Le grès est une roche sédimentaire détritique majoritairement sableuse, issue de l’agrégation de grains de taille ( à ) et consolidée lors de la diagenèse. Les grains qui constituent le grès proviennent de l'érosion de roches préexistantes, qui déterminent sa composition. Les grès sont majoritairement constitués de quartz et de feldspath. Selon le degré de cimentation et sa composition, le grès forme une roche allant de friable à cohérenteFrançois Michel, Roches et paysages, reflets de l’histoire de la Terre, Paris, Belin, Orléans, brgm éditions, 2005, , .. Le grès se rencontre dans une grande variété de milieux de dépôt, depuis le continent (rivière, plage) jusqu'à la mer (turbidites). Son équivalent non consolidé est le sable.
Étymologie Le mot grès dériverait du bas latin gressius, gresum, ou du haut allemand griez, grioz, ou de l'ancien bas francique greot, ou encore de l'allemand moderne gries, mots qui signifient « sable, gravier »..
Définition La définition du grès repose sur une combinaison de critères texturaux et compositionnels. C'est une roche sédimentaire, dont les grains ont une granulométrie comprise entre , soit la granulométrie des sables, et une nature détritique terrigène et non carbonatée, c'est-à-dire qu'ils proviennent de la décomposition d'une roche préexistante. Cette définition contraste avec celle de l'arénite, qui est un terme strictement textural, indépendamment de la composition et de l'origine des grains qui le constituent..
Cette définition a fait l'objet de débats au milieu du au sein de la communauté internationale. Certains auteurs privilégiaient une approche strictement texturale., indépendamment de sa composition et de l'origine des grains. Cela permettait de considérer comme du grès toute roche calcaire présentant une granulométrie adéquate, par exemple un calcaire oolitique ou à texture grainstone. Il est depuis accepté de décrire une roche carbonatée dont les grains ont une granulométrie sableuse, comme une calcarénite. Mais cette définition est limitée aux roches calcaires constituées majoritairement par des grains carbonatés intrabasinaux, c'est-à-dire formés au sein même du bassin sédimentaire. Lorsque la roche comporte des grains carbonatés extrabasinaux (fragments de roches carbonatés préexistantes démantelées et transportées dans le bassin sédimentaire), on parle plutôt d'arénite hybride..
Composition
Composition minéralogique La composition des grès est extrêmement variable car elle est fonction de la source des sédiments, des conditions de préservation des différents grains durant le cycle sédimentaire, du milieu de dépôt et des processus en cours durant la diagenèse. On distingue les grains issus du démantèlement de roches ou de sédiments préexistants, qui constituent la fraction détritique ou extrabasinale, des grains non détritiques formés dans le bassin sédimentaire où se dépose le sédiment (bioclastes) qui constituent les grains intrabasinaux, et ceux précipités durant la diagenèse (grains néoformés). Les espaces interstitiels sont, selon les cas, comblés soit par une cimentation (carbonatée ou non), une matrice (généralement argileuse) ou bien laissés vacants, contribuant alors à la porosité de la roche.
Grains détritiques Les grains détritiques représentent par définition plus de 50 % de la composition d'un grès. Quartz, feldspaths et fragments rocheux constituent la majeure partie de la composition d'un grès. Leur distribution relative définit la nomenclature des grès.
Grâce à leur dureté et à leur résistance à l'abrasion mécanique et à l'altération chimique, les grains de quartz sont les grains les plus fréquents dans les grès. Ils peuvent être remaniés dans une succession de cycles d'érosion-sédimentation conduisant à la génération de grains polycycliques. Les quartz sont associés à des feldspaths, plus sensibles aux altérations. Ces grains proviennent initialement de roches magmatiques et des roches métamorphiques associées.
Les fragments rocheux décrivent tout assemblage polycristallin hérité d'une roche préexistante. Ils sont d'importants indicateurs de la source du matériel détritique car ils permettent d'identifier des assemblages minéralogiques. On distingue les assemblages constitués de grains d'une taille inférieure à la gamme des sables et qui peuvent par conséquent se démanteler en des fragments identiques mais de granulométrie toujours plus petite (siltite, argilite), des assemblages constitués majoritairement de grains de taille au moins sableuse et dont leur démantèlement conduit à la dispersion de grains individualisés participant à la composition sableuse du grès. Selon les nomenclatures, les premiers sont parfois décrits comme des fragments rocheux par opposition aux seconds décrits comme des lithoclastes.
Les autres grains participant à la fraction détritique sont des minéraux secondaires. Ils incluent les micas et les minéraux lourds. Leur proportion est généralement faible (quelques pourcents) en raison de leur faible proportion initiale dans les roches sources et, selon les cas, de leur moindre résistance durant le processus sédimentaire. Malgré leur faible concentration, l'analyse de ces grains (géochronologie, thermochronologie, géochimie) permet d'affiner la description des sources détritiques. Cependant, les processus de transport peuvent parfois favoriser leur concentration sous la forme de placers.
Grains non détritiques Les grains non détritiques incluent l'ensemble des grains précipités dans le milieu de dépôt des sédiments. Leur proportion est généralement secondaire et ne participe pas directement à la nomenclature des grès mais ils servent à décrire l'environnement dans lequel s'est déposé le sédiment à l'origine du grès. Selon le contexte sédimentaire, ils peuvent aussi être décrits comme des grains intrabasinaux par opposition aux grains extrabasinaux que sont les grains détritiques.
Ils comprennent notamment les grains d'origine biogéniques comme les bioclastes. Ce sont de bons indicateurs paléoenvironnementaux lorsqu'ils se forment dans le milieu de dépôt, mais ils peuvent aussi être remaniés lors du transport des sédiments. Certains d'entre eux sont utilisés comme marqueur biostratigraphique (foraminifères) pour dater les dépôts, à la condition de ne pas être remaniés.
Des phases minérales peuvent aussi précipiter selon les conditions physico-chimiques du milieu comme des oxydes et hydroxydes de fer, des phosphates ou de la glauconie. Ils peuvent aussi faire l'objet de remaniement.
Grains néoformés Durant la diagenèse et jusqu'à la phase d'exhumation (télogenèse), la composition du grès peut être soumise à des modifications résultant d'une part de la compaction du sédiment et d'autre part de la circulation de fluides interstitielles. La compaction des sédiments exerce une pression mécanique sur les grains qui peut se manifester par la fragmentation voire le broyage des grains les plus fragiles. Ce démantèlement des grains peut ensuite favoriser une dissolution de certains d'entre eux par circulation de fluides sous-saturés entrainant leur disparition (fantôme) voire leur remplacement par une autre phase minérale. Ces néoformations concernent notamment les feldspaths qui peuvent se voir progressivement remplacés par des minéraux argileux (kaoloninisation), des micas (séricitisation) ou de la calcite (calcitisation). Des minéraux carbonatés peuvent aussi être remplacés par des phases carbonatées de chimie différente par exemple.
Composante interstitielle Le dépôt d'un sédiment composé de grains de taille et de morphologie variable conduit systématiquement à la formation de vide entre les grains ou interstices qui composent la porosité interstitielle (ou intergranulaire). À cette dernière se rajoute une porosité intragranulaire qui correspond à des cavités internes de grains comme les bioclastes. L'ensemble de cette porosité originelle est aussi décrite comme une porosité primaire. Elle peut être complétée ou remplacée par une porosité secondaire résultant de la dissolution de grains préexistants ou de la réorganisation de la fabrique lors de la diagenèse. Lorsque cette porosité est préservée durant la diagenèse, elles confère à la roche des propriétés de réservoir lorsque ces pores présentent une forte interconnexion (porosité effective). Cependant, la préservation de la porosité limite la consolidation de la roche la rendant plus friable.
Inversement, le remplissage des interstices par précipitation d'un ciment (généralement carbonaté), ou par la présence d'une matrice favorise l'induration de la roche. La cimentation peut s'effectuer précocement au moment du dépôt sédimentaire mais elle se produit plus généralement lors de la diagenèse par circulation de fluides sur-saturés dans les interstices préservés. La précipitation du ciment est facilitée par la présence de grains de composition similaire servant alors de matrice à partir de laquelle le ciment se développera. Le ciment carbonaté est le plus fréquent (généralement calcitique, plus rarement dolomitique). Il précipite par circulation de fluides sursaturés en carbonate, provenant de la dissolution partielle ou totale de grains carbonatés préexistants (bioclastes, oolites). On peut trouver des cimentations siliceuses qui peuvent être constituées d'opale, de calcédoine ou de silice amorphe. Elles proviennent généralement de la dissolution partielle de quartz par contact entre grains sous l'effet de la compaction et se rencontrent plutôt dans des grès riches en quartz. Elles peuvent aussi provenir de la dissolution de tests (échinoderme) ou spicules (éponge) siliceux. Enfin, on peut trouver des ciments à base de composés ferreux/ferrique comme de la sidérite, des oxydes de fer (hématite, goethite) voire de la pyrite. Ils sont particulièrement représentés dans les séries du Paléozoïque. La cimentation d'un grès peut s'effectuer en plusieurs phases au cours desquelles les précédentes phases de cimentation peuvent soit être dissoutes et remplacées par un nouveau ciment ou bien s'ajouter à la cimentation préexistante, contribuant à diminuer davantage la porosité.
La matrice est généralement composée de minéraux argileux accompagnés parfois de micas. Elle est le produit de l'altération de certains grains comme les feldspaths, les minéraux ferro-magnésiens ou les fragments de roches volcaniques. Elle peut se former in-situ dans le cadre de la diagenèse ou avoir une origine détritique (coulées de boue). En raison de sa granulométrie fine, la limite supérieure est défini à partir du moment où les grains ne sont plus aisément identifiables au microscope. Mais comme cette limite peut être contournée en changeant le grossissement, Robert H. Dott définit par convention que la granulométrie maximale de la matrice correspond à l'épaisseur d'une lame mince standard, soit .
La préservation de la porosité peut aussi être contrariée par la compaction qui entraine une disparition des interstices et une interpénétration des grains, qui, associée à des phases de dissolution-recristallisation, permettra de consolider la roche.
Composition chimique
Éléments majeurs
Éléments traces
Couleur vignette|Bloc de grès ferrugineux de la , aux États-Unis. Le ciment et les éléments accessoires donnent à la roche sa couleur : la teinte jaune, orange, brun, rouge est fonction de la présence d'oxyde de fer (limonite, hématite) ; la teinte verdâtre tient à la présence de chlorite, la teinte noire à des oxydes de manganèse ou à de la matière organique, la teinte grise provient de débris de roches sombres...
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