. d. D. geol. Ges.^ XXVI, p. 275-283, 1874.

3. — Garl Ochsenius. Die Bildung der Steinsalzlager und ihrer Mutterlaugensalze. In 8% 172 p., 3 pi. Halle, 1877.

4. — JoHANNES Walther. Einleitung in die Géologie als historische Wissen- Bchaft. III. Lithogenesis der Gegenwart. In-8<>, 474 p. Jena, 1894.

5. — lo. Das Gesetz der Wûstenbildung ia Gegenwart und Vorzeit. Gr. in-8<>, 175 p., 50 fig. Berlin, 1900.

6. — NiK. Andrussow. Der Alschi-darja oder Karabugas-Busen. Pelerm. MUL, XLIII, p. 25-34, pi. IV, 1897.

7. — G. LiNCK. Die BilduDg der Oolithe und Rogensleine. Neues Jahrb., Beil.- Bd. XVI, p. 495-516, 1903.

8. — John Murray and A. F. Renard. Report on Deep-Sea Deposits. Report 0(1 ihe Scientific Resalls of the Voyage of H. M. S. Challenger during Ihe years i873-76, 1 vol. in-4o, 525 p., 29 pi., 43 cartes, 22 diagrammes. London, 1891.

9. — John Murray and Robert Irvine. On coral reefs and other carbonate of lime formations in modem seas. Proe. Royal Soc. Edimb., XVII, p. 79-109, 1890.

10. — Id. On silica and the siliceous remains of organisms in modem seas. Ibid., XVIII, p. 229-250, 1892.

11. — Lucien Cayeux. Contribution à Tétude micrographique des terrains sédimentaires. Mém. Soc, GéoL du Nord, IV, mém. II, 589 p., 10 pi. Lille, 1897.

12. — Bailey Wilus. Conditions of Sedimentary Déposition. Journ. of Geol^ I. p. 476-520, 1903.