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1.5 : Altération - Géosciences


1.5.1 Introduction aux intempéries

Érosion est le terme utilisé pour décomposition chimique et désintégration physique du substratum rocheux à la surface de la terre et juste en dessous. L'altération agit sur tout le substratum rocheux près de la surface, bien qu'avec une nature et un taux très variables en fonction d'un certain nombre de facteurs.

La roche en profondeur a tendance à être remontée vers la surface, par un décapage progressif par altération en surface et élimination des produits d'altération. C'est une question de mouvement relatif : le substrat rocheux en profondeur peut être soit immobile (par rapport, disons, au centre de la terre), soit se déplacer lentement vers le haut par soulèvement ou vers le bas par affaissement, mais dans tous les cas il se déplace vers le haut par rapport à la surface de la terre si le matériau à la surface est enlevé. Astherock s'approche de la surface, il a tendance à être soumis à ce qu'on appelle altération près de la surface: il se trouve à des pressions et des températures beaucoup plus basses qu'à plus grande profondeur, et les eaux de surface, qui ont tendance à s'oxygéner et à transporter du CO2 dissous, ont la possibilité de provoquer certaines réactions chimiques dans de nombreux minéraux constitutifs, comme les silicates ferromagnésiens et les feldspaths. Dans un sens, vous pouvez considérer une telle altération près de la surface comme un précurseur ou un précurseur de l'altération au sens strict. Mais malgré une telle altération près de la surface, la roche est toujours un substrat rocheux solide et loin d'une condition qui pourrait être décrite comme du régolithe.

L'altération, dans le sens généralement accepté, agit sur la roche qui est suffisamment proche de la surface pour être affectée non seulement par la circulation active des eaux de surface, mais aussi par des facteurs tels que les changements de température et la croissance des plantes. Mais en pensant aux intempéries, vous n'avez pas à vous limiter à la surface rocheuse réelle, sur laquelle le soleil brille !

L'altération est traditionnellement subdivisée en deux ensembles de processus :

  • Altération chimique, la décomposition chimique de tout ou partie des minéraux constitutifs ou du substratum rocheux.
  • altération physique, la décomposition mécanique ou la désintégration du substrat rocheux lui-même en particules grandes et petites.

C’est une distinction utile, mais voici un fait très important à comprendre : l'altération chimique et l'altération physique ont tendance à agir simultanément et à se renforcer mutuellement.

1.5.2 Chimique Érosion

Chimiquement, la surface de la terre est un endroit très réactif. Pour commencer, dans la plupart des endroits et au moins à certains moments la surface est un milieu aqueux, et l'eau est non seulement un solvant très efficace en soi, mais aussi un milieu nécessaire à un grand nombre de réactions chimiques.

En raison de la teneur élevée en oxygène dans l'atmosphère, dans la plupart des endroits la surface de la terre est un environnement bien oxygéné, comme dans le sous-sol peu profond où la concentration de matière organique n'est pas si grande et la perméabilité si faible (comme c'est souvent le cas dans les tourbières et les marécages) que l'oxygène est consommé dans l'oxydation de la matière organique avant de descendre vers des profondeurs plus profondes. (Si vous n'êtes pas sûr de la nature de l'oxydation, il y aura des informations de base dessus plus tard.) Parce que tant de minéraux communs formant des roches contiennent du fer ferreux (c'est-à-dire du fer à l'état réduit, et donc susceptible de oxydation à l'état ferrique insoluble), les réactions d'oxydation sont un aspect important de l'altération chimique.

De la même manière, parce que l'atmosphère contient un pourcentage important de dioxyde de carbone (CO2), les eaux de surface contiennent invariablement une quantité appréciable de CO dissous2. Vous savez déjà que le CO2 se dissout facilement dans l'eau. Ce CO dissous2 réagit avec l'eau elle-même pour former un acide faible, acide carbonique, selon la réaction

[ce{CO2 + H2O <=> H2CO3} label{1}]

À l'équilibre, environ un pour cent du CO dissous2 est sous forme d'acide carbonique. La plupart des minéraux sont moins stables en milieu acide qu'en milieu neutre, de sorte que le CO dissous2 améliore la résistance aux intempéries de nombreux minéraux.

Plus précisément, que se passe-t-il avec la réaction 1 ? Une molécule de dioxyde de carbone, qui consiste en un atome de carbone étroitement lié à deux atomes d'oxygène, se combine avec une molécule d'eau, qui consiste en un atome d'oxygène étroitement lié à deux atomes d'hydrogène, de telle sorte qu'un seul nouveau , molécule plus grosse, de formule chimique H2CO3, est produit. Dans la solution aqueuse, ce processus se déroule tout le temps, et en même temps le H2CO3 les molécules sont reconverties en CO2 et H2O molécules. Le point d'équilibre dépend de la concentration de CO imposée2, qui dans ce cas provient soit de l'atmosphère, soit de la décomposition chimique de la matière organique. (Vous savez probablement que, par photosynthèse, les plantes absorbent l'eau et le dioxyde de carbone et les convertissent en molécules glucidiques complexes, et lorsque la plante meurt et que les tissus végétaux sont exposés à un environnement aqueux oxygéné, l'inverse se produit et la matière organique est brisée. dans le dioxyde de carbone et l'eau.)

L'acide carbonique n'est pas le seul acide courant dans les eaux naturelles proches de la surface : dans la plupart des régions terrestres, les organismes (plantes et animaux) vivant sur ou dans le sol (c'est-à-dire la partie supérieure de la couche de régolithe) utilisent du dioxyde de carbone et divers nutriments pour produire de la matière organique qui, dans sa décomposition en composés constitutifs, a tendance à produire une variété d'acides organiques faibles.

Dans le reste de cette section, plusieurs types de réactions chimiques montreront l'éventail des réactions d'altération qui sont importantes dans la décomposition chimique des minéraux du substratum rocheux. Ils impliquent dissolution, oxydation et carbonatation, de diverses façons. Gardez à l'esprit que bien que ces réactions particulières soient importantes, ce ne sont que des réactions représentatives: les détails varient en fonction de l'assemblage de minéraux qui sont altérés et de leurs compositions particulières (qui, rappelez-vous, varient considérablement en raison de la large gamme de substitutions ioniques dans les minéraux silicatés).

Solution

Certains minéraux simplement dissoudre dans l'eau. L'halite (chlorure de sodium) et le gypse (sulfate de calcium hydraté) en sont de bons exemples :

[ce{NaCl(s) <=> Na^{+} + Cl^{-}} label{2}]

[ce{CaSO4 cdot H2O <=> Ca^{2+} + SO4^{2-} + H2O} label{3}]

C'est le type de réaction d'altération le plus simple à comprendre, mais pas le plus important. Un type de solution plus important et plus compliqué implique la calcite, le constituant du calcaire :

[ce{CaCO3(s) + CO2 +H2O <=> Ca^{2+} + 2H^{+} + CO3^{2-}} label{4}]

La raison pour laquelle cette réaction est plus compliquée est qu'elle implique le dioxyde de carbone atmosphérique dissous dans l'eau. Le CO2 doit être impliqué à cause du CO32- ion à la fois dans la structure du minéral et en tant que produit de la solution, puis dissociation du CO2 dans l'eau. (Note accessoire : cette réaction peut aller dans les deux sens, selon la concentration de CO2: si CO2 est ajouté au système, comme dans les environnements d'altération, la calcite est dissoute; s'il est extrait du système, comme dans certains environnements océaniques chauds peu profonds, des sédiments de carbonate de calcium sont précipités. Pensez-y la prochaine fois que vous vous allongerez sur une plage de sable blanc carbonaté dans les Caraïbes.)

Carbonatation des minéraux silicatés qui ne contiennent ni aluminium ni fer :

La plupart des minéraux de silicate qui ne contiennent pas d'aluminium contiennent à la fois du Fe2+ et mg2+ ions dans des proportions différentes. Plutôt que d'écrire une seule réaction d'altération pour ces minéraux, il est plus judicieux d'examiner des réactions distinctes pour ceux qui ne contiennent que du magnésium et ceux qui ne contiennent que du fer. De tels minéraux, bien qu'ils existent, ne sont pas courants, mais leurs réactions d'altération sont instructives. Regardez d'abord l'altération de l'olivine, qui est un minéral commun dans les roches ignées, et qui est très sensible à l'altération chimique. La plupart des olivines dans les roches ignées contiennent du fer en plus du magnésium, mais supposons, pour simplifier, que nous avons affaire à une olivine de magnésium pur :

[ce{Mg2SiO4 + 4CO2 + 4H2O → 2Mg2+ + 4HCO3- + H4SiO4} label{5}]

(J'ai utilisé la flèche simple vers la droite, plutôt que la double flèche, ici et ci-dessous, car l'inverse de ces réactions n'est pas réellement la façon dont les minéraux se construisent dans des conditions terrestres profondes.)

Notez que la "silice" (c'est-à-dire SiO2 sous une forme ou une autre) est extrait du minéral silicaté d'origine. Dans la plupart des eaux naturelles, l'espèce dominante de silice en solution est H4SiO4, un acide faible appelé acide silicique. Il se présente sous la forme d'une molécule composée de quatre atomes d'hydrogène, quatre atomes d'oxygène et un atome de silicium, tous étroitement liés les uns aux autres.

Carbonatation de minéraux silicatés qui ne contiennent pas d'aluminium mais contiennent du fer :

Maintenant, regardez un minéral ferromagnésien avec tout Fe et pas de Mg. (Nous supposerons que le minéral est un minéral pyroxène ; pas de détails ici.) Dans notre environnement proche de la surface riche en oxygène, c'est un processus en deux étapes. La première étape est comme celle exprimée dans la réaction 5 ci-dessus, mais les valeurs numériques des coefficients devant les réactifs et les produits sont quelque peu différentes, car nous sommes partis d'un minéral avec une formule chimique différente. Qualitativement, le résultat est le même : le minéral de silicate ferrugineux est décomposé en présence d'eau et de dioxyde de carbone pour mettre le fer et la silice en solution. Le fer dissous se présente sous la forme ferreuse («plus-deux»), qui est librement soluble dans l'eau pure. Il se transforme en présence d'oxygène en oxyde de fer ferrique et en silice en solution :

[ce{FeSiO3 + 2CO2 + 3H2O → Fe2+ + 2HCO3- + H4SiO4} label{6}]

Mais ce n'est pas la fin de l'histoire, car le fer ferreux en solution réagit avec

l'oxygène dissous dans l'eau, pour précipiter un minéral d'oxyde de fer, Fe2O3:

[ce{2Fe2+ + 3O2 → 2Fe2O3} label{7}]

Le fer dans le Fe2O3 le minéral est sous la forme ferrique («plus trois»), qui est presque totalement insoluble dans l'eau pure.

La représentation sur la réaction 7 est encore un peu fausse, cependant, car les oxydes ferriques produits à la surface de la terre sont généralement hydratés ou hydratés : on pourrait les décrire comme des oxydes ferriques hydratés. Il existe plusieurs minéraux étroitement liés de ce genre; les plus courantes sont la goethite, FeO(OH) et la ferrihydrite, 5Fe2O3.9H2O). Ils ont tous des couleurs allant du jaune à l'orange en passant par le brun ; c'est pourquoi les surfaces altérées sur le substrat rocheux sont si souvent de ces couleurs. En un sens, les roches ferreuses rouiller lorsqu'il est exposé à la surface de la terre.

Si nous avions commencé avec un vrai pyroxène, avec une combinaison de Fe2+ ions, mg2+ ions, et Ca2+ ions, les deux derniers auraient été libérés en solution tandis que le premier se serait retrouvé dans les oxydes insolubles ; c'est parce que le magnésium et le calcium sont facilement solubles dans l'eau, mais le fer ferrique est presque complètement insoluble.

Altération des aluminosilicates :

Passons maintenant au plus grand salon de l'altération chimique. L'exemple ici sera ce qui est certainement la réaction d'altération la plus importante sur terre : l'hydrolyse et la carbonatation du feldspath. Nous utiliserons le feldspath potassique comme exemple ; l'altération du feldspath plagioclase est similaire.

[ce{2KAlSi3O8 + 2H2CO3 + 9H2O → Al2Si2O25(OH)4 + 4H4SiO4 + 2K+ + 2HCO3-} label{8}]

Commentaires:

  1. Le premier produit à droite est le minéral argileux kaolinite. (Il y aura plus de matériel sur les minéraux argileux dans une section ultérieure.) D'autres types de minéraux argileux sont également possibles en tant que produits solides de l'altération du feldspath, en fonction des détails de l'environnement chimique.
  2. Les produits en solution sont l'acide silicique, comme précédemment, et les ions potassium.
  3. Si le feldspath avait été plagioclase, Na+ et ca2+ les ions seraient passés en solution plutôt que les ions K+.
  4. La réaction aurait pu être légèrement réécrite pour commencer avec CO2 plutôt qu'avec H2CO3. Les différences sont sans importance. Ceux d'entre vous qui connaissent bien la chimie peuvent essayer de réécrire la réaction en y ajoutant la réaction suivante : 2CO2 + 2H2O 2H2CO3.

En conclusion, si vous ne vous souvenez de rien d'autre sur l'altération chimique, souvenez-vous de ceci :

lorsque le feldspath est altéré, par réaction avec l'eau et le dioxyde de carbone, le résultat est un minéral argileux, des ions positifs (K+et/ou Na+et/ou Californie2+) en solution, et de la silice, principalement sous forme de H4SiO4, en solution.

Dans des situations d'altération intense, dans des environnements chauds et humides, l'altération des minéraux aluminosilicatés comme le feldspath peut aller encore plus loin, jusqu'au produit d'altération ultime :

[ce{2Al2Si2O25(OH) 4 → 4Al(OH) 3 + 4H4SiO4 + 5H2O} label{9}]

La kaolinite, qui était elle-même le produit d'altération du feldspath potassique, est davantage dépouillée de toute sa silice, pour produire un minéral d'hydroxyde d'aluminium totalement insoluble et davantage de silice en solution. C'est l'ultime résidu d'altération ! Il y a plusieurs minéraux d'oxyde d'aluminium hydraté qui sortent d'une réaction comme celle-ci ; le minéral gibbsite est le plus courant. Les matériaux de surface particulièrement riches en ces oxydes d'aluminium hydratés insolubles sont appelés bauxite. Comme vous le savez probablement, ces mélanges de résidus d'altération d'oxydes d'aluminium hydratés constituent l'approvisionnement mondial en minerai d'aluminium. Selon la composition des roches d'origine, ces résidus d'altération ultimes sont également généralement mélangés avec des oxydes de fer hydratés insolubles.

Un dernier point, qui sera important pour notre examen ultérieur des sédiments et des sols : tous les produits d'altération solides dans les réactions ci-dessus - minéraux argileux et divers oxydes d'aluminium et de fer ferrique - sont généralement de granulométrie plus fine que les minéraux à partir desquels ils sont produits lors de l'altération.

Quels sont les contrôles sur l'altération chimique? Vu à grande échelle, il y a quatre contrôles principaux sur l'altération chimique :

  • climat: L'intensité de l'altération chimique augmente avec les précipitations et la température. La raison pour laquelle il augmente avec les précipitations est que l'altération nécessite un milieu aqueux pour les réactions. Plus le pourcentage de temps pendant lequel une masse donnée de roche résistant aux intempéries est saturée d'eau de surface, plus elle est susceptible de subir une altération chimique. La raison pour laquelle l'intensité de l'altération chimique augmente avec la température est que, comme pour toutes les réactions chimiques, la vitesse de la réaction augmente avec la température. C'est essentiellement parce que la vigueur de l'agitation thermique des atomes et des molécules augmente avec la température.
  • type de roche : Certains types de roches sont plus sensibles à l'altération chimique que d'autres. Les roches qui contiennent des minéraux qui se sont formés dans des conditions de températures et de pressions élevées de la croûte profonde ou du manteau supérieur sont beaucoup plus résistantes aux intempéries que les roches qui contiennent des minéraux abondants comme le quartz, la calcite ou la muscovite, qui sont stables, ou du moins lentement altérables. , dans la plupart des conditions de surface de la Terre. Pour cette raison, la plupart des roches ignées et métamorphiques sont généralement plus sensibles à l'altération que la plupart des roches sédimentaires.
  • soulagement: Les régions à relief élevé ont généralement aussi des pentes raides. Les mouvements de masse entraînés par la gravité (plus de détails dans un chapitre ultérieur) sont alors efficaces pour éliminer les matériaux nouvellement altérés, exposant ainsi le substrat rocheux plus frais à une altération chimique continue. Dans les régions à faible relief, cependant, la couche de régolithe s'épaissit au point où le substrat rocheux sous-jacent est en grande partie isolé de tout contact ultérieur avec l'environnement de surface de l'altération chimique.
  • végétation: Comme mentionné précédemment, lorsque les matières végétales se décomposent, elles libèrent du dioxyde de carbone et des acides faibles dans l'environnement du régolithe. Ces substances acidifient le matériau superficiel, tendant ainsi à entraîner vers la droite les diverses réactions chimiques d'altération décrites ci-dessus.

Il existe une autre façon d'envisager les contrôles de l'altération chimique : du point de vue de ce qu'une petite masse de matériau résistant aux intempéries perçoit réellement. Il s'agit de la vue à petite échelle, contrairement à la vue à grande échelle précédente. Il se résume, en grande partie, à quatre facteurs physico-chimiques plus spécifiques :

  • composition minérale de la roche
  • composition chimique de l'eau
  • vitesse de passage de l'eau à travers la roche • température

1.5.3 Altération physique

La plupart des roches sont solides : il faut taper dessus avec un marteau pour les casser. Les roches les plus solides, comme les quartzites coriaces, ne cèdent qu'à contrecœur, même aux coups de marteau les plus vigoureux. D'autres roches, comme les grès tendres, peuvent être brisées de vos propres mains. (En fait, il existe une gradation continue entre les sédiments meubles et non consolidés et les roches sédimentaires fortement lithifiées, dépendant en grande partie de la profondeur d'enfouissement.) La résistance de la roche est un sujet compliqué, qui est important pour l'industrie de la construction, ainsi que pour les géoscientifiques qui essaient de comprendre la fracture de la roche qui provoque de grands tremblements de terre.

Permettez-moi d'être un peu plus précis sur la nature de la force des solides comme les roches. Il existe trois manières de casser des solides : en compression, par tension, et par tondre (Illustration 1-5). Dans les roches, la résistance à la compression et la résistance au cisaillement sont toutes deux importantes, mais la résistance à la traction est bien moindre : en général, il est beaucoup plus facile de casser une roche en la séparant qu'en la serrant. (C'est vrai pour le béton, une roche artificielle aussi.)

La façon la plus simple de casser une pierre est de coincer une fissure préexistante. C'est en partie à cause de la faible résistance à la traction, mais aussi à cause d'un effet connu sous le nom de la concentration de stress à la pointe de la fissure de propagation (pour des raisons qui dépassent le cadre de ce cours). Une simple analogie peut bien servir ici : il est beaucoup plus facile de « casser » une feuille de papier en tension en commençant une coupe puis en écartant les bords de la coupe qu'en saisissant la feuille par les bords opposés et en tirant dessus uniformément. Lorsqu'une roche se fracture sous tension, soit rapidement à la suite d'un coup ou d'une explosion, soit lentement, par divers processus naturels d'altération, la fissure s'agrandit à mesure que la pointe de la fissure se propage dans la roche non fracturée.

La rupture d'agrégats polycristallins comme les roches (ou les métaux) est plus compliquée que la rupture de matériaux homogènes comme le verre. C'est parce que les grains cristallins de la roche sont réunis aux joints de grains, la résistance des contacts des grains doit donc être prise en considération ainsi que la résistance des grains minéraux eux-mêmes. Lorsqu'une roche est sollicitée, des fissures extrêmement fines ont tendance à se développer d'abord le long des joints de grains.

Les roches à la surface ont tendance à être décomposées (désagrégées, désagrégées) par une variété de processus, dont l'importance varie considérablement d'un endroit à l'autre et d'un moment à l'autre. Ces processus physiques (vous pourriez aussi les appeler des processus mécaniques) ont traditionnellement été cités comme importants dans l'altération physique, mais les études quantitatives définitives des divers effets sont désespérément rares. Je vais vous les présenter ici sans trop essayer de les classer par ordre d'importance, à l'exception de quelques commentaires de conclusion à la fin de cette section.

bâche : La bâche est un style de fracturation de la roche qui développe des ensembles de fractures juste en dessous de la surface du substratum rocheux et concordant avec celle-ci. La raison pour laquelle de telles fractures ont tendance à se former est qu'à mesure que la roche remonte à la surface, elle est déchargé: le poids de la roche sus-jacente est réduit. La roche essaie de se dilater légèrement (la roche a une compressibilité faible mais définie), et il ne peut s'étendre que vers le haut, pas latéralement. Cela conduit au développement de fractures qui sont à peu près parallèles à la surface de la roche. Le revêtement est le plus courant dans le substratum rocheux autrement massif et non fracturé. Les joints de revêtement diminuent rapidement en s'écartant vers le bas de la surface, disparaissant généralement à quelques mètres. La prochaine fois que vous verrez une photo des pentes d'une montagne à Yosemite, pensez en termes de fractures en plaques.

exfoliation: L'exfoliation (Figure 1-6) est la séparation, lors de l'altération, de coquilles successives, de quelques millimètres à quelques dizaines de centimètres d'épaisseur, du substratum rocheux massif. L'effet mécanique est un peu comme celui d'un revêtement : à mesure que la mince couche proche de la surface du substratum rocheux subit une altération chimique, les minéraux produits de l'altération ont tendance à être de densité inférieure à celle des minéraux d'origine, ce qui signifie un plus grand volume, de sorte que la mince zone supérieure de le rocher essaie de s'étendre. Il ne peut s'étendre que vers le haut, de sorte que des fractures parallèles à la surface de la roche se forment. Dans cette situation, l'altération chimique et l'altération mécanique agissent ensemble pour désintégrer le substrat rocheux. Un processus connexe conduit à ce qu'on appelle altération sphéroïdale: l'exfoliation et l'effritement sont légèrement plus efficaces sur les bords et les coins que sur les parois rocheuses, donc dans un affleurement coupé par des ensembles de fractures planes dans diverses orientations (de telles fractures sont appelées les articulations; ils sont omniprésents dans les affleurements rocheux) les bords et les coins sont arrondis pour produire un aspect très sphéroïdal ou « blobby » à l'affleurement. Dans les cas avancés, les sphéroïdes sont complètement libérés de l'affleurement et se trouvent à la surface ou roulent sur la pente.

désintégration granulaire : La désintégration granulaire est un autre processus qui est en partie un effet mécanique de l'altération chimique. Beaucoup, sinon la plupart, des roches sont constituées d'un mélange de minéraux, certains sensibles à l'altération chimique et d'autres non. Au fur et à mesure que les minéraux résistants aux intempéries se développent lors d'une altération chimique naissante, tandis que les minéraux non résistants aux intempéries conservent leur taille d'origine, des forces intergranulaires se créent, qui ont tendance à rompre les liaisons entre les grains minéraux. Les grains minéraux tombent de la surface de la roche, un par un, pour laisser une surface globalement arrondie mais granuleuse-rugueuse. La masse de grains libres à la base de l'affleurement est appelée grus. Ce type d'altération est le plus courant dans les roches cristallines comme le granit.

dilatation et contraction thermique : L'expansion et la contraction en réponse aux changements de température peuvent par elles-mêmes aider à la propagation de fractures dans le substratum rocheux dont l'échelle va des fractures intergranulaires aux joints étendus. Un tel processus est plus efficace dans les régions arides où les différences de température entre le jour et la nuit sont importantes. Il n'est pas clair si le processus est efficace dans les roches complètement sèches, ou si la présence d'eau est un élément important dans le processus. Les expériences de chauffage et de refroidissement d'échantillons de roche, sur de très nombreux cycles pour simuler plusieurs décennies voire plusieurs siècles du milieu naturel, n'ont pas réussi à produire une fracturation non négligeable, mais peut-être que les conditions de la simulation n'ont pas été représentatives. Il est bien connu, cependant, que le feu provoque la décomposition de la roche par une expansion soudaine de la couche de surface exposée à l'échauffement extrême.

calage du gel : Le calage par le gel (figure 1-7) est important dans les climats où l'eau de surface est abondante et où la plage de températures du jour à la nuit dépasse le point de congélation plusieurs fois au cours de l'année, comme en Nouvelle-Angleterre à la fin de l'automne et surtout au début du printemps. L'eau se dilate lors de la congélation, à hauteur d'environ 9 % en volume, un changement extrêmement important. Lorsque l'eau confinée profondément dans une mince fissure du substratum rocheux gèle, elle peut exercer d'énormes forces latérales sur les parois de la fissure. La force maximale possible, qui a été calculée à plus de 2000 kilogrammes par centimètre carré (!), est loin d'être atteinte, cependant, car la glace ne scelle pas la fissure aussi fortement que les parois rocheuses elles-mêmes, mais le processus n'en reste pas moins très efficace. Les sommets avec des étendues de substratum rocheux soumis à des cycles de gel-dégel ont tendance à être un fouillis de roches brisées par le gel ; les randonneurs de la chaîne présidentielle du New Hampshire le savent bien.

hydrofracturation : Certains chercheurs pensent que l'effet de calage par le gel est plus compliqué qu'une simple expansion lors de la congélation. L'eau sous forme de films minces dans de très petites fissures peut rester liquide même à très basse température, pour des raisons thermodynamiques subtiles. Au fur et à mesure que le front de congélation progresse vers l'intérieur à partir de la surface de la roche, l'eau peut être forcée sous haute pression dans des fissures microscopiques, provoquant la propagation de fractures. Le phénomène est connu sous le nom d'hydrofracturation.

« levage de rocher » : On dit souvent que les rochers « poussent » dans les champs de la Nouvelle-Angleterre. L'action du gel fournit une bonne explication de l'effet (Figure 1-8). Comme le sol saturé d'eau gèle de haut en bas, le gel atteint la base d'un gros rocher plus tôt qu'il n'atteint le sol environnant, car la roche du rocher a une capacité thermique beaucoup plus faible que le sol riche en eau qui l'entoure et est donc refroidi plus rapidement. Le gel de l'eau sous le rocher soulève ou pousse le rocher vers le haut sur une courte distance. Lors du dégel de la glace sous le rocher, le rocher ne tombe pas aussi loin qu'il a été soulevé, en raison de la tendance à l'effondrement et à l'écoulement du sol et des fragments de roche plus fins dans l'espace sous le rocher. Avec suffisamment de cycles, le rocher fait son apparition à la surface.

croissance des racines : La croissance des racines peut être très efficace pour élargir les fissures préexistantes dans le substratum rocheux près de la surface. Vous avez tous vu des plantes pousser héroïquement dans les fissures de la roche. Dans de nombreux cas, la plante occupe juste une fissure déjà grande, mais dans d'autres cas, il est clair que la racine en croissance a ouvert la fissure.

Parmi ces divers processus, lesquels sont les plus importants et lesquels sont les moins importants ? Je ne peux rien faire de plus que de faire une supposition éclairée. (Cela dépend, bien sûr, du cadre particulier du substrat rocheux et du climat, dans tous les cas.) Dans les bonnes circonstances, calage du gel est clairement d'une grande importance, mais désintégration granulaire, et peut-être exfoliation, ont probablement une importance plus générale. La dilatation et la contraction thermiques seules sont généralement considérées comme moins importantes que les autres processus, sauf peut-être dans des environnements particulièrement favorisés.

1.5.4 Profils d'altération et fronts d'altération

Vous avez probablement déjà ramassé une pierre cassée et remarqué que la partie extérieure est de couleur rougeâtre ou brunâtre tandis que la partie intérieure a l'air d'un gris frais. Ce qui se passe, c'est que la pierre, ayant été dérivée d'un affleurement en tant que pièce fraîche, puis peut-être arrondie au moins quelque peu par le transport, est restée quelque part à la surface de la Terre pendant un temps assez long pour que la zone extérieure ait subi une altération chimique. La limite entre la zone extérieure altérée et la zone intérieure non altérée est appelée la façade. Il y a généralement un changement très brusque du degré d'altération sur le front d'altération. Dans de nombreux cas, la différence caractéristique de couleur provient de la conversion du fer ferreux dans les minéraux de la roche fraîche en oxydes de fer ferrique dans la zone altérée.

Le même effet a tendance à être présent à une échelle beaucoup plus grande lorsqu'un paysage de substrat rocheux dans une zone de faible relief est soumis à une altération prolongée et que les produits d'altération restent là où ils se sont formés. Pour voir l'effet, vous devez avoir une coupe verticale ou fortement inclinée à travers la roche altérée, jusqu'au substrat rocheux frais, qui peut se trouver à plusieurs mètres, voire des dizaines de mètres sous la surface. Au-dessus du front d'altération se trouve une gradation allant du matériau le plus altéré, à la surface du sol et près de celle-ci, jusqu'à la roche la moins altérée, au niveau du front d'altération. La succession de zones de degrés d'altération, de la surface jusqu'au front d'altération, est appelée un profil d'altération.

Les profils d'altération varient considérablement dans leur nature, en fonction des facteurs énumérés dans une section précédente (essentiellement une question de composition de la roche et de climat). La figure 1-9 montre un profil d'altération commun, du type qui tend à se développer sur des roches ignées à gros grains profondément altérées sur place comme le granit. Le matériau juste au-dessus du front d'altération, appelé l'aubier, se compose de minéraux partiellement altérés chimiquement ainsi que de minéraux encore non altérés. L'aubier préserve toutes les textures et structures d'origine de la roche mère, mais sa composition a été quelque peu modifiée et sa résistance a été réduite. L'aubier monte en grade en un matériau appelé saprolite, qui est plus altéré chimiquement que le saprock ci-dessous mais conserve encore une grande partie des textures et des structures de la roche mère. Vous pourriez qualifier une telle roche de « roche pourrie » (et c'est en fait l'étymologie du terme saprolite). Au-dessus de la saprolite se trouve un matériau encore plus fortement altéré, qui a perdu encore plus la cohérence du parent et montre peu de textures et de structures d'origine. Au-dessus de cela, lorsque le matériau a complètement perdu sa cohérence et pourrait être décrit comme « perdu », il est appelé régolithe (voir la section suivante). La couche supérieure est la sol (voir la section suivante).

Notez dans la Figure 1-9 que la géométrie du front d'altération est fortement contrôlée par la présence de joints dans la roche fraîche. L'altération peut mieux progresser le long des joints que dans la roche intermédiaire non jointée. Dans le processus, les masses non altérées ont tendance à être laissées pour compte à mesure que le front d'altération progresse vers le bas. Ces masses arrondies et irrégulières sont appelées pierres angulaires. Ils sont similaires aux sphéroïdes d'altération mentionnés précédemment, mais ils diffèrent en ce qu'ils se forment bien en dessous de la surface terrestre, tandis que les sphéroïdes d'altération se développent à la surface de la roche à mesure que l'altération se poursuit en même temps que les produits d'altération sont retirés de l'affleurement.


Budgets et trajectoires d'émission compatibles avec la limitation du réchauffement à 1,5 °C

L'Accord de Paris a ouvert le débat sur la question de savoir si limiter le réchauffement à 1,5 °C est compatible avec les engagements actuels en matière d'émissions et un réchauffement d'environ 0,9 °C du milieu du XIXe siècle à la présente décennie. Nous montrons que la limitation du CO cumulé post-20152 les émissions à environ 200 GtC limiteraient le réchauffement post-2015 à moins de 0,6 °C dans 66% des membres du modèle du système Terre de l'ensemble CMIP5 sans atténuation des autres facteurs climatiques. Nous combinons un modèle simple climat-cycle du carbone avec des plages estimées pour les propriétés clés du système climatique du cinquième rapport d'évaluation du GIEC. En supposant que les émissions culminent et diminuent en deçà des niveaux actuels d'ici 2030, et continuent par la suite sur une baisse beaucoup plus prononcée, ce qui serait historiquement sans précédent mais cohérent avec un scénario d'atténuation ambitieux standard (RCP2.6), entraîne une fourchette probable de pic de réchauffement de 1,2. –2,0 °C au-dessus du milieu du XIXe siècle. Si CO2 les émissions sont ajustées en continu dans le temps pour limiter le réchauffement de 2100 à 1,5 °C, avec des objectifs ambitieux de non-CO2 atténuation, CO cumulatif futur net2 il est peu probable que les émissions soient inférieures à 250 GtC et supérieures à 540 GtC. Par conséquent, limiter le réchauffement à 1,5 °C n'est pas encore une impossibilité géophysique, mais nécessitera probablement la tenue d'engagements renforcés pour 2030, suivis d'une atténuation difficile et profonde. Le renforcement des réductions d'émissions à court terme permettrait de se prémunir contre une réponse climatique élevée ou des taux de réduction ultérieurs s'avérant économiquement, techniquement ou politiquement irréalisable.


Altération très profonde et glissements de terrain associés

D'énormes glissements de terrain se sont produits dans des roches profondément altérées, mais la plupart des géologues et des ingénieurs n'apprécient pas les grandes profondeurs que l'altération peut atteindre. Les roches peuvent être altérées à des profondeurs de centaines de mètres, souvent de manière très irrégulière. La roche fraîche est convertie en roche altérée appelée saprolite par altération chimique isométrique. Some saprolite is later eroded, and fresh rock appears in the landscape in distinctive landforms. This erosion of an irregularly weathered landscape is called stripping (meaning the stripping of saprolite from fresh rock). The age of the weathering may be measured in geological periods, as can the age of stripping, and may be related to past climate different from that of today. Deep weathering occurs basically by hydrolysis, which requires groundwater. Slope failure in saprolite depends on the engineering property of the material, and its relation to bedrock and corestones, and relationship to degree of weathering of adjacent saprolite. This paper emphasizes the deep weathering phenomenon itself, but a few examples are given to illustrate the variety of landslides in deeply weathered material.


1.5: Weathering - Geosciences

Intrusive igneous rocks form at depths of several hundreds of metres to several tens of kilometres. Sediments are turned into sedimentary rocks only when they are buried by other sediments to depths in excess of several hundreds of metres. Most metamorphic rocks are formed at depths of kilometres to tens of kilometres. Weathering cannot even begin until these rocks are uplifted through various processes of mountain building — most of which are related to plate tectonics — and the overlying material has been eroded away and the rock is exposed as an outcrop. [1]

The important agents of mechanical weathering are:

  • The decrease in pressure that results from removal of overlying rock
  • Freezing and thawing of water in cracks in the rock
  • Formation of salt crystals within the rock
  • Cracking from plant roots and exposure by burrowing animals

When a mass of rock is exposed by weathering and removal of the overlying rock, there is a decrease in the confining pressure on the rock, and the rock expands. This unloading promotes cracking of the rock, known as exfoliation, as shown in the granitic rock in Figure 5.3.

Figure 5.3 Exfoliation fractures in granitic rock exposed on the west side of the Coquihalla Highway north of Hope, B.C. [SE]

Figure 5.4 Exfoliation of slate at a road cut in the Columbia Mountains west of Golden, B.C. [SE photo]

Granitic rock tends to exfoliate parallel to the exposed surface because the rock is typically homogenous, and it doesn’t have predetermined planes along which it must fracture. Sedimentary and metamorphic rocks, on the other hand, tend to exfoliate along predetermined planes (Figure 5.4).

Frost wedging is the process by which water seeps into cracks in a rock, expands on freezing, and thus enlarges the cracks (Figure 5.5). The effectiveness of frost wedging is related to the frequency of freezing and thawing. Frost wedging is most effective in a climate like Canada’s. In warm areas where freezing is infrequent, in very cold areas where thawing is infrequent, or in very dry areas, where there is little water to seep into cracks, the role of frost wedging is limited.

Figure 5.5 The process of frost wedging on a steep slope. Water gets into fractures and then freezes, expanding the fracture a little. When the water thaws it seeps a little farther into the expanded crack. The process is repeated many times, and eventually a piece of rock will be wedged away. [SE]

In many parts of Canada, the transition between freezing nighttime temperatures and thawing daytime temperatures is frequent — tens to hundreds of times a year. Even in warm coastal areas of southern B.C., freezing and thawing transitions are common at higher elevations. A common feature in areas of effective frost wedging is a talus slope — a fan-shaped deposit of fragments removed by frost wedging from the steep rocky slopes above (Figure 5.6).

Figure 5.6 An area with very effective frost-wedging near Keremeos, B.C. The fragments that have been wedged away from the cliffs above have accumulated in a talus deposit at the base of the slope. The rocks in this area have quite varied colors, and those are reflected in the colors of the talus. [SE]

A related process, frost heaving, takes place within unconsolidated materials on gentle slopes. In this case, water in the soil freezes and expands, pushing the overlying material up. Frost heaving is responsible for winter damage to roads all over North America.

When salt water seeps into rocks and then evaporates on a hot sunny day, salt crystals grow within cracks and pores in the rock. The growth of these crystals exerts pressure on the rock and can push grains apart, causing the rock to weaken and break. There are many examples of this on the rocky shorelines of Vancouver Island and the Gulf Islands, where sandstone outcrops are common and salty seawater is readily available (Figure 5.7). Salt weathering can also occur away from the coast, because most environments have some salt in them.

Figure 5.7 Honeycomb weathering of sandstone on Gabriola Island, B.C. The holes are caused by crystallization of salt within rock pores, and the seemingly regular pattern is related to the original roughness of the surface. It’s a positive-feedback process because the holes collect salt water at high tide, and so the effect is accentuated around existing holes. This type of weathering is most pronounced on south-facing sunny exposures. [SE]

The effects of plants and animals are significant in mechanical weathering. Roots can force their way into even the tiniest cracks, and then they exert tremendous pressure on the rocks as they grow, widening the cracks and breaking the rock (Figure 5.8). Although animals do not normally burrow through solid rock, they can excavate and remove huge volumes of soil, and thus expose the rock to weathering by other mechanisms.

Figure 5.8 Conifers growing on granitic rocks at The Lions, near Vancouver, B.C. [SE]

Mechanical weathering is greatly facilitated by erosion, which is the removal of weathering products, allowing for the exposure of more rock for weathering. A good example of this is shown in Figure 5.6. On the steep rock faces at the top of the cliff, rock fragments have been broken off by ice wedging, and then removed by gravity. This is a form of mass wasting, which is discussed in more detail in Chapter 15. Other important agents of erosion that also have the effect of removing the products of weathering include water in streams (Chapter 13), ice in glaciers (Chapter 16), and waves on the coasts (Chapter 17).


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Abstrait

China's Changɾ-5 (CE-5) mission, the first lunar sample return mission since 1976, landed at 43.06°N, 51.92°W on Dec. 1, 2020, in Northern Oceanus Procellarum. CE-5 targeted a mare plain (Em4/P58) composed of distinctive young (∼1.6-1.7 Ga) moderate-Ti mare basalts, with elevated Th abundance (inherent or extraneous). Thus, the regolith and rock fragments sampled by CE-5 come from some of the youngest mare basalts on the Moon, near Rima Sharp, and from the center of the globally anomalous Procellarum KREEP Terrane (PKT), hypothesized to be responsible for the generation of the young volcanism. To provide context for the analysis and interpretation of the returned samples and in-situ measurements of the regolith substructure with penetrating radar, we constructed a detailed geologic map and stratigraphic assessment of the site. The stratigraphy consists of ancient highland materials (PKT crust and ejecta from Iridum and Imbrium basins), local silica-rich volcanism, overlain by a sequence of mare basalts, capped with Em4/P58. A ∼4-7 m thick regolith layer developed by post-mare bombardment overlies the Em4/P58 protolith and contains admixed impact ejecta from distant sources, mainly from Harpalus (∼6 wt.%), followed by Copernicus (∼2 wt.%) and Aristarchus (∼1 wt.%). New crater size-frequency measurements of Em4/P58 provide the necessary crater spatial density reference for calibration of the lunar cratering chronology with radiometric ages of the returned samples. The geological map and assessment of regolith provenance indicate that samples returned by CE-5 will address fundamental questions in lunar chronology, thermal evolution, basalt petrogenesis, and the nature of PKT, as well as provide key calibration for lunar and planetary chronologies and remote sensing data.


34 5.6 Weathering and Climate Change

Earth has two important carbon cycles. One is the biological one, wherein living organisms — mostly plants — consume carbon dioxide from the atmosphere to make their tissues, and then, after they die, that carbon is released back into the atmosphere when they decay over a period of years or decades. A small proportion of this biological-cycle carbon becomes buried in sedimentary rocks: during the slow formation of coal, as tiny fragments and molecules in organic-rich shale, and as the shells and other parts of marine organisms in limestone. This then becomes part of the geological carbon cycle, a cycle that actually involves a majority of Earth’s carbon, but one that operates only very slowly.

The geological carbon cycle is shown diagrammatically in Figure 5.20. The various steps in the process (not necessarily in this order) are as follows:

a: Organic matter from plants is stored in peat, coal, and permafrost for thousands to millions of years.
b: Weathering of silicate minerals converts atmospheric carbon dioxide to dissolved bicarbonate, which is stored in the oceans for thousands to tens of thousands of years.
c: Dissolved carbon is converted by marine organisms to calcite, which is stored in carbonate rocks for tens to hundreds of millions of years.
d: Carbon compounds are stored in sediments for tens to hundreds of millions of years some end up in petroleum deposits.
e: Carbon-bearing sediments are transferred to the mantle, where the carbon may be stored for tens of millions to billions of years.
f: During volcanic eruptions, carbon dioxide is released back to the atmosphere, where it is stored for years to decades.
Figure 5.20 A representation of the geological carbon cycle (a: carbon in organic matter stored in peat, coal and permafrost, b: weathering of silicate minerals converts atmospheric carbon dioxide to dissolved bicarbonate, c: dissolved carbon is converted to calcite by marine organisms, d: carbon compounds are stored in sediments, e: carbon-bearing sediments are transferred to longer-term storage in the mantle, and f: carbon dioxide is released back to atmosphere during volcanic eruptions.) [SE]

During much of Earth’s history, the geological carbon cycle has been balanced, with carbon being released by volcanism at approximately the same rate that it is stored by the other processes. Under these conditions, the climate remains relatively stable.

During some periods of Earth’s history, that balance has been upset. This can happen during prolonged periods of greater than average volcanism. One example is the eruption of the Siberian Traps at around 250 Ma, which appears to have led to strong climate warming over a few million years.

A carbon imbalance is also associated with significant mountain-building events. For example, the Himalayan Range was formed between about 40 and 10 Ma and over that time period — and still today — the rate of weathering on Earth has been enhanced because those mountains are so high and the range is so extensive. The weathering of these rocks — most importantly the hydrolysis of feldspar — has resulted in consumption of atmospheric carbon dioxide and transfer of the carbon to the oceans and to ocean-floor carbonate minerals. The steady drop in carbon dioxide levels over the past 40 million years, which led to the Pleistocene glaciations, is partly attributable to the formation of the Himalayan Range.

Another, non-geological form of carbon-cycle imbalance is happening today on a very rapid time scale. We are in the process of extracting vast volumes of fossil fuels (coal, oil, and gas) that was stored in rocks over the past several hundred million years, and converting these fuels to energy and carbon dioxide. By doing so, we are changing the climate faster than has ever happened in the past.


30 5.2 Chemical Weathering

Chemical weathering results from chemical changes to minerals that become unstable when they are exposed to surface conditions. The kinds of changes that take place are highly specific to the mineral and the environmental conditions. Some minerals, like quartz, are virtually unaffected by chemical weathering, while others, like feldspar, are easily altered. In general, the degree of chemical weathering is greatest in warm and wet climates, and least in cold and dry climates. The important characteristics of surface conditions that lead to chemical weathering are the presence of water (in the air and on the ground surface), the abundance of oxygen, and the presence of carbon dioxide, which produces weak carbonic acid when combined with water. That process, which is fundamental to most chemical weathering, can be shown as follows:

water + carbon dioxide —-> carbonic acid then carbonic acid —-> hydrgen ion + carbonate ion

Here we have water (e.g., as rain) plus carbon dioxide in the atmosphere, combining to create carbonic acid. Then carbonic acid dissociates (comes apart) to form hydrogen and carbonate ions. The amount of CO2 in the air is enough to make only very weak carbonic acid, but there is typically much more CO2 in the soil, so water that percolates through the soil can become significantly more acidic.

There are two main types of chemical weathering. On the one hand, some minerals become altered to other minerals. For example, feldspar is altered — by hydrolysis — to clay minerals. On the other hand, some minerals dissolve completely, and their components go into solution. For example, calcite (CaCO3) is soluble in acidic solutions.

The hydrolysis of feldspar can be written like this:

plagioclase + carbonic acid —-> kaolinite + dissolved calcium + carbonate ions

This reaction shows calcium plagioclase feldspar, but similar reactions could also be written for sodium or potassium feldspars. In this case, we end up with the mineral kaolinite, along with calcium and carbonate ions in solution. Those ions can eventually combine (probably in the ocean) to form the mineral calcite. The hydrolysis of feldspar to clay is illustrated in Figure 5.9, which shows two images of the same granitic rock, a recently broken fresh surface on the left and a clay-altered weathered surface on the right. Other silicate minerals can also go through hydrolysis, although the end results will be a little different. For example, pyroxene can be converted to the clay minerals chlorite or smectite, and olivine can be converted to the clay mineral serpentine.

Figure 5.9 Unweathered (left) and weathered (right) surfaces of the same piece of granitic rock. On the unweathered surfaces the feldspars are still fresh and glassy-looking. On the weathered surface the feldspar has been altered to the chalky-looking clay mineral kaolinite. [SE]

Oxidation is another very important chemical weathering process. The oxidation of the iron in a ferromagnesian silicate starts with the dissolution of the iron. For olivine, the process looks like this, where olivine in the presence of carbonic acid is converted to dissolved iron, carbonate, and silicic acid:

olivine + (carbonic acid) —> dissolved iron + dissolved carbonate + dissolved silicic acid

In the presence of oxygen, the dissolved iron is then quickly converted to hematite:

dissolved iron + bicarbonate + oxygen + water—->hematite + carbonic acid

The equation shown here is for olivine, but it could apply to almost any other ferromagnesian silicate, including pyroxene, amphibole, or biotite. Iron in the sulphide minerals (e.g., pyrite) can also be oxidized in this way. And the mineral hematite is not the only possible end result, as there is a wide range of iron oxide minerals that can form in this way. The results of this process are illustrated in Figure 5.10, which shows a granitic rock in which some of the biotite and amphibole have been altered to form the iron oxide mineral limonite.

Figure 5.10 A granitic rock containing biotite and amphibole which have been altered near to the rock’s surface to limonite, which is a mixture of iron oxide minerals. [SE]

A special type of oxidation takes place in areas where the rocks have elevated levels of sulphide minerals, especially pyrite (FeS2). Pyrite reacts with water and oxygen to form sulphuric acid, as follows:

pyrite + oxygen + water —–> iron ions + sulphuric acid + hydrogen ions

The runoff from areas where this process is taking place is known as acid rock drainage (ARD), and even a rock with 1% or 2% pyrite can produce significant ARD. Some of the worst examples of ARD are at metal mine sites, especially where pyrite-bearing rock and waste material have been mined from deep underground and then piled up and left exposed to water and oxygen. One example of that is the Mt. Washington Mine near Courtenay on Vancouver Island (Figure 5.11), but there are many similar sites across Canada and around the world.

Figure 5.11 Exposed oxidizing and acid generating rocks and mine waste at the abandoned Mt. Washington Mine, B.C. (left), and an example of acid drainage downstream from the mine site (right). [SE]

At many ARD sites, the pH of the runoff water is less than 4 (very acidic). Under these conditions, metals such as copper, zinc, and lead are quite soluble, which can lead to toxicity for aquatic and other organisms. For many years, the river downstream from the Mt. Washington Mine had so much dissolved copper in it that it was toxic to salmon. Remediation work has since been carried out at the mine and the situation has improved.

The hydrolysis of feldspar and other silicate minerals and the oxidation of iron in ferromagnesian silicates all serve to create rocks that are softer and weaker than they were to begin with, and thus more susceptible to mechanical weathering.

The weathering reactions that we’ve discussed so far involved the transformation of one mineral to another mineral (e.g., feldspar to clay), and the release of some ions in solution (e.g., Ca 2+ ). Some weathering processes involve the complete dissolution of a mineral. Calcite, for example, will dissolve in weak acid, to produce calcium and bicarbonate ions. The equation is as follows:

calcite + hydrogen ions + bicarbonate —–> calcium ions + bicarbonate

Calcite is the major component of limestone (typically more than 95%), and under surface conditions, limestone will dissolve to varying degrees (depending on which minerals it contains, other than calcite), as shown in Figure 5.12. Limestone also dissolves at relatively shallow depths underground, forming limestone caves. This is discussed in more detail in Chapter 14, where we look at groundwater.

Figure 5.12 A limestone outcrop on Quadra Island, B.C. The limestone, which is primarily made up of the mineral calcite, has been dissolved to different degrees in different areas because of compositional differences. The buff-coloured bands are volcanic rock, which is not soluble. [SE]

Exercise 5.2 Chemical Weathering

The main processes of chemical weathering are hydrolysis, oxidation, et dissolution. Complete the following table by indicating which process is primarily responsible for each of the described chemical weathering changes:


Physical weathering or Mechanical weathering

Physical weathering, also called mechanical weathering or disaggregation, is a class of processes that cause rocks to break up without chemical change. The primary process in physical weathering is abrasion (the process by which clips and other particles are reduced in size). Temperature, pressure, freezing and so on. Physical weathering may occur for reasons. For example, cracks resulting from physical weathering will increase the surface area exposed to the chemical effect, thereby increasing the rate of disintegration.

Frost wedging: Freezing water blows pipes and breaks bottles because water expands when the walls of the container freeze and push. The same phenomenon occurs on the rock. When stuck water in a joint freezes, it forces the joint to open and may cause the joint to grow. These freezing wedges allow the blocks to be freed from solid bedrock.

Salt wedging: In arid climates, dissolved salt in groundwater precipitates and grows as crystals in open pore spaces in rocks. This process, called salt wedging, pushes apart the surrounding grains and weakens the rock so that when exposed to wind and rain, the rock disintegrates into separate grains. The same phenomenon happens along the coast, where salt spray percolates into rock and then dries.

Root wedging: Have you ever noticed how the roots of an old tree can break up a sidewalk? As roots grow, they apply pressure to their surroundings, and can push joints open in a process known as root wedging

Thermal expansion: When the heat of an intense forest fire bakes a rock, the outer layer of the rock expands. On cooling, the layer contracts. This change creates forces in the rock sufficient to make the outer part of the rock break off in sheet-like pieces. Recent research suggests that the intense heat of the Sun’s rays sweeping across dark rocks in a desert may cause the rocks to fracture into thin slices.

Animal attack: Animal life also contributes to physical weathering: burrowing creatures, from earthworms to gophers, push open cracks and move rock fragments. And in the past century, humans have become perhaps the most energetic agent of physical weathering on the planet. When we excavate quarries, foundations, mines, or roadbeds by digging and blasting, we shatter and displace rock that might otherwise have remained intact for millions of years more.


Affiliations

Division of Earth and Planetary Science and Laboratory for Space Research, the University of Hong Kong, Hong Kong, Hong Kong

J. Liu, J. R. Michalski & B. Ye

Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeny and Guangdong Provincial Key Laboratory of Mineral Physics and Materials, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou, China

Planetary Science Institute, School of Earth Science, China University of Geosciences (Wuhan), Wuhan, China