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Chère utilisatrice, cher utilisateur

C’est en gros une copie des textes en italique de la polycopie de Géologie avec les images.

Je ne prends aucune responsabilité en cas de manque ou de faute.

Je vous souhaite beaucoup de plaisir avec ce résumé. Simon Wampfler, SGC

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1. Le partenariat géologie - ingénierie

L’ingénieur est en interaction avec le sol et le sous-sol. Il doit avoir connaissances en :

• processus géologiques (création, déformation, altération des sols et des roches) • les principaux roches et connaître ses propriétés • les conditions géologiques qui influencent les ouvrages de l’ingénieur • la richesse des ressources, exploitation et développement durable.

1.1 Les domaines de la géologie de l’ingénieur Géologie : une base nécessaire pour l’ingénieur. La géologie de l’ingénieur est la partie de la géologie qui traite des problèmes spécifique rencontrés par l’ingénieur dans ses divers domaines d’activité. La géologie de l’ingénieur est la science qui se consacre à la recherche, à l’étude et à la résolution des problèmes d’ingénierie et d’environnement résultant de l’interaction entre les travaux et activités réalisés par l’homme. Elle se consacre également à la prévision des risques géologique et à la mise au point de mesures préventives. La géologie de l’ingénieur inclut : la morphologie, stratigraphie, lithologie (pierres) minéralogie, géomécanique, chimie, hydrologie, évaluation des comportements mécanique et hydrologique des sols et roches détermination des paramètres pour l’étude de la stabilité des ouvrages (génie civil) Amélioration et l’entretien (Unterhalt) de l’environnement

1.1.1 La constructions des ouvrages Le géologue doit déterminer, si le terrain prévu présente des conditions de stabilité nécessaire. –> collaboration avec le géologue, qui est un analyste du sous-sol d’un chantier et le géotechnicien qui est spécialisé dans la paramétrisation des propriétés mécanique des terrains. 1.1.2 Les risques naturels Les risques sont nombreux, les catastrophes sont coûteuses (assurances). Risques = érosion, séisme, volcanisme 1.1.3 Les ressources géologiques L’eaux souterraines, minerais, géomatériaux : Matériau pour l’utilisation pour la construction, industrie (gravier, ciment…) 1.1.4 La pollution de l’environnement stockage des déchets, sites contaminés, impact (Wirkung) des projets de l’ingénieur. ça influence la façon de penser de l’ingénier : sensibilité au contexte Terre – ouvrages

1.2 Histoire de la géologie D’abord on a pensé, que la mer était plus haut, parce qu’on a trouvé des roches avec des coquillages. Lorsque on a réalisé que ces roches existent aussi dans les montagnes (les roches du sommet de l’Everest sont des coquillages). Moise (13.Jh. aJC) : Bible Xeonphane (6.Jh aJC) : mélange de la terre et de l’eau Aristote (4.Jh.aJC) : (géodynamique) mouvement cyclique des terres et des mers Strabon (1.Jh.) : Soulèvement des parties de la Terre (début tectonique) Da Vinci (16.Jh.) : Les montagnes sont des anciens rivages Buffon (18.Jh.) : durée et épaisseur des sédiments Cuvier (19.Jh) : Transformation biologique suite à des catastrophes Darwin (18.Jh) : Evolution Wegener (20.Jh) : dérive des continents résumé : La géologie est une science naturelle très diverse et complexe que entre dans beaucoup d’activité de l’ingénieur. La géologie de l’ingénieur aide ce dernier à trouver des solutions adaptées au contexte Terre. L’ingénieur et le géologue doivent donc bien se comprendre si leur collaboration veut être efficace.

2. La Terre dans l’espace 2.1 Le système solaire L’histoire de la science du système solaire est semblable à celle du chapitre 1, elle va changer sûrement dans les siècles qui viennent.

2.1.1 Représentation historique La disque d’Hécatée (5.Jh aJC) => Terre est plate (une disque), les navigateurs ont bien connu la Terre et ils ont fait les premiers cartes. Eratosthène (2.Jh aJC) : sphéricité de la Terre, preuve avec des calculs (Exercice 2.1). Les premières représentations du système solaire étaient géocentriques. Christianisme, la Terre est plate…jusqu’au 16.Jh. Polonais Copernic a fournit et démontrer les fondements du modèle d’aujourd’hui. 2.1.2 Structure générale Le soleil est entouré de nombreux corps de nature variée que tournent sur des orbites elliptiques (le soleil occupe un des foyers) : 9 planètes Une multitude d’astéorïdes

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des comètes On appelle internes les planètes entre le soleil et la Terre et externe ceux entre la Terre et Pluto. Les trajectoires des planètes on ceci de particulier qu’elles sont toutes à peu près coplanaires et excentrique. La révolution autour du soleil définit la durée de l’année sur chacune d’elle. Elles tournent aussi sur elles-mêmes = définition d’un jour. Kepler (17 Jh.) a donnés les 3 équations essentielles qui contrôlent leur mouvement autour du soleil :

1. Le soleil occupe un des foyers de l’ellipse. 2. dA/dt = cte. La vitesse est maximale près du soleil. 3. La période (T) est liée à la taille de l’ellipse : La durée d’une année croît plus vite que la taille de l’ellipse. (T2/a3 = cte)

excentricité : 2.1.3 La révolution de la Terre

La Terre a une axe oblique de 23,5° Cette obliquité permet des saisons différenciés sur la Terre. La révolution de la Terre autour du soleil garde constante l’orientation de l’axe par rapport à l’espace. En réalité, cet axe tourne très lentement et fait un tour un 25'800 ans. C’est ce qu’on appelle la précession des équinoxes. (équinoxe = Tag- und Nachtgleiche) Les deux positions particulières des solstices expliquent les saison extrêmes pour les deux hémisphères, la définition des tropiques et des cercles polaires. La rotation de la Terre s’est ralentie au cours des temps géologique, en raison d’un freinage résultant de la consommation d’énergie par la déformation de la Terre causées par les marées (essentiellement l’attraction de la Lune)

2.2 Les planètes telluriques Tellurique = nature rocheuse (Terre), densité élevée Les planètes telluriques sont des planètes les plus proches du soleil : Mercure, Venus, Terre, Mars La ceinture des astéorïdes est entre le Mars et Jupiter

2.2.1 Les atmosphères des planètes Seul la Terre et la Venus ont une atmosphère dense. La Terre a une atmosphère d’azote (Stickstoff) et oxygène et l’atmosphère de la Venus est de gaz carbonique (pression 96x plus grand que sur la Terre) Il reste sur Mars quelques restes carboniques de son atmosphère originale. Avec le froid intense, ils forment des calottes (Käppchen) de neige carbonique. Les image que les sondes ont rapportées démontrent clairement qu’un liquide, probablement de l’eau, a dû exister sur la planète. 2.2.2. Le bombardement météorique et les météorites Surtout des planètes sans atmosphère sont bombardés (cf Lune). La photo, prise du Mercure, permet d’identifier des impacts récents au cratère de forme nette (astroblèmes), et les lignes d’éjectats qui rayonnent. Avec le temps, le bombardement régulier de matière plus fine efface progressivement ces reliefs. Sur la Terre : Le bombardement par les météorites est encore actuel (cratère à Australie 22km). Les météorites proviennent des débris (Trümmer) de planètes, d’astéorïdes ou de comètes.

2.2.2.1 Les météorites pierreuses Les plus abondants (96%) : roches très semblable aux roches basique terrestre (chap.6) 2.2.2.2 Les météorites métalliques Elles sont très lourdes et sont composées essentiellement de fer et nickel (comme noyau terrestre). abondance : 3% 2.2.2.3 Les météorites lithosphériques Peu abondant, 1%

2.2.3 L’activité géologique Activité géologique = une série de phénomènes dynamique internes qui ont des effets à la surface des planètes (volcans). Ils témoignent de grands mouvements tectoniques et de magmatisme. Les plus facilement observable sont les volcans et les séismes. Dans le groupe de planètes tellurique, seul la Terre est géologiquement active. Elle est du reste probablement le seul corps encore active dans notre système solaire à l’exception de Io, un satellite de Jupiter. Toutes les planètes telluriques étaient autrefois géologiquement actives. Les planètes éteintes : Ils ne disposent, lors de leur accrétion, que de faibles quantités de minéraux radioactifs. Le moteur géologique interne s’est arrêté par épuisement (Erschöpfung) du « carburant (Treibstoff) radioactif ». Il ne rest plus que ces processus géologiques externes (Erosion) : • bombardement météorique (Mercure, Mars, Lune) • fragmentation (Auflösung) des roches par les grandes différences de températures au sol • érosion éolienne • érosion par ruissellement (Mars autrefois)

2.3 les planètes géants Elles ont des compositions nettement différentes des planètes telluriques. Elles ont une faible densité, recouvert d’atmosphère opaque avec violentes tempêtes. Le satellite du Jupiter, Io, attire notre attention : la sonde voyager 1 a pu photographier un panache d’éruption volcanique de 200 km de hauteur.

abae

22 −=

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2.4 les comètes Tournant autour du soleil par des trajectoires elliptiques très aplaties. Ils ne sont plus contenus dans le plan des planètes. Leur période est variable, toujours très longue. Comète près du soleil : Suite à l’échauffement qui en résulte, on observe une grande sphère de lumière (le coma) qui se poursuit par une queue de ions, non biaisée (schräg) par la trajectoire, de directions antisolaire. La queue de poussière est également dégagée, mais incurvée selon l’ellipse. Le noyau (env. 10km) est beaucoup plus petit que le coma (env. 1million de km). Le solide est une mélange entre glace et matériau rocheuse.

3. La Terre dans le temps 3.1 La mesure du temps en géologie La géochronologie est basée essentiellement sur quatre principaux types de méthodes : radiochronologiques (age absolu) stratigraphique (age relatif) paléontologique (age biologique par les fossils = age absolu) datation par paléomagnetisme (cf magnetisme chap. 6)

3.1.1 Les méthodes radiochronologiques C’est une méthode isotopique. La physique nous enseigne que la désintégration (Zerfall) des atomes pères radioactifs en atomes fils suit une loi exponentielle qui est invariante pour un couple d’atomes. Cette expression donne le nombre d’atome père N restant au temps t si le nombre d’atome pères au départ était de N0. Pour les temps récents (quaternaire et anthropologie):

C14 est utilisé, limite = 45'000 ans (Halbwertszeit) 3.1.2 Les méthodes de datation stratigraphiques (couches) Les principes fondamentaux : • horizontalité originales : Les sédiments se déposent en couches à peu près horizontales. • continuité latérale : A une époque donnée, il se crée le même sédiment dans tous les

points d’un bassin. La couche déposée à l’époque x est donc continu latéralement. • superposition : Dans un bassin sédimentaire, les apports (Einlagen) récents se

superposent aux sédiments plus anciens. Plus la couche est profonde, plus elle est ancienne.

• intersection : lorsque un filon (Ader) s’est injecté dans une roche, cette dernière préexistait. Si le filon ne se poursuit pas dans une deuxième couche qui est superposé à la première, cette couche est plus récente que le filon. Une phase d’érosion a précédé sont dépôt.

• inclusion : Si une roche détritique (faites de grains provenant de la désagrégation d’autres roches) contient des particules provenant d’une roche reconnaissable, cette dernière roche préexistait.

3.1.3 Les méthodes de datation paléontologique La paléontologie est la science des êtres vivants ayant existé sur la Terre aux temps géologique. Science fondé sur l’étude des fossils. Cette méthode de datation se vase sur le fait que certaines espèces vivants n’ont vécu qu’à une certaine époque. Si on en trouve les restes fossilisés dans une roche, c’est que cette roche s’est formée à cette époque.

3.1.3.1 La fossilisation La fossilisation est l’ensemble des phénomènes qui minéralisent lentement la matière constituant les organismes vivant et laissant des traces dans la roche. Elle entre dans le mécanisme de la diagénèse (transformation d’un sédiment en roche) Les squelettes internes ou externes subissent de légères transformations par recristallisation (coquilles calcaire ou silicieuses) La partie organique molle des animaux ou des végétaux est minéralisée par des processus biochimiques. La minéralisation aérobie est rapide (elle donne des composés comme CO2, PO, NO3) qui sont exporté du milieu. La trace de l’organisme disparaît après quelque mois ou années. La minéralisation anaérobie est très lente. Elle aboutit (enden) à la formation de corps réduits comme CH4 (Methan). Les hydrocarbures liquides, le charbon, NH3, H2S, les parties gazeuses et liquide migrent dans le milieu géologique. La partie solide reste sur place et forme un fossil fait de graphite et de sulfures, notamment la pyrite (FeS2)

3.1.3.1.1 Exemples de fossilisation Formes de fossilisation : (des plus courantes aux plus rares) Fossilisation de végétaux. Fossilisation d’un squelette interne Fossilisation d’un squelette externe Fossilisation par le froid ou la glace (Ötzi) cf. figures 3.4 – 3.8 3.1.3.1.2 Les empreintes fossiles Trace d’un dinosaure à Solothurn Les empreintes constituent un cas très particulier de fossilisation. Souvent, on ne trouve plus l’organisme, mais uniquement sa trace. On arrive généralement bien à identifier les organismes qui sont la cause des traces.

tt eNN ⋅−⋅= λ

02/1

2lnT

=λ

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3.1.3.2 Spécificité des organismes fossilisés Les fossiles nous renseignent sur l’âge du sédiment et sur les conditions du milieu. Les propriétés que doit remplir un organisme pour donner un « bon fossile » dateur ou environnemental :

Chronologique (pour datations)

Environnemental (pour paléoecologie)

Évolution rapide Évolution lente Peu sensible au milieu

Biotope édroit

Exemple : ammonites

Exemple : coraux

Un bon fossil dateur doit avoir évolué très vite pour donner un âge précis. Pour qu’il soit bien généralisé dans les sédiments, il doit être peu sensible au milieu. (ammonites) Un bon fossil environnemental doit au contraire avoir peu évolué dans le temps pour servir à toute époque d’indicateur de milieu. En revanche il doit être très sensible au milieu pour discriminer au maximum les conditions paléogéographiques et écologique (coraux).

3.1.4 Synthèse des méthodes de datation

3.2 Le début de l’univers et de la matière Les datations isotopiques permettent de situer à environ 15 Mrd années la nucléosynthèse des éléments (Kernfusion).

3.2.1 La nucléosynthèse initiale Après quelques secondes sont crées les deutérons 2H. Puis, successivement : 4He l’atome hydrogène H la molécule H2 3.2.2 La phase stellaire Amas (Anhäufung) de matière commence par accrétion. L’accrétion se traduit sur le plan chimique par la formation d’éléments plus lourd que l’hydrogène par fusion nucléaire. C’est ainsi qu’apparaissent successivement l’hélium, le carbone et l’oxygène, la source de vie, puis le principal élément de la géologie : le silicium. Supernova : La température de millions de degrés va finalement donner lieu à une gigantesque explosion qui va disperser ces atomes dans l’univers. C’est la formation d’une étoile de deuxième génération. 3.2.3 l’accrétion des planètes Il y a 4.6 Mrd années, naissance de notre système solaire. A une certaine distance, des particules de poussières et de gaz sont soumis à deux types de forces : force centrifuge et la force d’attraction. La résultante des forces conduit la matière à un état d’équilibre dans un plan perpendiculaire à l’axe et passant par le soleil. 3.3 Un voyage dans le temps : du Précambrien au Quarternaire 560 Mio → 1.8 Mio 3.3.1 Précambrien Atmosphère gazeuse, très réductrice (1) La production d’énergie diminue avec le temps. La température continue à baisser, les roches magmatique primitives se cristallisent et forment une croûte solide. Des volcans alimentent l’atmosphère en gaz : il se dégage de grandes quantités de vapeur d’eau, donnant une couverture nuageuse très opaque au rayonnement solaire. Ils se dégage aussi de l’azote, et les premiers composés contenant l’oxygène, lié comme gaz carbonique. (CO2) (2) L’hydrosphère liquide se crée par condensation de la vapeur d’eau (Proto-Océan, qui devait couvrir une bonne partie de notre globe) (3)

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Les algues bleus apparaissent et forment des premiers encroûtages calcaire (les stromatolites). Ces algues existent encore aujourd’hui. Ce proto-océan dissout une grande quantité du CO2 présent dans l’atmosphère qui devient peu à peu transparente aux rayons solaires. Avec la présence de premiers organismes, tout est prêt pour la photosynthèse. 6CO2 + 6H2O → C6H12O6 + 6O2 (4) Au niveau de la croûte terrestre, le processus de la ségrégation magmatique agit progressivement (cf. chapitre 6). Des véritables continents se créent, composés de roches plus riches en silicium et légères. Les premières plaques continentales se mettent à dériver par les courants de convection en profondeur. Les collisions de ces plaques entraînent la formation des premiers relief montagneux (mais érosion, disparu) 3.3.2 L’ère primaire (Paléozoïque) 560 Mio → 245 Mio Croissance de la biodiversité marine : coraux, méduses, éponges Un évènement essentiel se produit au Carbonifère : la formation de la couche d’ozone (5) Jusqu’alors il y avait de plus en plus d’oxygène libre dans l’atmospère. Mais la vie n’était pas possible sur les continents en raison du bombardement du UV (courte longueur d’onde < 200nm) qui sont létaux pour la matière vivante. Ces rayons était absorbé par l’eau, ils n’ont pas empêché la vie dans l’océan. La couche d’ozone retient maintenant ces radiations. La colonisation des continents par les êtres vivants du Carbonifère est très spectaculaire. Les mines de charbon réparties sur tous le continent sont autant de témoignage de cet évènement. C’est à cette époque que les branchies de poisson se transforment en poumons pour donner les amphibiens. Ce grand développement du monde du vivant est encore en discussion en particulier la fin de l’ère se marque par une véritable catastrophe écologique. La fin de l’ère primaire se marque par une jonction de toutes les plaques continentales pour former un seul continent : le Pangée et un seul océan. 3.2.3 L’ère secondaire (Mésozoïque) 245 Mio → 65 Mio apogée (Höhepunkt) des ammonites sur continents : reptiles et dinosaures. Nouvelle catastrophe biologique à la fin de l’ère. Après le regroupement des plaques continentales à la transition des ères, on assiste à une nouvelle séparation qui conduit finalement à des Alpes et Himalaya.

• L’inde se dirige vers l’Asie • Thetys (mer entre Europe et Afrique, ancienne Méditerranée) : berceau sédimentaire pour les Alpes. • L’Atlantique s’ouvre

Fin : faune et flore terrestre, les grands reptiles disparaissent, les mammifères survivent. Cause de l’extinction des dinosaures :

• impact d’une grosse météorite (poussière, la Terre est devenue opaque….) • forte activité volcanique (poussière, opaque….)

3.3.4 L’ère tertiaire (Cénozoïque) 65 Mio → 1.8 Mio Développement par les mammifères, premières ancêtres de l’homme. Inde s’enfonce sous l’Asie. Création Himalaya Europe s’enfonce sous l’Afrique (disparition de la Thetys). Création des Alpes. 3.3.5 L’ère quarternaire (Anthropozoïque) 1.8 Mio → aujourd’hui C’est l’ère de l’homme. Un développement de grands mammifères de climat froid, mammouth. Il y avait des grands glaciations (Würm était la dernière (14’000 ans) – les océanes étaient plus bas que maintenant. La cause pour les glaciations donne le théorie de Milankovitch : causes astronomique (flux solaire…)

4. La physique du globe 4.1 La sismologie Def. : La sismologie est la science qui analyse les causes des tremblements de terre et la propagation des ondes dans et à la surface du globe. Il se produit en tout endroit du globe des efforts mécaniques qui engendrent ici une traction, là une compression et ailleurs un cisaillement (Tectonique, mouvement des plaques).

4.1.1 Le mécanisme de la rupture Le matériel qui compose la terre est un solide élastique (exception : noyau externe qui se comporte comme un fluide). Supposons que les lèvres da la faille se déplacent par cisaillement selon une vitesse constante. La surface de faille étant rugueuse (uneben), le début du mouvement entraîne une déformation élastique de la roche près de la faille. Une fois la résistance au cisaillement de la surface de faille atteinte, la rupture se produit brutalement et les contraintes se relâchent : c’est le séisme. Puis, ça recommence. Plus le temps entre deux tremblements de terres est long, plus il faut s’attendre à un séisme violent en raison de la déformation élastique accumulée avant la rupture. La source du tremblement de terre = foyer ou hypocentre. Le centre de ces cercles, placé à la verticale du foyer s’appelle l’épicentre (source, projeté à la surface) 4.1.2 Les différents types d’ondes sismiques certains ondes parcourent le volume du solide, d’autres restent à la surface.

4.1.2.1 ondes de volume

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4.1.2.1.1 choc en compression (ondes P rimaires) Si on frappe l’extrémité de la poutre parallèlement à cette dernière, on voit se propager le long de la poutre une déformation longitudinale dans tout son volume. La zone en ébranlement (Erschütterung) est faite d’une succession de régions en compression (nœud) et en traction (ventres). 4.1.2.1.2 choc en cisaillement (ondes S econdaires) On applique cette fois un choc sur le côté de la poutre. Les points de la barre qui sont déjà atteints par la déformation se déplacent sur des trajectoires perpendiculaires à la poutre. On parle d’une onde transversale. Ces ondes sont absorbées dans les liquides.

4.1.2.2 Les ondes de surface Des chocs près du bord (Rand) de la poutre entraînent aussi des déformations limitées cette fois à la surface du solide. (ondes love et rayleigh). Ces ondes jouent un rôle important dans la destruction des ouvrages. 4.1.2.3 vitesse de propagation des ondes (en km/s !!) Les ondes S (transversales) sont plus lentement que les ondes P. Mais les ondes de volume sont plus rapidement que les ondes de surface. La vitesse des ondes P et S augmente globalement avec la profondeur dans la croûte et le manteau. Elle diminue en revanche en entrant dans le noyau. Tout près de la surface, les terrains meuble et les roches ont des vitesses plus faible.

4.1.3 Lois de propagation des ondes Propagation des ondes P et S est analogue à celle des ondes électromagnétique ou des ondes de lumière.

4.1.3.1 Propagation dans un seul milieu homogène isotrope Une surface d’ondes est le lieu géométrique des points qui ont été atteints en même temps par la déformation et qui vibrent en phase. Par analogie avec l’optique, on définit des rais d’onde qui sont les directions de propagation. Ils rayonnent autour de la source. Dans un milieu homogène et isotrope, ils sont linéaires et perpendiculaires aux surfaces d’ondes. 4.1.3.2 Propagation dans deux milieux à vitesse différente trois lois fondamentales : 1. principe du Huygens : Tout point d’un contact entre deux milieu à vitesse différente se comporte comme une nouvelle source dès qu’il a reçu le signal vibratoire. 2. loi de la réflexion : Un rai d’onde arrivant à l’interface de deux milieux de vitesse différente subit une réflexion. L’angle de réflexion = l’angle d’incidence 3. loi de réfraction : Un rai d’onde arrivant obliquement à l’interface de deux milieux de vitesse différente subit une réfraction. L’angle du rayon réfracté est fonction de l’angle incident et du contraste des vitesses sismiques des milieux selon la relation. 4.1.3.3 Propagation des ondes sismiques à l’intérieur de la Terre

=complexe, car une onde P arrivant sur un contact va réfléchir et réfracter l’onde P mais aussi créer deux nouvelles ondes S qui sont polarisées dans le plan vertical. Ondes P Les rais s’incurvent légèrement sous l’effet d’une croissance des vitesses avec la profondeur au sein du manteau. Du faisceau de rais qui divergent du foyer, une partie d’entre eux va rester dans le manteau. Ceux qui partent plus en direction du centre de la Terre entrent en contact avec le noyau externe. Là, il se produit une réfraction du deuxième type car la vitesse dans le noyau est inférieure à celle du manteau. Ces rais sont donc déviés près du centre de la Terre. Il en résulte une zone d’ombre à la surface de la Terre qui correspond à l’intervalle entre le dernier rai qui ne chemine que dans le manteau et le premier rai à être réfracté par le noyau externe. Cette zone d’ombre correspond à un anneau sphérique d’environ 40 degrés d’ouverture, situé dans l’hémisphère opposé à l’hypocentre. Ondes S Le cheminement des ondes S définit aussi une zone d’ombre mais pour une autre raison. Comme nous l’avons vu, les ondes de cisaillement sont absorbées dans les liquides. Or, le noyau externe présente cette propriété en raison de magmas particulièrement fluide.

Une zone d’ombre plus large encore que celles des ondes P en résulte. Elle correspond à une calotte sphérique de 154 degrés d’angle.

4.1.4 La cause des séismes séisme : origine tectonique ou volcanique

4.1.4.1 Origine tectonique ébranlements viennent d’un mouvement de cisaillement, subit sur les failles actives de plus ou moins grande extension. L’hypocentre est situé dans le sous-sol en profondeur à la verticale des lignes de subduction et dans des chaînes de montagnes (p.ex. San Andras).

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4.1.4.2 Origine volcanique Les zones de rupture dans la croûte sont souvent des régions où la lave peut monter à la surface. Les ébranlements proviennent des chocs mécaniques à la montée des magmas, de l’explosion de bouchons colmatant (verstopft) la cheminée et de brusques débourrages de gaz etc. Mais ils peuvent aussi provenir plus tardivement de la formation de caldera par affaissement d’une partie d’un cône, ou par effondrement du toit de la chambre magmatique. 4.1.4.4 les barrages La création de lacs de retenue de grande profondeur modifie l’équilibre statique d’une région. Par ailleurs, il induisent au droit de la retenue une augmentation importante des charges hydrostatiques dans les fissures, accentuant aussi leur ouverture et diminuant leur résistance au cisaillement. 4.1.4.5 Drainage par les ouvrages souterrains ou de puits profond Lors de l’exécution de tunnels, l’eau souterraine est ordinairement drainée par l’ouvrage. L’abaissement de la pression hydrostatique dans les fissures modifie leur équilibre hydromécanique ; ceci peut causer des ruptures locales avec de faibles ébranlements. (Rawyl). L’exploitation des eaux souterrains par des puits qui rabattent (drücken) fortement le niveau hydrostatique donnent lieu à de vastes subsidences (abaissement de la topographie) de plusieurs mètres sur des dizaines ou centaine de km2

4.1.4.6 Effondrement de toits de cavités Un affaissement des zones minières parce que les piliers retiennent plus le toit de la mine

4.1.5 L’observation et le traitement des signaux sismiques

4.1.5.1 La mesure L’enregistrement est faite par des sismographes. Pour mesurer le vecteur vitesse du sol dans l’espace, il est nécessaire d’enregistrer les 3 composantes : 2 horizontales et 1 verticale. 4.1.5.2 Traitement du signal il faut distinguer le traitement des fonctions temporelles (accélération, vitesse, déplacement) et l’analyse spectral des vibrations

4.1.5.2.1 Traitement des fonctions temporelles Le signal primaire est soit la vitesse, soit l’accélération du sol. Il fait l’objet d’un traitement permettant de donner une réponse plus élaboré sur le phénomène. On calcul déjà les variations en fonction du temps du paramètre manquant (l’accélération ou la vitesse), puis par intégration le déplacement. La courbe de l’accélération en fonction du temps s’appelle l’accélérogramme. 4.1.5.2.2 Analyse spectrale des vibrations Il est très utile de connaître en ingénierie quelle est la composition spectrale d’un séisme afin de déterminer quelles sont les vibrations dominantes qui expliquent la plupart des ébranlements enregistrés. Elle détermine aussi les possibles résonances avec des constructions, que l’ingénieur doit prendre en compte dans ses dimensionnements d’ouvrages. Spectre de Fourier On considère une sinusoïde de longueur d’onde, d’amplitude et de déphasage choisis a priori. On détermine ensuite quelle est la corrélation entre cette fonction théorique et la fonction expérimentale. Si cette corrélation est significative, on dit que la sinusoïde explique une partie du signal et on la conserve. Sinon, on la rejette et on en essaie une autre un peu différente jusqu’à ce qu’on en trouve une qui convienne. On cherche ensuite de la même manière une autre fonction sinusoïdale qui explique le mieux le résidu entre la première sinusoïde et la courbe expérimentale. Dès que la sommes des sinusoïdes retenues corrèle suffisamment avec la courbe réelle, le calcul est interrompu. On en tire un diagramme spectral en fonction de la fréquence qui montre si la vibration est répartie homogènement ou s’il existe des fréquences dominantes. Spectre de réponse On fixe sur un bâti une série de barres flexibles perpendiculaire au bâti. Chaque barre, de longueur variable, possède une masse identique m à son extrémité. Le bâti ensuite soumis à une vibration perpendiculaire aux barres qui correspond à l’accélérogramme du séisme à étudier. Chaque barre se met à vibrer d’une amplitude variable au cour du temps, mais toujours avec une fréquence fixe, qui correspond à sa fréquence propre f.

4.1.5.3 Les échelles de quantification des séismes Échelle descriptive : observations à la surface (MSK) Échelle quantitative : outils / résaux sismologique (Richter)

4.1.5.3.1 L’échelle d’intensité (MSK) Avantage : très parlante en ce qui concerne la perception des effets des tremblements de terre sur l’environnement construit. Sur le plan scientifique elle a certaine désavantages : elle reste qualitative elle n’est pas applicable dans les régions non bâtis elle ne prend pas en compte les différences de qualité de construction 4.1.5.3.2 L’échelle de magnitudes de Richter Elle est devenue possible à cause d’un large résau de sismographes. Définition : La magnitude de Richter est le logarithme de l’amplitude maximale en micromètres mesurée sur un sismographe situé à 100 km de l’épicentre.

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Il existe une relation entre la magnitude de l’oscillation et l’énergie d’un séisme. Seulement un tiers de l’énergie d’un séisme est dissipée mécaniquement par les ondes élastiques.

4.1.5.4 la localisation de l’épicentre C’est une des tâches premier du réseau simsmologique. Problème : on ne connaît pas l’instant de l’ébranlement initial. On doit le déterminer en mesurant sur la piste du sismogramme le retard pris par les ondes S sur les ondes P. Ce retard croît linéairement avec la distance. Avec les tables de Jeffrey-Bullen on a la relation entre le retard des ondes S et P avec la distance de l’épicentre (tableau, fig.4.28, p.70). Il faut trois stations pour déterminer l’épicentre.

4.1.6 Le risque sismique le risque est le produit de trois facteurs

• (P) aléa ou danger (Gefährdung) (magnitude, durée, spectre d’intensité) • (V) la vulnérabilité (estimation de destruction des objets) • (B) la valeur des biens soumis au danger. (finances !)

4.1.6.1 Fréquence moyenne d’occurrence Pour appréhender le risque sismique dans une région donnée, il faut donc connaître quelle est la fréquence moyenne d’occurrence d’un évènement à cet endroit (prévision). Mais cette probabilité ne dit pas à quel moment l’évènement aura lieu, ceci lève la prédiction. C’est pourquoi on doit aussi développer des méthodes de prédiction d’évènement en temps réel. La fréquence d’occurrence est basée sur l’histoire sismique de la région. Les recherches dans les archives permettant de dater des évènements et leur attribuer une valeur approximative sur la base de l’échelle MSK, on en déduit une fréquence d’occurrence. Cette étude consiste ensuite en une analyse systématique des sismogrammes depuis l’époque de l’installation des réseaux sismologiques, en traitant aussi la distribution statistique des évènements sismiques de plus faibles ampleur. 4.1.6.2 La prédiction des évènements Plusieurs pistes sont étudiées, toutes reposant sur l’identification de singes avant-coureur qu’on appell aussi les précurseurs. Les principaux phénomènes étudiés sont :

• l’accentuation de l’activité sismique • l’augmentation de l’activité volcanique • les modifications de la topographie • les variations inhabituelles du niveau d’eau dans les puits • les changements de l’état des contraintes mécanique dans les ouvrages souterrains • les vibrations de potentiels électriques naturels (réactions d’oxidation, réductions dans le sol) • le dégagement de radon (de roches : les roches comprimé – expulsion de gaz) • comportement des animaux

Dans l’ensemble, ces moyens de détection sont parfois efficaces, mais de loin pas systématiquement. Il souffrent tous de manque à prédire et de fausses alertes. 4.1.6.3 La réponse locale à la sismicité Le sous-sol réagit de façon divers aux vibration qui lui proviennent de la profondeur.

4.1.6.3.1 Rôle du sous-sol de modulateur de vibrations effet de site : deux terrains identiques recevant le même signal peuvent donner des réponses dissemblables en fonction de la structure du sous-sol et de la topographie. Pourquoi ? Ceci provient du fait que le milieu agit sur le spectre de vibration en absorbant certaines longueurs d’ondes, en amplifiants d’autres. La forme de la topographie ou d’un contact géologique peut générer des concentrations d’échos sismiques qui amplifient les vibrations ou qui les font durer plus longtemps. (très complexe, nombreux paramètres). Exemple effet de site sur la réponse sismique des terrains : Un point situé sur un substrat rocheux plat et homogène constitue le cas de base (A) Le signal est de faible amplitude, de courte durée et le spectre des fréquences est très dispersé. Ce cas est idéal pour la construction. Un point situé sur le même substrat rocheux mais au somment d’une colline isolée (B) présente un signal court mais de vibration amplifiée. Le spectre de Fourier montre l’apparition d’une longueur d’onde privilégiée. Céci résulte d’une focalisation des ondes sous l’effet de topographie. Le site est donc moins favorable. Un point situé dans une plaine alluviale (C), faite d’un épais remplissage de terrains détritiques meubles, à haute teneur en eau, est défavorable sur tous les plans : forte amplification, prolongation du signal et présence d’une bande de fréquences dominantes dans la gammes des basses fréquences. Ce phénomène de concentration des basses fréquences sur terrains très mous, mis en évidence en Mexique Ex lac de toco 1985. 4.1.6.3.2 La thixotropie Définition : C’est la propriété qu’ont certains matériaux de se comporter comme des solides à l’état statique et comme des liquides à l’état dynamique. Les alluvions non consolidées de la fraction détritique fine (diamètre jusque 1mm) se mettent en liquidité sous certains ébranlements lors qu’elles sont saturé en eau (quicksand). Ce fait laisse aisément imaginer quelles sont les conséquences pour les fondations, la stabilité des versants etc. On observe notamment des volcans de boue (Schlamm) qui dégénèrent en aiffaissement et en coulées.

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4.1.6.4 Les dégâts causés par les tremblements de terre

4.1.6.4.1 Dégâts sur terre Les constructions qui souffrent sont ceux du génie civil. Ces structures se comportent comme des amplificateurs pour les vibrations qui correspondent à leur fréquence propre. Formule empirique pour calculer la fréquence propre (n=nombre des étages) : Le dimensionnement parasismique des structures doit prendre en compte le danger sismique d’une région. En Suisse, la norme SIA 160 divise le pays en 4 zones qui fixent l’accélération du sol maximum à considérer. Le dimensionnement intègre de cette manière les variations spatiales des vibration sismique par grandes régions et les possibles effets de sites. On a étudié des nombreux tremblements de terres et on en a déduit un spectre de réponse élastique de dimensionnement. Sur les 4 zones en Suisse on a différentes amplifications de l’accélération due au territoire meuble (alluviale), par rapport aux roches. Lorsque le terrain se liquéfie (verflüssigen) la fondation dépasse la résistance et le bâtiment s’enfonce et peut se renverser. Lorsqu’un séisme réactive des failles qui arrivent jusqu’en surface, on voit des modifications topographiques spectaculaires ; p.ex : le mur de dieu Les séismes sont parfois déclencheur d’un glissement de terrain ou d’un éboulement. 4.1.6.4.2 Dégâts sur les eaux Une brusque montée du fond océanique peut provoquer une vague très rapide, appelée tsunami (abondants en Pacifique) A : processus de formation des tsunamis : 1. croûte océanique soumis à des efforts de traction 2. affaissement du compartiment droit et abaissement subit du niveau de l’océan 3. propagation de la vague du tsunami. B : propagation de la vague.

4.1.6.5 La prévention la prévention du risque sismique est une mission de longue haleine (langwirig). Elle repose sur les points suivants :

• installation d’un réseau sismologique dense dans les régions à risque élevée • bonne connaissance des terrains formant le territoire • confection et mise à jour de cartes de probabilité à échelle régionale, tenant compte des

effets de site • observation détaillée des failles actives • mise en place d’un réseau de dépistage de signes avant-coureur connecté avec un

réseau d’alerte • construction parasismiques dans les régions à forte probabilité :

o bâtiments de forme compacte o éléments de renforcement de structure o fondations sur pieux o pour bâtiments de grande hauteur : fondation très sophistiqué (techn.hochw.) sur ressorts ou vérins (Winde)

amortisseur de vibrations

4.1.7 La prospection (recherche) sismique L’étude de la propagation des ondes mécaniques dans la Terre a donné naissance à un sismologie provoqué, qui sert à identifier des structures géologique dans les sous-sols et la nature des terrains. Les principes sont identiques à ceux de la sismique naturelle, si ce n’est que la source est un ébranlement artificiel causé par une explosion dans un forage ou par des engins vibreur à la surface.

4.2 La gravimètre

4.2.1 Rappel mécanique Le poids P d’un objet situé sur la Terre en dehors des pôles est la résultante de la force gravifique de Newton (FG) qu’on appelle aussi la gravité, et de la force centrifugue FC, due à la rotation de la Terre. P = FG + FC Sur l’équateur, ces forces sont parallèles et opposées. Un ressort mesure la somme P des forces agissant sur la masse supendue que l’on appelle pesanteur. g = accélération de pésenteur. Cette accélération de pesanteur terrestre contient l’accélération gravifique de Newton et l’accélération centrifuge. Comme, en gravimétrie, on mesure la pesanteur en ne s’intéressant qu’à la gravité, il faudra faire les corrections en fonction de la latitude du point. Il faut tenir compte aussi de l’attraction causée par les autres corps du système solaire, surtout l’effet de la Lune et du Soleil qui varie en fonction de leur position relative et qui est à l’origine des marées luni-solaire. 4.2.2 la notion de géoïde La Terre n’est pas parfaitement sphérique, l’accélération gravifique n’est pas identique partout. Raisons : Par sa rotation autour de son axe, la Terre subit un effet d’étirement (Streckung) qui est maximum à l’équateur. Si la Terre était homogène, elle serait un ellipsoïde faiblement aplati. Ceci a servi de définition à l’ellipsoïde de référence universel. Il fixe à l’échelle de la Terre le référentiel d’altitude 0. Ça permet de définir en tout point une pesenteur théorique À l’équateur : l’accélération est minimale à cause de l’ellipsoïde (grande distance) Surface : l’eau a une faible viscosité, ça empêche la persistance des déséquilibres. Avec les satellites, on peut mesurer très précisément le niveau moyen de l’eau en un point. Le lieu géométrique de ces points est appelé le géoïde (Härdöpfel). Sous les continents, le géoïde n’a pas de support matériel. Il se calcul en fonction de la répartition des densité du sous-sol.

[ ]Hzn

f 10=

2dMmGF ⋅

⋅=

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Les mesures gravimétriques sur la Terre montrent que cette surface équipotentielle s’écarte légèrement de l’ellipsoïde de référence (explication : Les terrains sous les différents points n’ont pas la même densité moyenne) 4.2.3 La mesure du champ gravifique et son traitement Comme la Terre est hétérogène, l’accélération de pesanteur change.

4.2.3.1 Le gravimètre Un instrument pour mesurer les différents accélérations de pesanteur entre une station de référence et un point de mesure. On tourne au vis, jusque le faisceau lumineux arrive à l’oculaire. On obtient ainsi des valeur bruts de l’accélération terrestre qui contiennent en elles toutes les conditions propres aux points de mesure : sa latitude, son altitude, la densité des roches sous le point, l’effet de la topographie dans les environs du point. Pour expliciter et analyser cette valeur brute, il est nécessaire de séparer ces différents effets. 4.2.3.2 Les corrections et l’anomalie de Bouguer but : identifier par les mesures de terrain des régions dont le substratum est anormalement dense ou léger. Le cas « normal » est défini par la valeur de la pesanteur théorique go sur l’ellipsoïde de référence. Or, pour comparer des valeurs mesurées à des valeurs théorique, il faut tenir compte des caractéristiques propres aux points de mesure et qui influencent les valeurs mesurées gm Le principe consiste à transporter la valeur de go aux conditions du point de mesure (altitude, topographie environnante, substrat géologique présumé). On obtient ainsi une valeur mesurée gm. La différence entre les deux valeurs définit l’anomalie de Bouguer. L’anomalie de Bouguer ne dépend plus que de la densité réelle du substrat géologique. Si elle est positive, elles signifie que les roches sous le point sont plus dense que celle choisies pour la correction.

4.2.3.2.1 La correction de l’altitude La valeur de go (= g théorique) sur l’ellipsoïde est calculée par une équation (4.13) à partir de la latitude L du point P. Pour être amenée à l’altitude h du point, on doit lui soustraire l’effet de l’éloignement du centre de la Terre (r + h au lieu de r) 4.2.3.2.2 La correction « plateau » ou correction de Bouguer Pour pouvoir comparer gm à go il faut ajouter à go l’effet de plateau rocheux horizontal passant par le point P. La masse de roche constituant le plateau de z=o à z=h exerce un effet d’attraction sur le point qu’il faut rajouter à la valeur théorique. Il faut faire des hypothèses sur la densité des roches. En principe, on affecte (vortäuschen) le plateau à une seule couche de densité la plus vraisemblable. 4.2.3.2.3 La correction topographique La correction topographique consiste à discrétiser le relief et calculer l’effet gravifique de tous les solides élémentaires ainsi définis au point de mesure P, en tenant compte de leur distance à la station et de la densité des roches formant ces blocs.

4.2.4 Interprétation des anomalies Pour chaque point mesuré dans la prospection, on calcule l’écart entre la valeur mesurée gm et la valeur théorique go Les écarts sont reportés sur des cartes au droit des points. On obtient l’image en plan de l’anomalie de Bouguer. On trace dans ce champ la courbe d’anomalie nulle. Elle dessine des régions à accélération supérieures à la valeur théorique (anomalie positive) et des régions à valeur inférieures (anomalie négative). Les premières correspondent à des régions à roches lourdes, les secondes à des roches légères. 4.2.5 Les principes de l’isostasie Il fallait en conclure que les chaînes de montagnes se distinguent toujours par une forte anomalie négative au centre et qui diminue au bord. C'est-à-dire que les roches sont plus légères sous le cœur de montagne. Quelle géométrie à donner ? (modèle de densité de Airy :) Cette anomalie provient du faite que la croûte continentale légère presente des racines sous les montagnes. image : La croûte dans une chaîne de montagne peut être assimilée à une juxtaposition de colonnes de roches de densités égales mais de hauteurs différentes. L’effet du relief est compensé par une racine de roche légère dans le manteau supérieur.

4.2.5.1 Le premier principe Toute surface sphérique passant au–dessous des racines les plus profondes de la croûte (dans le manteau supérieur) est une surface de compensation sur laquelle les colonnes de roche légères (d=2.8) reposant sur les plus lourdes (d=3.3) sont en équilibre (comme un radeau (Floss) qui flotte sur une masse liquide plus lourde)

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4.2.5.2 Le Second principe Si une modification du relief intervient, la variation de poids qui en résulte sera composée par une modification de la croûte du contact roches légères–roches lourdes en profondeur, de telle sorte, que la charge sur la surface de compensation reste inchangée. (image bateau avec ou sans charge) : image : la surcharge crée par une chaîne montagneuse entraîne son enfoncement progressif dans l’asténosphère, à l’image d’un bateau que l’on charge. L’érosion élimine l’excédent de poids et la plaque continentale remonte.

4.2.6. La densité des roches dans le globe

4.3 Le magnétisme La Terre possède un champ magnétique fort. Le champ magnétique protège la Terre du vent solaire. Le champ magnétique interne de la Terre est assimilable à un dipôle faisant 11 degrés avec l’axe de la Terre. Les pôles magnétiques ne correspondent donc pas aux pôles géographiques. Le champ magnétique protège la vie sur la Terre, car le rayonnement solaire à haute énergie est dérivé par les forces du champ magnétique.

4.3.1 Les causes du champ magnétique terrestre C’est faux de croire un aimant cylindrique permanent est situé au centre du noyau, parce que la température serait trop haut. Définition : Magnétisme : Le magnétisme est une manifestation des charges électriques en mouvement. Il est détectable par son action sur d’autres charges électrique en mouvement. C’est pourquoi les interactions magnétiques et électriques doivent être considérées comme un tout, sous le nom plus général d’interactions électromagnétiques. L’interaction entre pôles magnétiques identiques est répulsive, et l’interaction entre pôles magnétiques différents est attractive. Aimantation de la matière : Un champ magnétique confère à certains corps la faculté de s’aimanter, c'est-à-dire qu’il génère une force qui oriente les particules de matière dans une seule direction. Les orbites électroniques de cette matière sont distordues par la présence de champ, ce qui donne naissance à une polarisation magnétique. unité de champ magnétique : Tesla (N/Cms-1) Ferromagnétique : Quelques rares minéraux ont une forte susceptibilité magnétique, qui varie non linéairement avec l’intensité du champ magnétique primaire. Lorsque le champ est annulé, ils gardent une aimantation rémanente, p.ex. la magnétite : Fe3O4 La susceptibilité des roches dépend principalement de leur teneur en magnétite. 4.3.2 Les composantes du champ magnétique en un point de la surface de la Terre Le champ magnétique à la surface est la somme de trois champs magnétiques différents :

• champ magnétique interne • champ magnétique des roches de la lithosphère • champ magnétique externe

4.3.2.1 Champ magnétique interne On représente le champ magnétique interne par ses lignes de forces ; Il est tangent en tous point aux lignes de force. Ces lignes sont très densément regroupées aux pôles, et sont proches de la verticale. Elles sont plus espacées et tangentes à la surface de la Terre vers l’équateur. En tout point de la surface de la Terre le champ magnétique est défini par son intensité et deux angles : la déclinaison (D) : c’est l’angle que fait la projection du vecteur champ magnétique (H) sur l’horizon local du point avec le méridien géographique passant par ce point. (en Suisse ev. O°, mais en Afrique ev. 45°) L’inclinaison (I) : c’est l’angle du vecteur champ magnétique avec l’horizontale du lieu (fortement lié à la latitude) L’intensité est maximale au pôle et minimale à l’équateur. tan I = 2 tan L (I = inclinaison, L = Latitude) 4.3.2.2 Champ magnétique des roches de la lithosphère C’est le champ produit par la magnétisation des roches de la lithosphère qui marque des variations en fonction des conditions géologiques locales. Elle est de deux types :

• magnétisation induite par le champ actuel. Elle est parallèle au champ ambiant.

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• magnétisation rémanente : elle n’est pas liée au champ actuel ni en direction ni en intensité. Elle est le reflet de l’histoire géologique.

4.3.2.3 Champ magnétique externe Il provient des courants dans l’ionosphère

4.3.4 Le paléomagnétisme Deux échantillons de lave basaltique : Cette observation répétée en de nombreux endroit de la Terre a permis de confirmer que le champ magnétique, au cours de l’histoire de la Terre a inversé sa polarité un grand nombre de fois. Il y a une nouvelle échelle de datation : L’échelle pléomagnétisme (dans 2000 ans il y a une prochaine inversion du champ magnétique

4.4 La géothermie Les propriétés thermiques ont des conséquences directes pour l’ingénieur. Dimensionner un chantier de tunnel, chauffer des bâtiments.

4.4.1 Transfert thermique dans la Terre L’énergie émise par la Terre provient des réactions nucléaires qui ont lieu en son sein. 4.1.1 Les mécanismes de transfert de chaleur

• conduction : transport de chaleur sans transport de matière.

• advection : transport d’énergie avec transport de matière. Le transfert par advection est plus efficace que par la conduction. Les pertes thermique sur la Terre sont réparties : Cette perte est forte dans des zones volcaniques. En moyenne, rapporté sur toute la surface du globe, le flux géothermique est très faible (0.05 W/m2) Ce flux est 40'000 fois plus faible que le flux solaire annuel moyen sous nos latitudes. Il est pourtant 100 fois plus fort que l’énergie mécanique dissipée dans la Terre.

4.4.1.2 Le gradient géothermique La variation de température en fonction de la profondeur définit le gradient géothermique. Près de la surface (jusqu’à quelques km de profondeur), il est en moyenne de 3 degrés par 100 mètres.

4.4.2 Exploitation de l’énergie géothermique

4.4.2.1 l’exploitation par advection Le principe consiste à trouver dans un territoire à gradient géothermique normale une couche aquifère situé à une profondeur de plus de 1500 m. La température de l’eau souterraine devrait être de quelque 50 à 60 degrés au minimum. Si la couche est suffisamment perméable, on peut pomper cette eau par un forage profond, la faire circuler dans un échangeur et chauffer un groupe de bâtiments, sans qu’une pompe à chaleur soit nécessaire. Mais dans beaucoup de cas échec, à cause de la perméabilité qui est en générale insuffisante à ces profondeurs. 4.4.2.2 Exploitation par conduction Comme les terrains meubles et les roches situées en sub-surface (entre 0-100m) sont de perméabilité faible, on ne table que sur l’apport d’énergie par conduction. On fore des sondages dans le sous – sol en générale jusqu’à une centaine de mètres. On y place une sonde géothermique constituée de deux tuyaux raccordés à la base.

5. Les minéraux constitutifs des roches Minéralogie : science qui étudie les minéraux qui sont les éléments constitutifs des roches. Elle se trouve entre la chimie inorganique et la pétrographie. Pétrographie : science qui définit les roches Les propriétés des roches sont influencées par des propriétés de leurs minéraux. Définition : Les minéraux sont les formes solides des composés chimiques existant naturellement dans la géosphère. Un minéral a donc une composition chimique principal bien déterminée. La structure interne de son arrangement atomique est également fixée. Cette dernière permet de distinguer deux catégories de minéraux : 1. Les minéraux cristallisées /Les cristaux, dont l’arrangement des atomes obéit à des propriétés particulière (quartz) 2. Les minéraux amorphe qui ont leur atomes distribués de manière quelconque (opale = silice amorphe) 5.1 Approche cristallographique La forme d’arrangement cristallin dépend des rapports de taille des atomes (rayon ionique) et des liaisons chimique.

5.1.1 Structure interne des minéraux Elle dépend de l’électronégativité des différents atomes.

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5.1.1.1 Principales liaisons : Ionique : C’est le type de liaison que l’on retrouve dans l’halite (NaCl) ou dans l’anhydrite (CaSO4). Les atomes en présence ont une électronégativité très différente. L’atome qui possède peu d’éléctrones sur son orbitale la plus externe les cède et devient un cation (victime, Na). L’atome receveur, qui présente une EN élevée, se sert de ces électrons pour compléter son orbitale externe et il devient un anion (voleur, Cl). Le cation et l’anion s’attirent du fait de la force électrostatique entre charges opposées (Coulomb). covalente : Quand une substance contient des atomes d’EN identique ou voisine, une liaison ionique ne peut se mettre en place. Il y a alors partage d’électrons entre atomes : la liaison covalente. Les électrons de couches externes des deux atomes se mettent alors à passer indifféremment d’un atome à l’autre, ce qui complète simultanément les deux orbitales externe sans qu’il n’y ait gain ou cession d’électrons. Les propriétés de ces composés montrent qu’il y a un partage symétrique d’électrons entre les deux noyaux. C’est le cas p.ex. du diamant dont les atomes de carbone ne contiennent que 4 électrons sur la dernière orbitale. 5.1.1.2 Les édifices (Gebäude) cristallin

5.1.1.2.1 La maille élémentaire C’est le motif géométrique tridimensionnel le plus petit qui, répété par translation d’une distance égale à ces côtés sur les 3 axes, détermine entièrement l’édifice cristallin. 5.1.1.2.2 La densité réticulaire C’est le nombre d’atomes par unité de longueur da la droite. Ceux à faible densité permettent des angles quelconque. Ces directions des plans réticulaires jouent un rôle fondamental dans la croissance des cristaux (faces cristallines) et dans la manière dont les cristaux se rompent lorsqu’ils sont soumis à une contrainte mécanique (clivage)

5.1.1.3 éléments de symétrie Il y a trois éléments de symétrie : axes, centre, miroir.

5.1.1.3.1 Le centre de symétrie C’est le degré de symétrie minimum dans tous les cristaux. 5.1.1.3.2 Les plans de symétrie Le plan (ou miroir) est un élément de symétrie déjà un peu plus élaboré. Presque tous les arrangement cristallins possèdent en moins un. 5.1.1.3.3 Les axes de symétrie Un réseau cristallin possède un axe de symétrie d’ordre n quand le résultat d’une rotation de 360°/n de ce réseau autour de cet axe est identique au réseau lui-même. P.ex. un axe d’ordre 4 génère, par rotations successives de 4x90°, quatre images des atomes du réseau, dont trois sont nouvelles. La dernière retombe sur la position du départ.

5.1.2 La morphologie des cristaux Les plans jouent un rôle limite potentiel d’un cristal : ce sont les faces possibles qui peuvent apparaître dans la croissance d’un cristal. On observe dans la nature que les faces les plus abondantes sont celle qui sont parallèles aux plans de densité réticulaire les plus élevées. Les angles que les faces font entre elles sont représentatifs de la maille élémentaire et de ses propriétés de symétrie. On peut ainsi, en mesurant ces angles sur les cristaux, déterminer le système de symétrie et obtenir ainsi une première indication sur la nature du matériel. La distance entre les faces est en principe un multiple de la maille élémentaire. A l’échelle macroscopique, comme la taille de ces mailles est de l’ordre du nm, les distances séparant les faces sont quelconques. Elles dépendent de la taille du cristal et de la forme de l’espace disponibles à sa croissance. Dans les roches, la forme et aussi la beauté d’un cristal dépendent des degrés de liberté dont il dispose pour se développer (pendant la cristallisation). Cristaux automorphe : Formé dans un milieu déformable (magma dans roches volcaniques) Cristaux xénomorphe : Les faces sont à peine visible, car la cristallisation se produit dans un solide.

5.1.2.1 Cassures et clivages (Spaltfläche) Les limites de croissance des cristaux (les faces) sont parallèles aux plans à densité réticulaire élevée. Les clivages, qui sont des plans de cassures particuliers selon lesquels un cristal se rompt quand il est soumis à une contrainte mécanique, correspondent aux mêmes plans (= faces internes des cristaux). Comme ces faces ont des faibles liaisons entre elles, la cassure se produit là. Cela donne la surface à moindre résistance.

5.1.2.1.1 Cristaux sans clivages Ils présentent une cassure quelconque, non géométrique, car il n’existe pas des plans à densité réticulaire particulièrement élevée (p.ex. quartz)

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5.1.2.1.2 Cristaux à un clivage dominant Le cristal est débité (zugeschnitten) en lamelles plus ou moins fines (minéraux en feuillets). exemple : Les phyllosilicates et en particulier les micas (Glimmer) 5.1.2.1.3 Cristaux à deux clivages dominants On obtient ici des minéraux en prismes allongées, allant jusqu’à former des fibres (p.ex. asbeste) 5.1.2.1.4 Cristaux à trois clivages dominants La forme est celle de prismes compacts, sans allongement bien marqué. (orthose, la calcite, la halite)

5.1.2.2 Les macles (syamesische Zwillinge des minéraux) Les macles sont des mises en commun de réseaux cristallins d’individus de même espèce, ce qui donne lieu à des accolements (nebeneinander anfügen) ou à des interprétations des cristaux (p.ex. rutile, gypse)

5.1.3 La dureté des minéraux But : Détermination plus facile des minéraux (échelle de Mohs) Un minéral de dureté supérieur raie (streifen) un minérale de dureté inférieur lorsqu’on les frotte l’un à l’autre. (angle : 2.2 , verre : 5.5, acier : 6.5) La dureté est intéressante pour juger la résistance mécanique. La relation entre la dureté d’un minéral et la dureté d’une roche est complexe. Les roches à minéraux tendres sont généralement non abrasives (scheuernd, Schleif…) et faiblement résistantes mécaniquement. Mais un eroche faite de minéraux durs sera certes abrasive mais pas forcément de haute résistance mécanique. Cette dernière propriété dépend surtout de la force d’agrégation des minéraux entre eux. L’abrasivité est important pour choisir et prévoir l’usure des molettes de tunneliers et les outils de forage. 5.1.4 Les propriétés optique des minéraux Caractéristique observable à l’œil nu : L’éclat : la lumière réfléchie à la surface (métallique, vitreux, soyeux) La transparence : on peut reconnaître à travers tous les détail. Contraire : opaque. La couleur : due à atténuation (Linderung) de certains longueurs d’ondes Coloration propre : couleur directement liée à la composition chimique Coloration due à des anomalies (Rauchquartz) Pour la distinction : la couleur de la poudre (parce qu’elle n’est pas influencé par des phénomènes optique secondaire). Poudre du Hämatit (Fe2O3, grec : hämas=sang): rouge, mais la couleur de la poudre du Magmatit (Fe3O4) : noire.

5.1.4.2 L’examen en lames minces On scie un petit cube, on le met sur un verre, on le met sous le microscope. à voir : des différences de vitesse ( de la lumière dans le minérale et dans le vide) dans les roches.

5.2 approche géochimique Notions essentiels qui lient la structure physique :

• Les remplacement ( ou substitutions) Dans un minéral, un atome principal de la structure peut être remplacé par un autre de taille et de propriété électrochimique

peu différentes, sans changement important de la structure. (Dans les silicates, p.ex. l’aluminium à la place de silicium). Si le remplacement d’un atome par un autre atome de rayon ionique peu différent devient systématique, on obtient des solutions solides. (feste Lösung von Atomen im Mineral, cf feldspaths)

• le polymorphisme Certaines substances chimique minérales peuvent exister sous deux formes cristallines différentes. (p.ex. carbon : diamant

ou graphite). Les minéraux ou groupes minéraux qui sont utiles à la constitution des roches : ils sont tous réglés par les anions (voleurs).

5.2.1 Les silicates On groupe sous cette dénomination d’origine chimique les minéraux qui sont constitué de l’élément structural tétraédrique SiO4 C’est la principale classe de minéraux dans le manteau et la lithosphère avec une grande diversité. Dans ce grand groupe géochimique on distingue des sous–classes qui sont basées sur la manière dont les tétraèdres SiO4 sont liés. (tétraèdres isolés, chaînes, couches)

5.2.1.1 Le quartz Le quartz est stable à long terme, cristallisé en prismes hexagonaux (120°) absence de clivages, cassure conchoïdale. dureté 7, couleur gris, translucide. Il cristallise à partir du magma, très commun dans la croûte terrestre. On fond du sable de quartz pour la fabrication du verre et fibres optiques. L’opale est une variété amorphe de silice hydratée. La calcédoine est encore légèrement hydratée. Mais la silice y est déjà sous forme microcristalline, donc faite de très petits cristaux de quartz. Les roches contenant ces variétés de silice réagissent avec les composés alcalin du ciment (alcali – réaction). Ceci conduit à une perte d’adhésion du liant sur le granulat qui péjore la résistance du béton. Un examen pétrographique des granulats à béton permet de prévenir ce phénomène. 5.2.1.2 Les feldspaths ( K, Na (Al Si3 O8) ou Ca (Al2 Si2 O8). radicale: (Al Si3 O8)- pour le pôle potassique (K) et le sodique (Na). radicale : (Al2 Si2 O8) – pour le pôle calcique (Ca).

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Dans les conditions ordinaires de cristallisation des magmas, on observe que les solutions solides théoriquement possibile n’existent pas toutes. Plagioclases : la solution solide continue existe entre les pôles Na et Ca (Albite – Anorthite) feldspaths alcalins : solution solide discontinue entre Na et K. Tout le centre du triangle et le côté K–Ca ne donnent pas lieu à des cristaux. Les feldspaths constituent, avec ou sans quartz, les plages claire des roches magmatiques (Granit) et métamorphique (Gneis). 5.2.1.3 Les silicates ferro – magnésiens Le cation principale : Fer ou magnésium

5.2.1.3.1 L’olivine (Fe, Mg)2 SiO4 couleur jaune ou olive 5.2.1.3.2 Les pyroxènes Ca (Mg, Al, Fe) (SiO3)2 les tétraèdres forment une structure en

chaîne simple. Contient différentes solutions solides. 2 clivages faisant un angle droit.

5.2.1.3.3 Les amphiboles double chaîne de tetraèdres. 2 clivage, mais pas angle droit.

5.2.1.3.4 Les phyllosilicates ferromagnésiens : famille minéral : important et complexe. Il y a un empilement de couches de tétraèdres et d’octaèdres latéralement étendu à l’infini. Ils se présentent en feuillets / lamelles très fines.

les trois groupes : i) les micas (Biotite (mica noire) ou chlorite) ii) les sepentines (talc, anitgorite, chrysotile) phyllo = couche iii) les argiles

i) micas : La biotite : (mica noire), brun, éclat vitreux La chlorite : en agregats lamellaires ou en masse de petits particules, divers tonalité du vert. ii) serpentines : antigorite : massiv vert, n’existe pas sous forme de cristaux chrysotil : fibreux blanc, n’existe pas sous forme de cristaux

Lorsque les fibres du chrysotile deviennent excessivement allongées, il est appelé : asbeste blanc. Son exploitation pour la fabrication des produits en aimante–ciment et de matériaux ignifuges (feuerfest) est de plus en plus abandonnée en raison du risque de cancer de voies respiratoires engendré par ces matériaux.

talc : on l’utilise dans de nombreuses industries (lubrfiants).

5.2.1.4 Autres silicates

5.2.1.4.1 La muscovite C’est le mica blanc ou mica alumineux, éclat vitreux. Commun dans les roches magmatique et métamorphique. (Petites plaquettes transparentes) 5.2.1.4.2 Le groupe d’argiles Le mot argile est utilisé pour désigner une famille de minéraux et un terrain meuble composé essentiellement de ces minéraux. Aussi utilisé à tord en géotechnique, désigne les grains détritiques (zerquetscht) de taille inférieur à 0.002mm. Les analyses minéralogiques montrent que beaucoup de particules inférieur à cette limite ne sont pas de minéraux argileux et qu’on trouve de véritables argiles au-dessus de cette taille. Les minéraux argileux sont des phyllosilicates hydratés se présentant sous la forme de très petits cristaux en plaquettes hexagonales ou en fibre. Les feuillets sont chargés électriquement comme des groupes anioniques. Ils ont ainsi tendance à se repousser les uns des autres, donnant des structures très lâches (gonflement). Ils présentent donc de hautes surfaces spécifique, c'est-à-dire le rapport de la surface des particules sur leurs poids (20m2/g). Ils attirent volontiers les cations présents dans les eaux interstitielles. Ceci favorise leur fonction d’échanger d’ions, fondamentale dans la géochimie des sols. l’illite : le minéral le plus commun des argiles. Techniquement, il forme des agrégats de plasticité moyenne et peu sensible aux phénomènes de gonflement par absorption d’eau. On l’utilise dans l’industrie de la terre cuite (briques, tuiles) la kaolinite : provient de l’altération de roches magmatique. Plasticité faible. Elle ne gonfle pas. C’est le minéral essentiel dans la fabrication de la procelaine et des céramique techniques. la montmorillonite : Absorbtion d’énormement d’eau (gonflement forte). En fondation, les terrains contenant des montmorillonites donnent lieu à des déformations importantes. Plasticité très élevé.

5.2.2 Les carbonates Deux carbonates : calcaires et dolomites Métamorphiques (marbres)

5.2.2.1 La calcite CaCO3 D’aspect rhomboédrique, formes des cristaux blancs ou incolores et translucides lorsqu’elle est pure. L’éclat vitreux. Dureté = 3, trois clivages rhomboèdres parfait. Elle réagit fort aux acides (HCl), minéral d’origine sédimentaire par excellence. Se forme par transformation de squelettes. Lors de l’évaporation de solutions riches (-> stalactites, stalagmites) Le marbre est le résultat de la transformation des calcaires par métamorphisme. Les fines particules de calcite se recristallisent en des grains de plus grande taille.

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La calcite est le minéral essentiel de la fabrication de la chaux (= oxyde de calcium CaO). On obtient la chaux en faisant cuire les pierres calcaires dans les fours à chaux. Mélange avec des argiles, sa calcination produit le ciment portland. 5.2.2.2 La dolomite Ca, Mg (CO3)2 Se présente en cristaux rhomboédriques. Un clivage rhomboédrique parfait. De couleur blanchâtre avec un nuage de rose ou de gris, dureté = 4 Elle réagit faiblement aux acides, mais avec la poudre, réaction visible. aggregats : assemblages hétérogène

de substances ou éléments qui adhère solidement entre eux.

5.2.3 Les sulfates ( - SO4) 2 formes : hydratée et anhydre : le gypse et l’anhydrite

5.2.3.1 Le gypse CaSO4 H2O C’est un minéral à éclat vitreux ou soyeux, de forme tabulaire ou allongée. Dans ce cas, il donne lieu à des fibres en raison d’un clivage principal très facile. Dureté = 2, soluble dans l’eau. Le gypse est soluble dans l’eau, faible densité et dureté. Le gypse est abondamment exploité pour fabriquer du plâtre (chauffage). Utilisé aussi comme ajout dans certains ciments comme agent retardateur de prise. 5.2.3.2 L’anhydre CaSO4 Elle est incolore à éclat vitreux, sa dureté = 3, (supérieur à celle du gypse). C’est un agrégat cristallin grenus (grains). Origine : perte de molécules d’eau du gypse lors de l’augmentation des pressions et températures. Caractéristique : Transformation en gypse par hydratation.

5.2.4 Les phosphates (- P) L’apatite : phosphate de calcium 5.2.5 Les halogénures Sel de gemme / halite

5.2.5.1 L’halite (NaCl) Il forme de cristaux cubiques, incolores ou blancs. Il a un éclat vitreux et un clivage cubique parfait. Dureté faible = 2.5. Densité faible, goût le rend facile à déterminer. L’halite provient lors l’eau salé évapore. L’importance du sel pour le développement de l’humanité débute par son utilisation dans l’alimentation. Le sel est exploité aujourd’hui dans de nombreux pays du monde, soit à partir du sel géologique soit de marais salants actuels. Il sert de produit de base à l’industrie chimique, notamment pour la fabrication du chlore. Il est utilisé abondamment comme agent de déneigement routier. 5.2.5.2 La fluorine CaFe2

5.2.6 Les sulfures (- S) 5.2.6.1 La pyrite (FeS2) L’or des fous (Chatzegold), dureté 6.5, éclat métallique, couleur jaune ou or, pas de clivages, forme cubique, en prismes de symétrie cubique ou en masse finement granulaires dans les nodules.

5.2.7 Les oxydes et hydroxydes

5.2.7.1 L’hématite (Fe2O3) Fine plaquettes ou assemblage de plaquette (rose de fer). On le reconnaît par son éclat métallique, sa couleur noire ou brune rougeâtre, sa forte densité, dureté = 6. (Trait sur porcelaine de couleur : rouge (sang)) 5.2.7.2 La magnétite Fe3O4 octaèdres parfait, couleur blanc , éclat métallique, sa dureté = 6, (Trait sur porcelaine : noir), fortement magnétisme (fossilisation de la direction du champ magnétique).

5.3 La détermination pratique des minéraux • Aspect (prismes (compact, allongés, tabulaires), feuillets,

fibres) • valeur des angles entre les faces • couleur • éclat (vitreux, métallique, soyeux) • cassure (conchoïdale ou quelconque) • clivages • macles • essais de dureté (ongle = 2, verre = 5.5, acier =6.5) • réaction à HCl dilué • poids/densité, trait, aimantation, goût, toucher.

6. Le magnétisme et les roches magmatiques

La première roche solide devait être un roche magmatique (origine de la Terre) Définition : Le magma est un liquide à plus de 600°C qui , par refroidissement, donne lieu à la formation de roches = roches magmatique : = le matériel de base pour les roches sédimentaire. Elles fournissent le matériel premier des roches

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métamorphiques. La Terre est faite d’une succession d’enveloppes concentriques et elle est composé en gros de O, Si et Fe. 6.1 Un agent du magmatisme : la tectonique des plaques Le type d’activité magmatique dépend de la position des zones de fusion par rapport aux plaques lithosphériques et de leurs mouvements respectifs.

6.1.1 La notion de plaque lithosphérique La lithosphère : plus haut comme l’assemblage de la croûte et de la partie solide du manteau supérieur peut être assimilée à un élément rigide que l’on qualifie de plaque. L’asthénosphère : Plus fluide par fusion partielle du milieu vers 1300°C, les plaques lithosphériques peuvent se déplacer comme des radeaux à la surface du globe, en fonction des courants de convection thermique du manteau supérieur. L’épaisseur des plaques lithosphérique est de l’ordre d’une centaine de km sous les océans et entre 150 - 300 km sous les continents. enveloppe propriété physique géochimie pétrographie croûte (lith. Sup) solide élastique O, Si, Al, Fe roches felsique, intermédiare et mafiques manteau sup. (lith. Inf) solide élastique O, Mg, Si, Fe roches ultra-mafiques manteau sup. (asthén.) solide ductile O, Mg, Si, Fe roches ultra-mafiques manteau inférieur solide ductile O, Si, Mg, Fe roches ultra-mafiques noyau externe liquide Fe, Ni mélange amorphe noyau interne solide ductile Fe, Ni alliages métallique

6.1.1.1 la lithosphère océanique Sa croûte est particulièrement mince de l’ordre de 5-10 km, avec une densité de 2.9 qui correspond à des roches pauvre en silice. 6.1.1.2 la lithosphère continentale La lithosphère continentale possède une croûte beaucoup plus épaisse (30 à 60 km) et plus légère (d = 2.7)

6.1.2 Les preuves des mouvements de plaques

6.1.2.1 La forme des côtes La forme des côtes de l’Afrique et de l’Amérique de Sud ont une forte similitude qui vient du fait qu’elles sont nés à cause de la dérive des continents. 6.1.2.2 La continuité des faciès géologiques Le vieux socle saharien se termine sur la côte nord du Golfe de Guinée. La suite de ces roches est présente dans la zone de l’embouchure de l’amazone. 6.1.2.3 La continuité paléontologique des espèces terrestre On a constaté que les espèce marines (Carbonifère) sont les mêmes sur l’autre côté. Aussi la faune : Ces faunes de grande taille étaient attachées aux zones côtières uniquement et elles n’aurait jamais pu traverser l’Atlantique actuel.

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6.1.2.4 Les grandes structures de la croûte Les traits morphologiques qui soulignent le caractère dynamique. 1. Les rides médio - océaniques (celle de l’Atlantique p.ex.) 2. Les fosses (Tiefengräben) 3. les îles sous-marines en chaîne (Hawaii) 4. les fossés d’effondrement sur les continents (Dikes) 6.1.2.5 Le paléomagnétisme Nous avons vu la propriété particulière de la magnétite (roches) de fossiliser le champ magnétique du moment de sa cristallisation. Si on le mesure, on constate qu’il y a des anomalies rectiligne = intéressant !

6.1.2.5.1 Les anomalies magnétiques sur les océans On voit que l’Islande est parcouru par une série d’anomalies orientées SE – NW, comme des bandes juxtaposé. Les un montre un champ magnétique plus fort que la moyenne, les autres plus faible. Les premiers correspondent aux régions où le champ fossilisé dans les roches magnétite est dans le même sens que le champ magnétique actuel (+). Les secondes correspondent à des magnétites tournées dans le sens contraire. 6.1.2.5.2 Les cartes disochrones paléomagnétiques Si on fait cet exercice à tout le fond de l’Atlantique, on peut ainsi tracer des isochrones ou des lignes d’égal âge des fonds basaltique (âge = temps écoulé depuis la solidification du magma). Plus proche des côtes, plus les basaltes sont ancien (180 Moi. années, séparation Afrique – Amérique de Sud) 6.1.2.5.3 Les failles transformante C’est l’autre élément tectonique important : failles perpendiculaire aux dorsales découpent les dorsales en segment par cisaillement, parce que les vitesses divergentes ne sont pas les mêmes à droit et à gauche. En effet, supposant la vitesse de la plaque à peu près cte, on voit que le cisaillement n’a lieu que dans la partie de la faille comprise entre les deux segments de ride. 6.1.2.5.4 La reconstitution de la dérive Avec les mesures paléomagnétiques on peut reconstituer la place originale des continents

• on prend de la lave du même age sur l’Amérique de Sud et sur l’Afrique • on mesure l’azimut (angle entre longitude et la direction) du vecteur champ magnétique fossile sur les magnétites

de la lave. Si pas parallèle, ça signifie que le continent a fait une rotation. On replace le continent par rotation en amenant ce champ ancien parallèle à un méridien actuel.

La mesure de la paléo – inclinaison donne par l’équation (tg I = 2 tg L) la paléo – latitude. On corrige la latitude du continent en le translatant le long du méridien. Les positions des deux continents sont ainsi déterminées en orientation et en latitude. Leur éloignement mutuel (gegenseitig) doit être déterminée par d’autres critères, notamment l’âge du basalte par rapport à l’âge du plancher (Boden) océanique séparant les deux continents. La longitude absolue reste indéterminée.

6.1.2.6 Les mesures géodésiques actuelles Avec satellite : La mesure précise de la distance entre deux point sur la terre est possible. Ces mesures corroborent (bekräftigen) les observations géologiques (17 cm déplacement par ans)

6.1.3 Les relations entre les plaques

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5 relations principales : 1. divergence de deux plaques océanique : C’est la situation des dorsales médio – océanique (Atlantique,

Pacifique, l’océan Indien) 2. divergence de deux plaques continentales : typique des fossés d’effondrement (rift ou graben). p.ex. Victoriasee.

Plus près de nous, c’est le fossé rhénan de Bâle Francfort. La plaine du Rhin s’enfonce alors que les Vosges (Vogesen) et la Forêt Noir s’écartent.

3. convergence de deux plaques océaniques : Pacifique occidentale. C’est elle qui a précédé la collision des deux plaques continentales de l’Himalaya au moment où l’Inde migrait vers nord. Lorsque une plaque s’enfonce sous l’autre = subduction.

4. convergence d’une plaque océanique et d’une plaque continentale : C’est la subduction la plus courante, que l’on rencontre par exemple

tout autour du Pacifique et dans les caraïbes. Ce sont des marges continentales actives.

5. convergence de deux plaque continentales : C’est la collision qui donne lieu à de grandes chaîne de montagne actuellement située au cœur d’une plaque comme les Alpes et l’Himalaya.

6.1.4 La tectonique des plaques et les séisme La divergence, mais surtout la convergence conduisent à des mouvements de cisaillement –> séisme. La ceinture sismique du Pacifique coïncide avec les grandes subductions des divers plaques océaniques sous les plaques continentales qui entourent cet océan.

6.2 Du magma aux roches magmatiques Comment on passe physiquement d’un liquide à un solide au niveau de la matière.

6.2.1 Les processus de solidification des magmas Chambre magmatique : Dans une région du manteau supérieur qui est chaude (courants convection) une masse de roche fluide (Magma frais) pénètre dans des roches encaissantes et solides. Le Magma frais c’est une soupe de différents atomes mais surtout O2 et Si. Il y a quatre grandes familles selon la teneur en silice : 1. magma felsique (feldspath + silice) : riche en silice, pauvre en fer 2. magma intermédiaire : teneur en silice moyenne. 3. magma mafique (magnes. + fer) : pauvre en silice, riche en fer 4. magma ultra – mafique : fer et magnésium très abondant.

6.2.1.1 La cristallisation fractionnée La cristallisation d’une roche magmatique est différente pour les 4 types de magma. Un magma donné, ça ne donne qu’une seule roche, puisqu’il contient ses futurs minéraux. Les minéraux ont des points de cristallisation différents dans les chambres magmatiques. En partant d’un magma entièrement fondu, on voit croître ceux qui ont le point de cristallisation le plus élevé, puis successivement les autres, au fur et à mesure que la température baisse. Avec ce principe on obtient tous les minéraux à la fin de la cristallisation. Mais en réalité, c’est plus complexe, parce que il y a des réactions entre les minéraux déjà formés et le magma résiduel. Ces réactions se produisent pour former un nouveau minéral qui est plus stable à plus basse température. Les premiers cristaux sont donc partiellement ou totalement résorbés (beseitigen), selon ces cas. Une fois le résidu magmatique épuisé, la cristallisation s’arrête et la roche est formée.

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Deux familles de minéraux sont particulièrement intéressantes pour suivre cette cristallisation fractionnée car elles ont des minéraux différents à chaque étage de température :

• les silicates ferro-magnésien ; (pauvre en silice, riche en fer) Apparition : Olivine – Pyroxène – Amphibole – Mica Biotite – Mica Muscovite

• les plagioclases ; à haute températures se forme le plagioclase calcique (anorthite), à température plus basses, le sodium remplace avec le temps le calcium (Albite)

L’orthose (feldspath K) apparaît à basse température ainsi que le quartz.

6.2.1.1.1 Magma felsique plus que 65% SiO2 Les quantités de SiO4 cristallisent à des basses températures. Les premiers minéraux formés laissent un résidu liquide abondant qui permet à la cristallisation fractionnée d’être complète. Il y trop de silice pour que l’olivine puissent se former.

1. Le pyroxène (chaîne de SiO4) apparaît directement. 2. La réaction solide (pyroxène) – liquide (résidu du magma) : les amphiboles

(double chaîne de SiO4) 3. L’amphibole réagit avec le liquide, naissance des micas. 4. les plagioclases calcite (Anorthite) sont instables et réagissent avec le bain

enrichi en sodium pour former des plagioclases nettement sodiques (Na). 5. Le feldspath potassique (Orthose) naît du bain résiduel. 6. L’ultime résidu liquide ne contient plus que de l’oxyde de silicium qui formera le

quartz. Composition générale : Le mélange mica+plagioclase sodique+feldspath alcalin+quartz est typique du granite, roche felsique par excellence. Granite : plutonique Rhyolite : volcanique 6.2.1.1.2 Magma intermédiaire 52% jusque 65% SiO2

1. L’olivine est l’anorthite (plagioclase Ca) naissent 2. Il reste un bain qui réagit avec ces minéraux et forme l’amphibole et un

plagioclase (Na) 3. La réaction s’arrête ici par consommation intégrale (vollständig) du magma

Composition générale : Diorite : plutonique : amphibole+plagio Na + mica Andésite : volcanique : même composition 6.2.1.1.3 Magma mafique 45% jusque 52% SiO2 Il y a moins de silice à disposition, la série des réactions est donc plus courte.

1. l’olivine se forme puis réagit avec le bain pour former le pyroxène 2. plagioclases calcique (Ca, Anorthite) puis plagio Ca (Na)

Gabbro : plutonique : plagio Ca (Na) + pyroxène + olivine Basalte: volcanique. 6.2.1.1.4 Magma ultra-mafique Moins que 45% SiO2 Ils proviennent du manteau. Les minéraux ferro – magnésiens à haut point de cristallisation dominent, notamment l’olivine. Ils consomment presque à eux seuls le peu silice disponible. Le reste est constitué de plagioclase calcique ou des feldspaths qui contiennent moins de silice.

6.2.1.2 La ségrégation magmatique Il faut avoir un milieu homogène fermé. Dans la cristallisation naissent d’abord les minéraux riches en fer et de calcium. Ils ont une densité nettement supérieure au bain résiduel. Ils ont donc tendance à se déposer dans le fond de la chambre magmatique, alors que le résidu fluide occupe la partie supérieure. Si le magma est expulsé vers le haut, la phase liquide se sépare de la phase solide (évolution séparé) 6.2.1.3 Les roches plutoniques Le plutonisme et le processus de cristallisation à grande profondeur, qui a lieu p.ex. sous les zones de subduction. La solidification dure de milliers à plusieurs millions d’années. La conséquence : La matière a tout le temps de se structurer en cristaux bien développés. La texture de la roche plutonique est ainsi dite grenue, au sens où tous les minéraux sont bien cristallisés, ils sont visible à l’œil nu. Le granite, qui est la roche plutonique la plus abondante de la croûte terrestre, a tendance à remonter lentement après la solidification à la surface, en raison de sa densité légèrement inférieure aux roches encaissantes. Il forme alors des batholites, sorte de gros massifs ayant une racine étirée en profondeur. A la fin de la cristallisation : résidu des fluides hydrothermaux de basses températures cristallisent dans des fractures de la roche solidifiée. 6.2.1.4 Les roches volcaniques deux formes des roches volcaniques :

• la lave :

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Magma fluide qui s’épanche en surface de manière assez continue et qui forme après refroidissement des roches massifs très dures souvent utilisée comme pierre de construction. Elles sont parfois légèrement vacuolaire.

• les dépôts pyroclastiques : Issus du magmas visqueux éjectés au cours d’explosion dans le cratère ou la cheminé (bombes, lapillis, cendre). Cendre sur la terre, sédiments volcaniques, tuf volcanique lahar := Si des fortes pluies suivent des éruptions de cendre, elles donnent lieu à des coulées de boues dévastatrices que l’on appelle lahar. Les sols construits sur les dépôts pyroclastiques sont très fertiles en raison des nombreux composés minéraux disponibles pour les plantes et la structure légère de l’agrégat. Lorsqu’un magma est expulsé en surface, il se refroidit très rapidement au contact de l’air ou de l’eau (en quelques secondes à quelques jours). Les cristaux n’ont pas suffisamment de temps pour se former et l’on obtient un pâte amorphe, semblable à du verre où les atomes sont disséminés de manière aléatroire ; elle est parfois microcristalline lorsque des embryons de minéraux ont pu se former. Dans beaucoup de roches volcaniques, on trouve de magnifiques cristaux bien formés pris dans la pâte. Lorsque la lave contient beaucoup de gaz, la texture des roches devient vacuolaire (scorie, pierre, ponce). Les pouzzolanes sont exploitées dans l’industrie du ciment.

6.2.1.4.3 Les types d’éruption Le dynamique des éruptions volcanique et le type de roche qui se forme dépendent essentiellement de deux facteurs : la viscosité du magma et la teneur de gaz. Ces facteurs sont corrélés à la teneur en silice du magma : Les magmas mafique sont fluide et pauvre en gaz. les types si dessous sont classés par teneur en silice et gaz croissante. Type hawaiien : peu incliné, laves = fluides, pas sismique Strombolien : éruption peu explosive, lave fluide + cendre vulcanien :éruption : jet de cendre, le volcan est fait de couches de cendre. Péléen : magma visqueux, bouchon, gaz sous pression, explosion, peut être si violent que le volcan entier est détruit. (Mt. St.Helens) Volcans sous-marines : dans les dorsales : lave fait des cuisson Les divers appareils volcanique sur la terre : les dikes : ce sont des remplissages de fractures ouvertes subverticales par de la lave très massif. les neks : la lave qui s’est solidifiée dans la cheminé du volcan est souvent plus massiv que le cône. Le cône érode, ce qui reste c’est le nek.

6.2.2 Les configurations magmatiques En choisissant un profil au travers de l’Atlantique, on identifie les trois configurations magmatiques principales liées à la tectonique des plaques (solide – demi solide – fluide) Dans un graphique pression – température, la transition entre la roche solide et le magma est déterminée par deux courbes, au contraire d’une substance pure comme l’eau et la glace. On a donc en fait trois domaines séparés par deux lignes :

• à basse température : la roche est intégralement solide jusqu’à la ligne du solidus

• à température intermédiaire : la roche est partiellement fondu jusqu’à la ligne du liquidus

• à haute température : la roche est entièrement liquide (magma) géotherme := diviser la pression par la masse volumique L’intersection des géothermes et des courbes de solidus détermine les conditions d’une éventuelle fusion du manteau. On a découvert qu’en ajoutant de l’eau à la roche, la fusion se produit à plus basse température. On obtient une seconde ligne du solidus que l’on appelle solidus humide, qui est nettement déplacée vers les basses températures.

6.2.2.1 Le magmatisme de rides et les roches des plaques océaniques Les magmas très mafique issus du manteau sont le siège d’une fusion partielle. L’eau océanique qui pénètre dans les failles de la ride participe à abaisser le point de fusion. En profondeur, les magmas forment les roches plutonique ultra – mafique. de la base de la plaque (manteau supérieur). La base de la croûte est faite de roche plutonique mafique du type gabbro. Les épanchements volcaniques sous- marines forment le plancher océanique avec ses basaltes en coussins en surface, et au dessous les prismes des « orgues (Orgel) basaltiques »

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QVTt =

6.2.2.2 Le magmatisme orogénique et les roches de plaques continentales Les zones de subduction sont le lieu de création d’une masse complémentaire. La plaque (pauvre en silice) entre en fusion partielle vers 100km de profondeur, grâce à la grande quantité d’eau emprisonnées dans les sédiments. Ces magmas réagissent avec la base de la lithosphère continentale puis remontent progressivement vers la surface par des failles profondes. Le magma s’enrichit ainsi en silice.

• La croûte supérieur (SiAl, moins de 5 km)) : riche en silice et aluminium • La croûte inférieur (SiMa plus de 10 km) : riche en silice et magnés.

6.2.2.3 Le magmatisme intra – plaque. Ce sont des points chauds / hot points, panache de matériau. Quand une panache se rapproche à la surface, la pression diminue, et les matériaux mantelliques fondent. Le magma peut ainsi pénétrer dans la lithosphère et s’épancher en surface. Ces colonnes de matériaux chauds sont fixes, ils ne se déplacent pas avec les plaques lithosphériques (Hawaii)

6.3 Les principales roches magmatiques 6.3.1 Classification critère minéralogique Le nom de la roche est fixé selon les parts relatives des minéraux majeurs la constituant. Cette abondance relative est mise en regard de la teneur en silice de la roche totale. Nous obtenons ainsi un graphique à deux axes, la silice étant sur l’abscisse critère géodynamique Le graphique introduit un troisimème axe : la profondeur de solidification des roches. Les roches magmatiques les plus courants :

• les granites (roche felsique), qui possèdent beaucoup de quartz et les deux types de feldspath. L’équivalent volcanique est la rhyolite, faite d’une pâte amorphe claire et souvent de quelques phénocristaux (cristallisé avant l’éruption) de feldspath et de quartz

• les diorites (roche intermédaire), qui n’ont pas assez de silice pour fomer du quartz en quantité importante, composées essentiellement de plagioclase et d’amphibole. Le terme volcanique est l’andésite : elle contient des phénocristaux d’amphibole ou de plagioclase dans une pâte microlithique gris clair.

• les gabbros (roche mafique) dépourvus (ohne) de quartz, constitués essentiellement de pyroxène, de plagioclases et d’olivine. L’équivalent volcanique est le basalte ; ce dernier est fait d’une pâte microlithique gris foncé contenant des phénocristaux de pyroxène ou d’olivine

• les gabbros (roche ultra-mafique) sont constituées presque exclusivement de silicates ferro – magnésiens (olivine et pyroxènes) ; les équivalents volcaniques sont rares.

6.3.2 détermination par les méthodes de terrain Si la roche est entièrement faite de minéraux visibles à l’œil nu ou la loupe => plutonique Si elle est faite d’une pâte vitreuse ou microcristallin ou vacuolaire => volcanique

7. Le cycle d’eau 7.1 Les réserves d’eau et leurs échanges Cycle de l’eau : réservoirs liés par des vecteurs de transfert de masse. Si l’on admet que la

volume d’eau accumulée V ne varie pas on peut calculer un temps de transit moyen T des molécules d’eau dans le réservoir. Q est le flux d’eau entrant = flux sortant L’inverse du temps de transit moyen donne le taux de renouvellement moyen de l’eau

= pourcentage d’eau récente apporté chaque année au réservoir. Mais Tt = variable pour les molécules d’eau, la valeur moyenne seule traduit mal la réalité (p.ex. lac Léman, Tt = 30 ans, mais eau à la surface seulement quelques années) Eau douce : 3% (77.2% glace, 22.4% souterrain ; lac, vapeur et cours d’eau = 0.04%) Eaux des océans : 97%

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7.2 L’atmosphère Atmosphère en qualité de réserve d’eau. Eau de l’atmosphère (Transmission) eau dans le sol

7.2.1 Le réservoir atmosphérique Le volume d’eau accumulée (vapeur, goulettes, cristaux) est faible par rapport aux autres réservoirs. Temps de transition = 0.3ans Les composants mineurs (CO2 = 0.03 %) jouent un rôle important. C’est le cas des composants à effet de serre que l’Homme a introduit artificiellement (CFC) ou dont il a augmenté massivement la concentration. L’effet de serre est naturel. Il maintient une température clémente à la surface de la Terre. Il provient du fait que les rayonnements dans le visible qui arrivent sur la Terre sont réfléchis vers l’atmosphère avec une grande quantité d’infrarouges. La basse atmosphère ne laisse pas échapper ce rayonnement et le renvoie vers la Terre et provoque un réchauffement, comme dans une serre. Ce sont surtout la vapeur d’eau, le méthane et le gaz carbonique qui sont responsable de ce rôle d’écran. L’augmentation anthropique des deux derniers entraîne a priori une accentuation du réchauffement. Augmentation du gaz carbonique : remise dans le circuit atmosphérique de grand quantité de carbone fossile qui était isolé des cycle géochimiques superficiels. Aussi un rôle important, mais moins connu, joue le méthane. Celui-ci a augmenté surtout depuis l’introduction massive de la culture du riz. La culture sous l’eau produit des conditions réductrices dans le sol qui minéralisent la matière organique sous forme de méthane. L’élevage intensif de bovins est également une source importante par leur déjection. CO2 décomposer par la photosynthèse. Modèle simulation prévoient une augmentation de la température de l’ordre de 2 degrés, fusion accentuée des calottes glaciaire et un relèvement du niveau des océans de quelques décimètres. 7.2.2 Les précipitations atmosphériques Il y a deux facteurs qui commende la répartition des précipitations.

7.2.2.1 Climats zonaux • zone tropicale humide (0° – 15°) : saisons peu marqué, précipitation abondants. • zone tropicale aride (15° - 35°) : désertique, grands écart de températures (jour – nuit) • zone subtropicale (35° - 40°) : méditerranée • zone tempérée (40° - 55°) : France, CH, température modéré, précipitation tout de long de l’année • zone boréale (55° 70°) : précipitation moins importants (neige) • zone polaire (70° - 90°) : froid et sèche

7.2.2.2 Phénomènes orographiques Chaîne de montagne joue un rôle important sur le climat. Augmentation de précipitation dans le relief. Effet orographique : les montagnes séparent quelquefois des zones sèche et humide.

7.2.2.2.1 Quantité de précipitation et altitude Plus l’altitude est grande, plus il y de la pluie (quantité dues à la durée de la précipitation) Pourquoi ? Parce que les reliefs forcent l’air à remonter, donc à se refroidir et à condenser. 7.2.2.2.2 L’effet de Foehn Lorsqu’une masse d’air rencontre une barrière montagneuse qu’il ne peut pas entourer, sa température diminue au fur et à mesure qu’il s’élève. Si l’air est initialement sec, sa température diminue d’environ 1.2°C / 100m. Après avoir passé la crête, l’air se réchauffe en descendant avec le même gradient de température. La température est donc la même à l’altitude égale de part et d’autre du relief montagneux. Si l’air ascendant est humide, la vapeur d’eau commence à condenser. Le versant au vent est ainsi fortement arrosé. Chaque molécule qui passe de l’état gazeux à l’état liquide apporte au milieu de l’énergie qui correspond à la chaleur latente de vaporisation. Il en résulte que la masse d’air et de goulettes d’eau se refroidit moins vite que de l’air sec. Ainsi, le gradient de température n’est plus que de 0.6°C / 100m. La remontée de l’air entraîne une baisse moins importante de la température que dans le cas précédent. De l’autre côté du relief montagneux, l’air plus sec suivra le gradient « normale » de 1.2°C/100m, et la température sur ce versant sera donc supérieur à la température à la même altitude sur le versant au vent.

7.2.3 Le fractionnement des précipitations au sol P = eaux des précipitations qui se fractionnent sur le sol. ETP = évaporation réelle : c’est la somme de l’évaporation physique et de la transpiration de la biomasse. I = infiltration : c’est la quantité d’eau qui s’infiltre dans le sol R = ruissellement : c’est l’excédent de la pluie qui dépasse la capacité d’évapotranspiration et d’infiltration ; eau ruisselle à la surface du sol. P = ETP + I + R Partition d’eau de surface

• substrat très peu perméable : infiltration pratiquement nulle, grands ruissellements avec réseau hydrographique serré.

• substrat très perméable : toute l’eau s’infiltre, pas de ruissellement donc pas de réseau hydrographique.

7.3 Les eaux de surface Des eaux des lacs, glacier, cours d’eau…) débit = Durchflussmenge

7.3.1 Les cours d’eau L’eau qui transite dans les ruisseaux, les rivières et les fleuves constitue ce que l’on appelle l’écoulement. Il est la somme de plusieurs composantes hydrologiques :

• Les eaux qui ruissellent sur la surface du bassin topographique

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• Les eaux de sources qui apparaissent à la surface de ce même bassin • Les eaux amenées artificiellement au cours d’eau (eaux usées, stations de pompage

des eaux souterraines, dérivations hydroélectriques…)

7.3.1.1 Les cours d’eau au cours du temps Lors de périodes pluvieuses, le débit augmente souvent brusquement puis redescend plus lentement, c’est un événement de crue (Hochwasser). A l’opposé des crues, après de longues sécheresses, le débit devient très faible ; cette situation s’appelle l’étiage. Les variations habituelles de débit dans une rivière, variations qui répondent aux conditions hydroclimatologique typique d’une année moyenne, définissent son régime d’écoulement. Il y a trois types :

• régime pluvial : événements de pluie, très variable • régime nival : fonte forte au printemps • régime glaciaire : fonte en été

7.3.1.2 Les cours d’eau dans l’espace L’écoulement est répartie en unités géographiques qu’on appelle bassins d’alimentations. Définition : Le bassin d’alimentation est le lieu des points du territoire dont les eaux parviennent au cours d’eau considéré. Pour la part de l’eau qui provient du ruissellement, le bassin est facilement identifiable : il correspond à la ligne de crêtes qui entoure le bassin : c’est le bassin topographique. La part de l’eau souterraine est plus difficile à connaître puisque ce n’est plus cette fois un problème de surface mais de volume ; l’eau souterraine circule de manière très complexe, passant d’une couche à une autre ; c’est la structure du sous-sol qui permet de déterminer ce second bassin : le bassin d’alimentation des eaux souterraines. (dans les cas ou le sous-sol est peu perméable, ces deux bassins sont presque confondus) Les cours d’eaux se réunissent qui forme le réseau hydrographique. La forme géométrique du réseau est souvent révélatrice de structures géologiques profondes, comme des failles ou des plis dans le substrat géologique.

Un réseau de fractures dans le substratum rocheux se marque dans la géométrie du réseau. Ces zones correspondent à des roches moins résistantes à l’altération et à l’érosion mécanique des cours d’eau. L’eau choisit de suivre ces zones de faiblesse. Il en va de même de couches tendres stratifiées et plissées (gefaltet) avec des couches plus dures. Le pendage détermine l’orientation des couches : le grand trait indique l’orientation de l’horizontale de la couche, le petit trait la direction de l’inclinaison maximum.

7.3.2 Les lacs Un lac régularise le débit d’une rivière.

7.3.2.1 Classification géologique La genèse du seuil d’un lac (Abflussschwelle) est liée à des phénomènes différents : Lac de barrage morainique La langue du glacier forme une moraine frontale. Lorsque le glacier se retire, si la moraine reste à l’érosion, un lac se forme derrière la moraine (cf. Rapperswil). Lac du surcreusement glaciaire Le profil en long d’une vallée glaciaire : Le fond est une succession de seuils (profil convexe) au droit des roches dures et de surcreusement (profil concave) dans les roches tendres. (grosse Aushöhlung) Lorsque le glacier d’une vallée disparaît, il laisse un grand lac, p.ex. le Lac Léman, Morat, Bienne, Neuchâtel. Lac de barrage par cône de déjection, glissement ou éboulement érosion des versants, obturation (Verschluss) du cours principal se fait. Il peut résulter des dépôts de débâcle d’un affluent. Il se forme un cône de déjection que la rivière principale n’arrive pas à dégager. L’eau s’accumule en amont, créant ainsi un lac peu profond. Le même résultat peut provenir d’un glissement de terrain ou d’un éboulement.

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Lac de barrage volcanique Dans le cas de laves assez fluides, une coulée issue d’un appareil volcanique situé sur un des versants d’un bassin peut se placer dans l’axe de la vallée principale et l’obturer définitivement une fois durcie. Lac de cratère volcanique En fin de phase d’activité, le cratère d’un volcan peut accumuler l’eau de pluie à la manière d’un grand pluviomètre, à condition que les parois soient intactes et le fond peu perméable. Lac tectonique Les lacs d’origine tectonique sont d’une autre taille. Ils occupent le fond de fossés d’effondrement, dans les zones de divergences de plaques au sein des continents. (Viktoriasee) 7.3.2.2 Classification thermique On sait en effet que l’eau douce a une densité maximale à 4° C. on définit trois types de lacs, selon leur écart à cette température particulière. Lacs polaires La température est toujours comprise entre 0° et 4° Leur température la plus basse est proche de la surface. Lacs tempérés Lacs de latitudes moyenne, la courbe des températures près de la surface croise l’axe des 4° C, alors que l’eau du fond est stable à environ 4°C Lacs tropicaux Ces lacs ont une température en surface qui ne descend pas au-dessous de 4°C.

Le comportement tropicale du Lac Léman : En été, l’épilimnion se réchauffe beaucoup. L’eau est très légère et flotte sur les eaux lourdes de la masse principale qui avoisine les 5°C. Le contraste de densité est tel qu’aucun mélange n’est possible entre les eaux de surface et du fond. Au cours de l’hiver, surtout quand il est bien froid, les eaux de surface atteignent la même température que l’hypolimnion. Les eaux bien oxygénées de la surface peuvent alors se mélanger avec celles de la grande masse sous l’action des vents. C’est l’unique apport possible en oxygène au fond du lac aurait tôt fait de consommer l’oxygène libre en solution dans l’eau pour se minéraliser. Une fois le stock d’oxygène est épuisé, il s’installerait une minéralisation anaérobie peu favorable à la vie lacustre. La qualité des eaux serait dégradée par la production de formes réduites du soufre (H2S), de l’azote (NH3) et du carbone (CH4)

7.3.3 Les glaciers

7.3.3.1 Classification géomorphologique des glaciers 4 types selon leur morphologie Glaciers de cirque Ce sont de petits appareils glaciaires qui se forment dans le creux de deux arêtes (Grat) rocheuse, et que l’on rencontre surtout sur les versants abrités (geschützt) du soleil. Ils ont une forme ramassée et une faible masse. Glaciers de vallée le glacier de cirque se poursuit par une langue de glace qui descend dans le fond de la vallée. (Aletschgleschter). Lorsque la langue se termine au haut d’une falaise (Klippe), on parle d’un glacier suspendu. Il se vidange (entleeren) alors parfois par la chute de grandes masses de glace dans la vallée principale. glacier régénéré : il se forme en pied de paroi par éboulement d’un glacier supérieur. La vitesse de déplacement des glaciers de vallée est variable. Les glaciers de vallées alpines avancent de 40 à 200 mètres par année en moyenne. Ceux de grandes vallées polaires sont à peu près dix fois plus rapides, par le fait qu’ils se jettent en général dans la mer et que la glace flotte ainsi dans la partie terminale de la langue. On peut observer parfois des accélérations très forts qu’on appelle crue. Glacier de piémont C’est un glacier de vallée qui débouche de la chaîne de montagne et s’étale sous la fome d’un large pied. Glacier de calotte (inlandsis) L’accumulation de neige dans le cœur des massifs montagneux en régions froides finit par former un chapeau de glace pus ou moins continu, de forme convexe assez régulière 7.3.3.2 Bilan hydrologique des glaciers

• zone d’accumulation : c’est la partie supérieur où les apports nivaux sont plus grands que les pertes par fonte et par sublimation. Dans les glaciers de vallée, il s’agit souvent de grands plateaux et du début de la langue.

• zone d’ablation : partie inférieur du glacier pour laquelle les pertes sont supérieures aux apports. C’est la partie basse de la langue des glaciers de vallées

Le bilan hydrologique pour un glacier entier s’obtient par la somme algébrique des volumes accumulés et des volumes exportés.

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Les années où le bilan est positif, on pourra observer un surélévement de la surface du glacier dans la zone d’accumulation. Ce n’est probablement que plusieurs années plus tard que la langue progressera, en raison de l’inertie souvent élevée des glaciers. Nous vivons actuellement la suite de la récession des glaciers qui a commencé au milieu du 19e siècle et qui résulte d’une majorité d’années déficitaires.

7.4 Les eaux souterraines Les eaux souterraines sont la ressource en eaux boisson sur la Terre. Pour revenir à la notion de cycle de l’eau, disons que la part des précipitations qui s’infiltre à travers un sol percole plus ou moins verticalement à travers des terrains non saturés contenant des vides (pores). Lorsque ces eaux rencontrent une couche très peu perméable, la percolation verticale est stoppée et l’eau s’accumule dans les pores de la roche pour former une zone saturée que l’on appelle nappe souterraine. L’eau de la nappe souterraine ne reste pas immobile. Elle circule selon de faible pentes vers les exutoires naturels (les sources) ou artificiels (les puits de pompage). Définitions : Aquifère : terrain contenant des vides connectés, de taille suffisante pour conduire des quantités importantes d’eau (terrain perméable), mais pas forcément en zone saturée. Nappe eau souterraine : partie saturée d’un aquifère.

7.4.1 Les formes de la porosité des terrains naturels Porosité d’interstices (A = sable, A’ = grès) Dans les terrains meubles récents ou dans certaines roches mal agrégées, il existe entre les particules du squelette minéral des espaces interstitiels. Si ces pores sont de petite taille ( - 0.1mm), ils peuvent contenir de l’eau si fortement fixée au squelette minéral qu’on arrive pas à l’extraire gravitairement (p.ex. argiles). Si ces pores sont grossiers et qu’ils communiquent entre eux, l’eau peut circuler dans ces vides (p.ex. sable, gravier, grès mal cimenté). Porosité de fissures (B) Les roches indurées, lorsqu’elles sont déformées par des poussées mécaniques, développent des cassures. Si elles sont légèrement ouvertes, de l’eau peut s’y infiltrer, s’y déplacer et s’y accumuler. Porosité karstique (C) Les eaux qui s’infiltrent dans les fissures de roches solubles ont tendance à les élargir. Dans le cas des calcaires, l’acidité de l’eau de percolation joue un rôle majeur dans la dissolution. Elle provient de la pluie (acides forts surtout anthropiques) et des sols (acides faible). Ces roches sont tellement perméables que les régions où elles affleurent sont dépourvues de rivière. Elles sont capable de conduire très rapidement de grandes quantités d’eau sur de longues distances. 7.4.2 Le captage des eaux souterraines captage de sources L’eau souterraine est saisie aux points d’émergence (Auftauchen) naturels de la nappe. Toutefois, il est nécessaire de prendre l’eau en amont de la zone sourcière proprement dite pour éviter le mélange avec des eaux des terrains superficiels qui sont incompatibles avec des eaux de consommation. Pour ce faire, on creuse des tranchées ou des galeries. captage par puits de pompage Lorsque il existe une nappe souterraine en profondeur mais que l’eau ne sort pas naturellement à la surface, on capte l’eau par des puits ou des forages. L’ouvrage pénètre ainsi artificiellement dans la nappe. On place dans les puits des parois munies d’orifices dont la taille est choisie pour laisser pénétrer l’eau tout en retenant le terrain aquifère. Parfois, on rencontre des nappes profondes où l’eau est en pression sous une couche étanche ; c’est ce que l’on appelle une nappe captive. Lorsque cette pression est suffisante pour que l’eau monte sans pompage à la surface, on parle d’une nappe artésienne. 7.4.3 L’effet du drainage et de l’irrigation drainage, abaissement du niveaux d’eau souterraine des aquifère superficiels. ça a deux effets :

• diminution de l’alimentation (Versorgung) naturelle des eaux souterraines plus profondes.

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• un nouvel exutoire (Ventil) d’une nappe souterraine qui alimente le marais (Moor) par le fond.

Figure : L’irrigation produit un effet inverse. Quantitativement, l’éventuel excès d’eau apporté aux champs réalimente la nappe souterraine si la base du sol est perméable. Sur le plan qualitatif, l’effet est souvent préjudiciable à l’eau : lessivage des nitrates du sol (indésirable dans les eaux de boisson), montée capillaire de sels dans les zones désertiques. 7.4.4 La gestion des eaux souterraines Une nappe souterraine peut être considéré comme deux manières :

• comme une réserve d’eau à exploiter tel un gisement de gravier ou minier

• comme une ressource renouvelable qui correspond à l’alimentation interannuelle moyenne de la nappe ; cette alimentation peut être naturelle ou artificielle.

Sous Sahara ou Mer Mort, nappe est utilisé pour l’irrigation, mais elle se renouvelle très peu et le bilan de l’exploitation est fortement déficitaire. conséquences :

• diminution progressive de la réserve disponible par abaissement du niveau de l’eau • tassement (Zusammensinken) des terrains pouvant atteindre plusieurs mètres • intrusion d’eau salée dans les aquifères côtiers

7.4.5 La protection des eaux souterraines Une mesure majeure de la protection consiste en la rédaction de cartes de protection. Le territoire est divisé en zones graduées allant de régions sans ressource notable à des zones à protection intégrale où la construction est interdite et où l’agriculture est sous contrôle.

7.5 Les eaux des mers et des océans En se limitant au mouvement des eaux, il est utile de décrire les grandes cellules convectives des océans. Elles sont gouvernées par les interactions complexes atmosphère – hydrosphère.

• La répartition zonale des climats et les directions dominantes des vents qui en résultent. • l’effet de la force de Coriolis sur les courants océanique • l’eau de la zone intertropicale est chaude (riche en plancton) • les eaux profondes et celles des régions polaires sont froides.

Le Gulfstream C’est un courant superficiel chaud qui amène les calories de la zone tropicale atlantique jusque loin dans le nord de Canada et de l’Europe. El Nino

L’image décrit par des numéros, les différentes étapes du processus. La partie du Pacifique qui est comprise entre l’équateur et le tropique du Capricorne est balayée par de puissants alizés (Passatwind) de direction SE – NW (1). Contre la côte sud – américaine, ils impliquent un courant ascensionnel S – N (3) dans l’océan qui fait remonter de l’eau froide, riche en oxygène, dans laquelle la faune peut s’épanouir. Le courant atmosphérique vers l’ouest (1) entraîne avec lui un courant océanique de même sens (2), qui retient les eaux chaudes du côté occidental de l’océan. A cette extrémité, la température élevée de l’eau produit des tempêtes tropicales (4) qui arrosent la Nouvelle Zélande, l’est de l’Australie et les Phillipines (5). Le côté reste à l’abri de ces fortes précipitations (6). Selon une périodicité variant entre 2 et 7 ans , ce schéma se déséquilibre. La haute pression américaine et la basse pression australienne s’inverse. Les alizés faiblissent (1). Il apparaît des vents contraires qui poussent l’eau chaude superficielle vers l’est (2). = El Nino. Avec ces eaux chaudes se déplacent les zones de forte évaporation (4) et les tempêtes tropicales qui donnent des précipitations catastrophiqes sur le Pérou et l’Equateur (5 et 6). Les courants faisant remonter des eaux profondes ne trouvent que des eaux chaude, car le thermocline s’est abaissé (3) ; ceci renforce le réchauffement de la côte américaine ; il en résulte une diminution de la teneur en oxygène de l’eau, ce qui a des conséquences importantes sur la biomasse marine.

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8. Le milieu sédimentaire continental Ici on traite le transport géologique sur les continents. Pour que le transport puisse se passer, il faut d’abord un processus d’érosion (préparation à l’érosion, c’est l’altération. cf. chap.13) Le matériel est transporté en forme des sédiments. Ce sont des amas (Anhäufung) généralmenet lâches de particules de taille et de natur diverse s’étant déposées après une phase de transport plus ou moins longue. Selon l’origine des particules, on distingue sur les continents trois classes de sédiments :

• les sédiments détritiques : particules solides provenant de la désagrégation de roches existantes. Elles ont classés selon la taille granulométrique.

• les sédiments biogènes : matériel consistant en une accumulation d’organismes végétaux et animaux. • les sédiments hydrochimiques : ce sont des précipités déposés à partir d’eaux sursaturées en sels minéraux.

Classification granulométrique des sédiments détritiques : Par tamisage et sédimentation, on mesure les poids respectifs des fractions granulométriques. La courbe décrit le pourcentage en poids des particules qui sont inférieur à une taille donnée. Les limites des classes ont celles du Unified Soil Classification System utilisées en géotechnique ; en pédologie, la borne supérieur des graviers est fixée à 20mm et la limite sable-limon (silt) à 0.05mm. Exemple des sédiments : A=gravier sableux alluvial, B=limon argileux lacustre, C=gravier sableux et limoneux morainique. 8.1 Généralités

8.1.1 L’érosion continentale Définition : L’érosion continentale consiste en la destruction des reliefs qui on t été créés par les différents processus géologiques. Elle comprend l’altération du matériel géologique, la désolidarisation d’une partie de ce matériel, son enlèvement et son transport. La composition et la structure de la roche, sa position dans le relief ainsi que les agents climatiques sont les facteurs clés de l’érosion. L’altération in situ et la fragmentation mécanique Facteurs : la pédogenèse (formations des sols) qui agit sur l’altération des minéraux et la fragmentation par les racines, les variations de température et de teneur en eau (gel). L’altération principale = altération superficielle. L’enlèvement et le transport Les parties peu solubles sont transportées essentiellement par le ruissellement et le vent, de manière discrète ou en masse lors des mouvements de versant. Les particules solubles sont déplacées sous forme ionique par les eaux continentales. On a d’abord une phase d’érosion très active avec des reliefs jeunes, au profil aigu. A la fin, on atteint un stade ultime que l’on appelle la pénéplaine, région aux reliefs totalement émoussés. La quantité de matériel enlevé par érosion dans une région donnée définit la dénudation. Elle s’exprime par l’épaisseur moyenne de matériel enlevé par année. L’érosion laisse souvent sur place un résidu meuble de la roche qu’on appelle éluvion. 8.1.2 La sédimentation continentale Le dépôt des particules résulte d’une diminution de la vitesse du fluide les déplaçant. Ce sont pour le transport dans l’eau :

• les parties internes des méandres (Schleife d’un fleuve) dans les plaines alluviales • les zones inondables lors des crues • les cônes de déjection • les lacs

8.2 L’environnement des versants (Hänge) La composante de leur poids qui est parallèle à la pente est le moteur mécanique de l’instabilité. La résistance au cisaillement du matériel géologique tend à s’opposer au mouvement vers le bas. Le déplacement le long des versants peut se faire selon plusieurs processus :

• chute verticale • glissement sur une surface de cisaillement • emportement par ruissellement sur le versant • emportement avec une avalanche

L’eau joue un rôle très important dans les mécanismes d’instabilité des versants, qu’elle soit superficielle ou souterraine.

8.2.1 Le transport particulaire

8.2.1.1 La formation des éboulis L’érosion torrentielle (Bärgbach) des vallées, mais aussi des entailles (Einschnitt) artificielles pour le passage de voies de communication en montagne, déterminent des ressauts et des falaises (Klippen) au droit de roches dures. Les fissures qui parcourent les roches, les joints entre les couches, permettent d’isoler des blocs de forme proche de parallélépipèdes. Lorsque ces joints ont tendance à s’ouvrir en raison des processus évoqués plus haut, ces éléments se détachent, tombent en pied de falaise et roulent sur la pente. Ils s’accumulent sous la forme d’un voile d’éboulis ou d’une série de cônes dont les sommets correspondent aux zones particulièrement instable de la falaise

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(figure). Les voiles d’éboulis présentent un granoclassement, les gros blocs, moins freinés dans leur transport, allant plus loin que les petits. Les éboulis se forme surtout dans des périodes de gel - dégel. Un voile d’éboulis est proche de la limite de stabilité. Lors de travaux qui tronquent (verstümmeln) une telle couche, l’ingénieur devra prévoir le soutènement (Stützmauer) du talus (Böschnung) amont (stromaufwärts) de sa fouille (Ausgrabungen) Ces formations sont très perméables. Elles masquent souvent le point de sortie des eaux d’un aquifère rocheux ; l’eau sort au pied de l’éboulis comme si celui-ci était l’aquifère principale alors qu’il n’est qu’un gisement (Vorkommen) secondaire. 8.2.1.2 La formation des colluvions Les roches tendre, altérables, ou les terrains meubles donnent lieu à des colluvionnements lorsque les versants sont arrosés de fortes pluies ou lors d’importantes fontes de neige. Les particules fines sont érodées et entraînées par la force de cisaillement dû à l’eau de ruissellement. Elles s’accumulent aux endroits où le versant marque une inflexion ou au pied de celui-ci (figure). Les colluvions sont des dépôts dans lesquels les sables et les limons dominent, avec un peu de matière organique. Ils sont très lâches, souvent gorgés d’eau et fluents, instables en fouilles.

8.2.2 Le transport en masse Il se rapporte à des terrains qui se désolidarisent du versant en paquets et d’une manière homogène.

8.2.2.1 Les éboulements Le phénomène décrit pour les éboulis peut se produire de manière plus massive avec la rupture en une fois d’un panneau entier de la falaise. Cette tendance est facilitée si, par érosion, le pied de la falaise est entaillé, mettant cette dernière en porte-à-faux. C’est le cas, si une couche tendre, sensible au gel, se situe sous la roche massive de la falaise. Les éboulements sont de taille très variable. Dans certains cas, de grande taille également, l’énergie cinétique est telle que les débris s’épandent sur plusieurs kilomètres. La masse en mouvement semble à s’écouler sur un coussin de poussière qui permet un freinage minimum. C’est ce qu’on appelle des écroulements (Bergsturz). 8.2.2.2 Le glissement de terrain Les glissements de terrain peuvent affecter (bewegen, treffen) les terrains meubles de couverture ou la partie rocheuse du versant. Le premier cas correspond à des masses peu cohérentes, plastiques et riches en eau souterraine. La surface de glissement qui est à leur base est souvent bien individualisée. Elle correspond parfois au contact avec la roche en place. Lorsqu’elle est contenue dans les terrains de couverture eux-mêmes, elle est de forme plus ou moins circulaire (figure). Elle est particulièrement plastique et peut présenter des stries (Rillen) de glissement. Dans le second cas, le déplacement se fait sur une surface de glissement qui correspond à une direction de faiblesse du massif rocheux (joint de stratification, fractures). La surface de cisaillement présente des propriétés particulièrement faibles, à la faveur de lits argileux plastiques. Un cas typique est le glissement couche sur couche qui affecte les roches sédimentaires argileuses, comme la molasse par exemple (figure). Figure : Glissement couche sur couche dans la molasse à charbon de Belmont (1990). L’entaille (Einschnitt) du banc de grès pour élargir le chemin est très probablement la cause du mouvement rapide de tout le versant jusqu’à la crête. Les affaissements (Sackungen) : Ils se caractérisent par une surface de rupture en général circulaire, de forte inclinaison. Dans les chaînes de montagnes, ils peuvent affecter un versant entier et posséder plusieurs centaines de mètres d’épaisseur. Dans ces cas, ils peuvent affecter des constructions souterraines qui traversent la surface de cisaillement et conduire parfois à l’abandon d’ouvrages importants si les déplacements sont assez rapides.

8.2.2.3 Les coulées de boue Quand le matériel instable devient de plus en plus riche en eau, on observe des mouvements de type « coulée ». On entend par là du matériel plus mobile que dans le cas de glissements de terrain. La langue est plus allongée et son épaisseur de quelques mètres au maximum. On en distingue deux sortes, selon le type de matériel en mouvement :

• matériel à composante argileuse : ce sont des coulées plastiques dites coulées boueuses ou coulée de terrain, dont les vitesses de propagation sont nettement supérieur aux glissement banaux. Inférieur à 10m/s.

• matériel peu cohésif : ce sont des coulées plus liquides et par conséquent beaucoup plus rapides. Elles peuvent dépasser 10m/s. Le matériel doit être pauvre en argile et contenir une proportion notable de la fraction limon et sable. Des blocs de grande taille sont facilement emportés dans ce transport. (Brig, Saltina)

Il n’y a pas de limite entre eux, les laves torrentielles (Murgang) représente le cas le plus courant. Parfois, la coulée est précédée de l’obturation du lit du torrent par un obstacle, par exemple un glissement de terrain. C’est ce que l’on appelle l’embâcle. Elle est suivie d’une brutale rupture du barrage qui conduit à une croissance démesurée du débit et la mise en liquidité des matériaux. On appelle cette deuxième phase la débâcle. C’est un exemple de couplage de phénomènes, tel qu’on observe souvent dans les catastrophes en régions de montagne. Il arrive que la coulée se produise à l’extérieur du réseau hydrographique. Ce sont les ovailles (Hangmur). Le matériel superficiel est emporté à la suite d’une mise en charge hydrogéologique par dessous (Gondo).

8.3 Environnement alluvilal Bases physiques sur le transport des particules dans les rivières.

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8.3.1 Le transport solide en rivières Il existe trois formes de transport de matière dans un cours d’eau (figure)

• transport par reptation (Kriechen) ou rotation : les particules de gros diamètre restent en contact avec le lit. La force de cisaillement de l’eau au contact avec le lit déplace les élément en les faisant rouler ou en les faisant glisser.

• transport par saltation : les particules plus petites décollent temporairement du fond par des composantes ascensionnelles locales de la force de cisaillement de l’eau ou suite à la collision avec des particules du fond.

• transport en suspension : les particules plus petites encore, et surtout celles de forme feuilletées comme les micas ou les argiles, restent en permanence dans la masse d’eau en suivant les différents filets de courant. Leur poids est négligeable devant les forces qui les maintiennent en suspension.

La masse par unité de temps transportée par une rivière selon ces trois processus s’appelle le débit solide. Le profil en long d’un cours d’eau (figure) de sa source à son embouchure (Mündung), tend vers une forme parabolique si le cours est en équilibre et si le substrat géologique est homogène. Dans ce cas idéal, la partie haute est le siège de l’érosion, la partie basse de l’alluvionnement. Figure : Les fonctions d’érosion et de dépôt des particules dans un cours d’eau, selon Hjulström 1939. Courbe A : fonction d’érosion du lit. Courbe B : fonction de dépôt. Exemple de 3 particules : une particule de diamètre de 20 mm a besoin d’un courant de 150 cm/s pour l’arracher du lit et elle se redépose si la vitesse descend au-dessous de 110 cm/s ; 40 cm/s suffisent à soulever une particule de 2 mm et elle se redépose à 15 cm/s en revanche, une particule argileuse de 2 µm possède une telle cohésion qu’il faut 100 cm/s pour la désolidariser du lit ; la vitesse doit devenir pratiquement nulle pour qu’elle se redépose. Figure : Profil d’un cours d’eau. Effet de modifications du niveau de base. Temps 1 : état initial ; la rivière est en équilibre ; elle érode dans la partie haute de son cours et sédimente dans la partie basse. Temps 2 : abaissement du niveau de base (par exemple par rupture d’un barrage naturel à l’aval du lac ; la rivière érode plus activement son cours depuis l’aval (flussabwärts) vers l’amont (érosion régressive) ; les sédiments 1 sont érodés et il se forme une nouvelle plaine alluvial plus basse (sédiment 2). Temps 3 : rehaussement du niveau de base (par exemple vallée à nouveau barrée en aval du lac) ; le lit de la rivière se remplit des apports sédimentaires 3 ; une plaine alluvial plus haute est constitué. 8.3.2 Les zones d’érosion torrentielle Les vallées ont un profil de forme de V (figure). Elle agit au gré (nach Belieben) de la résistance des roches : les roches dures donnent des falaises relayées (abgelöst) par des vires au droit des roches tendres. Figure : Le profil en V causé par l’érosion torrentiel. Les roches dures et massives donnent des falaises, les roches altérables des vires. 8.3.3 Les zones d’alluvionnement Partie inférieure aux bassins, vitesse moins grande, dépôt des alluvions.

8.3.3.1 La plaine alluviale Dans un méandre, on observe une répartition hétérogène des vitesses de l’eau (figure toute à droite). A l’extérieur du virage, l’eau est en écoulement rapide proche du laminaire (blättrig) ; par la force centrifuge, l’eau érode la rive, creusant le fond du lit ; ainsi, ce dernier freine peu l’écoulement. A l’intérieur du virage, il se produit des turbulences qui réduisent la vitesse moyenne et qui tendent à déposer les matériaux solides charriés (führen) ; C’est pourquoi un méandre (fleuve Schleife) peut évoluer que par un nouveau creusement vers l’extérieur. Il érode du matériel d’un côté et le déplace de l’autre côté. C’est ainsi qu’évolue une plaine alluviale. Par ce phénomène de déplacement des méandres, il arrive que deux boucles finissent par se rejoindre. La rivière choisit le chemin le plus direct. On dit alors qu’il y a capture. Les sédiments alluviaux sont un complexe de dépôt graveleux et sableux discontinus (figure). Ils sont chenalisés (Fahrrinne), c’est à dire qu’ils ont la forme des divagations (Wirrwarr) de la rivière. En coupe perpendiculaire à l’axe de la vallée, ils apparaissent comme des lentilles avec des stratifications souvent obliques. Entre ces dépôts graveleux accumulés dans l’ancien lit du courant, on rencontre des couches plus continues de sable fin et de limons qui correspondent aux épisodes d’inondation de la plaine lors des crues. L’ingénieur devra se méfier de ces sédiments chenalisés qui peuvent offrir des qualités techniques très changeantes sur de petites distances. Ceci est vrai autant pour l’agronomie que les fondations d’ouvrages.

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Les terrains gravelo-sableux des plaines alluviales contiennent des eaux souterraines en grande quantité, fortement exploitées pour l’alimentation en eaux de boisson. Ils constituent aussi une excellente ressource pour l’industrie des graviers. 8.3.3.2 Les cônes de déjection Lorsqu’un affluent (Nebenfluss) débouche de sa vallée avant d’arriver dans la plaine alluviale, il subit une rapide diminution de la vitesse du fait de la réduction de la pente. Les particules qu’il transporte se déposent en une zone d’épandage (Rieselfelder) qu’on appelle le cône de déjection (figure). Le régime d’alluvionnement est beaucoup plus discontinu que dans la rivière principale. Le matériel qui forme les cônes de déjection est de granulométrie mal triée (aussortiert), en couches discontinues et obliques. Les éléments sont moins arrondis que dans les alluvions de la plaine.

8.4 Environnement lacustre Les sédiments lacustres changent tout à tout selon la distance de l’embouchure (Mündung). Forme de sédimentation = delta.

8.4.1 Les deltas Ils dépendent du rapport de la densité de l’eau.

8.4.1.1 Les types de deltas Densité du fleuve = densité du lac : Les eaux de fleuve collisionnent de plein fouet (mit voller Wucht) les eaux du lac. La chute de vitesse est brutale et les dépôts se font sur une très courte distance. Densité du fleuve > densité du lac : Dans ce cas, les eaux du fleuve s’enfoncent sous les eaux du lac, au contact du delta. Il peut en résulter un véritable chenal sous-lacustre qui amène les eaux pratiquement sans mélange sur plusieurs kilomètres au large de la côte. Densité du fleuve < densité du lac (ou de la mer) : Cette fois, les eaux du fleuve coulent à la surface du bassin récepteur. Par le freinage progressif, les particules sont alluvionnées sur une longue zone au devant du delta. Les particules fines en suspension peuvent se disperser très loin avant de se déposer. 8.4.1.2 La structure sédimentaire des deltas Le profil en long sur lequel on distingue 3 zones : • La série sommitale : couche de matériel

horizontale. • La série de progradation : les couches de graviers

et les sables sont fortement inclinées vers le lac. • les dépôts de fond : les particules en suspension

(sable fins, limon, argiles) en couches minces.

8.4.2 Les fosses (Graben) lacustres Sédiments, loin de l’embouchure, dont il y a deux origines différentes :

• Sédiments détritiques : prolongation des dépôts de fond, les grains sont arragnés en une succession millimétrique de cycles sédimentaires sables-limons-argiles.

• Sédiments biogène : Dans les lacs « chaudes » il se dépose dans le fond de la dépression (Senke) des vases (Schlamm) carbonatées très meubles qu’on appelle craie lacustre (proviennent des organismes).

Ces séries lacustres sont des terrains de très mauvaise qualité pour les fondations d’ouvrages. Ils sont fortement compressibles. Ils deviennent même plastiques si la part d’argile est importante. Les dépôts lacustres fins donnent lieu à des glissements de terrain.

8.5 Environnement palustre (sumpfartig) Une région est dite marécageuse (sumpfig) lorsqu’elle est en permanence ou très souvent inondée, à tel point qu’une végétation spécifique s’y installe. Il s’y forme des dépôts de tourbe (Torf) faits de restes végétaux généralement peu décomposées en raison d’un milieu anaérobie.

8.5.1 Les marais de fond de depression Lorsque de l’eau de surface converge vers une dépression (Senkung) imperméable, dont la pente est insuffisante pour évacuer cette eau, il se forme un marais à peu près horizontal au fond de la dépression (figure). Les plantes hygrophiles colonisent le plan d’eau. Lorsque ces plantes meurent, elles remplissent le lac

en formant la tourbe. Si le processus reste la = bas-marais. Si une végétation palustre augmente = haut-marais.

8.5.2 Les marais de sources En aval d’une source pérenne (fortdauernd), il apparaît localement un marais en plein versant qu’on appelle parfois marais pentu. Il se développe ainsi un plaquage de tourbe dans toute la zone inondée en permanence. 8.5.3 L’assainissement des marais On a dans le siècle précédent corriger des cours d’eau naturel et on a drainé des marais. On a constaté que le sol des régions drainées progressivement s’enfoncer (einsinken). Il est intéressant d’étudier les raisons de ce tassement des terrains. Deux causes convergent vers le même symptôme. Minéralisation de la tourbe La mise en place de drains abaisse le niveau de l’eau souterraine. Les pores (initialement occupé de l’eau) contiennent maintenant de l’air. D’un milieu anaérobie qui préserve (schützen) la tourbe, on passe à un milieu aérobie dans lequel les

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processus de minéralisation biochimique sont très efficaces. De cette manière, la tourbe disparaît en se transformant en gaz et en liquide. Le tassement Les fibres de tourbe (saturée) subissent la poussée d’Archimède. En drainant la tourbe, la poussée d’Archimède est supprimée (Ex.8.2). Il en résulte une compaction et un abaissement de la surface du sol. Lorsqu’on veut construire un ouvrage en zone marécageuse, on aura intérêt à réaliser des fondations sur pieux. (EPFL) Si des remblais (Aufschüttungen) doivent être construits, il faudra les mettre en place plusieurs années à l’avance pour que le tassement de la tourbe soit pratiquement achevé (beendet) lors de la construction de l’ouvrage. 8.5.4 L’exploitation de la tourbe La tourbe était dans le temps le seul combustible ménager pour beaucoup de régions.

8.6 Environnements boréal (nördlich) et polaire Environnement situé au delà 55° latitude et haute montagnes.

8.6.1 Les régions glaciaires Les dépôts glaciaires (deux groupes) : Les formations glaciaires, c’est à dire celles qui sont en contact avec la glace, et les formations péri-glaciaires, qui sont à la périphérie des glaciers.

8.6.1.1 Les formations glaciaires La différence fondamentale entre un dépôt d’origine glaciaire et un sédiment détritique alluvionnaire est la présence d’éléments de toutes tailles, de forme bien différente d’une sphère ; la structure sédimentaire est mal organisée. On distingue :

• La moraine superficielle qui correspond aux blocs et débris accumulés à la surface du glacier ; les bloc ératiques sont les plus gros d’entre eux.

• La moraine bordière qui comprend les moraines latérales et la moraine frontale ; ce sont des accumulations en forme de crête, faites de blocs mélangés à une matrice fine plus ou moins abondante.

• La moraine de fond est une fine mouture (Mahlung) de cisaillement à la base du glacier, contenant des galets et des blocs souvent striés (gerillt) ; cette moraine est fortement compactée par le poids de la glace ; elle repose sur la roches plie et striée par le ripage des blocs de la moraine.

Les moraines abandonnées au retrait des grandes glaciations sont dans la plupart des cas des terrains de fondation d’assez bonne qualité. Il faut prendre garde toutefois à leur teneur en argile et à la présence d’eau souterraine. 8.6.1.2 Les formations péri (drum herum)-glaciaires

8.6.1.2.1 Les alluvions fluvio-glaciaires Deux différences majeures doivent être signalées • Les éléments transportés par l’eau n’ont pas eu le temps d’être usés et arrondis comme dans

les alluvions • les sédiments sont parfois déposés sur de la glace morte ; on note à la fusion de la glace des

figures de basculement des couches, des failles des plis… Les formations fluvio-glaciaires abandonnées par les glaciers sont de bons terrains de fondation et de bon aquifères. 8.6.1.2.2 Les dépôts glacio-lacustre La langue d’une glace aboutit quelquefois dans un lac. Il se forme un delta au front du glacier. On observe deux différences notables avec ce dernier environnement : • La présence de galets pris entre les fines stratifications cycliques ; il s’agit de « dropstones »,

c’est à dire de galets tombés, largués (abhängen) par les icebergs qui flottent dans le lac avec des plaquages de moraine collée à la glace.

• L’absence ou la rareté de restes de faunes ou de flores due au climat très froid Les sédiments glacio-lacustres fins ont de piètres (armselig) qualités de fondation, pour les mêmes raisons que le lacustre. 8.6.1.2.3 Les glaciers rocheux Terrains gelés en permanence (Permafrost). Il s’agit de roche gelée dans laquelle les fissures sont occupées par de la glace comme on l’a observé lors du percement du tunnel du métro des neiges de Saas-Fee. Il s’agit également de terrains quaternaires constitués d’amas de blocs et de débris emballés dans la glace. Cette dernière confère à la masse une plasticité qui la fait fluer dans le versant, à l’image d’une langue glaciaire. On appelle ces masses des glaciers rocheux. Il se déplacent beaucoup plus lentement que les vrais glaciers : quelques décimètres par an. 8.6.1.2.4 La solifluxion Si le terrain superficiel dégèle alors que le fond du sol est encore gelé, l’eau ne peut pas s’évacuer par infiltration. Il se gorge d’eau, devient une pâte très liquide et se met à fluer le long de la pente sous la forme de guirlandes de taille métrique : c’est la solifluxion. Le sol toundra constitue une sorte d’enveloppe « tissée » (gewebt) qui contient et retient la masse fluide à la manière d’une poche.

8.6.2 Les régions non englacées Plus on s‘enfonce, plus ces variations de températures du aux saisons, deviennent faibles. Si l’on dessine sur un profil vertical la variation de température en fonction de la profondeur

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pour la saison la plus chaude et la plus froide, on voit que les courbes, très distantes en surface, se rejoignent à une certaine cote (figure). Cette couche superficielle qui est de l’ordre d’une dizaine de mètres s’appelle la zone d’hétérothermie. Au-dessous, la température n’est plus sensible aux variations saisonnières. C’est la zone d’homothermie. La température suit le gradient géothermique. Les variations de température en profondeur dans les zones boréales et polaires suivent le même schéma. Elles offrent cependant la particularité de températures inférieures à 0°C. Ainsi, ces régions peuvent être dépourvues (ohne) de glaciers en surface sans pour autant être privées de glace. Au lieu de former des accumulations pérennes (fortdauernde) en surface, elle occupe une partie du sous-sol : c’est le pergélisol (Permafrost), couche où l’eau est gelée en permanence. L’épaisseur du pergélisol peut atteindre plusieurs centaines de mètres, par exemple dans les régions très froides de Sibérie. En zones plus tempérées, il s’amincit (wird dünner) et devient finalement discontinu. La partie supérieure de la zone d’hétérothermie fond en été. On appelle le mollisol, en raison de sa mollesse due à sa forte teneur en eau. En effet, les pores gelés du pergélisol confèrent (verleihen) une étanchéité (Undurchlässigkeit) presque parfaite. L’eau de fonte de la partie supérieure du sol ne peut s’infiltrer. Cette particularité donne à ces régions des formes de terrain très caractéristiques comme les sols polygonaux. Les travaux de génie civil sont très délicats (heikel) dans ces zones. Le mollisol ne possède pratiquement aucune capacité portante. Les chaussées se fissurent. Lors du regel, il se produit des soulèvements par la formation de lentilles de glace. Toutes les canalisations sont construites hors-sol pour contrôler d’éventuels cisaillements. On fonde les bâtiments sur pieux jusqu’au pergélisol. On laisse sous la maison un vide qui garantit que l’anomalie thermique de la maison ne fluidifie pas la zone de fondation. Figure à gauche : Quelques morphologies typiques des sols polaires. Schéma et photo A : un coin de glace qui s’enfonce dans le pergélisol. Photo B : Les sols polygonaux. La taille des polygones est en général décamétrique. Figure à droite : Exemples de modes de construction en région à pergélisol. A : Les immeubles doivent être construits sur pieux fondés dans le pergélisol ; on laisse une couche d’air entre le sol et l’immeuble pour éviter le réchauffement de la fondation. B : pieux thermique : le pieu est fait d’un cylindrique métallique rempli de sable ; il est muni en surface d’un échangeur thermique que l0on peut déconnecter ; en hiver, l’échangeur devient très froid et refroidit par conduction l’environnement du pieu ; en été, l’échangeur est déconnecté ; la température très basse autour du pieu fait que ce dernier reste dans une enveloppe gelée tout au long de l’année, ce qui garantit une meilleure stabilité ; ce système a été utilisée pour l’oléoduc Trans-Alaska. C : construction des routes sur un remblai (Damm, Aufschüttung) de matériel non gélif ; ceci permet de faire remonter la limite mollisol-pergélisol sous la route.

8.7 Environnement désertique La zone où la couverture végétale est absente. Ici sont traités des déserts chauds.

8.7.1 L’érosion éolienne et le transport proche du sol C’est l’air qui est le vecteur de particules. La densité de l’air a une influence sur sa capacité portante, ce qui est une différence pour l’érosion de l’eau. L’ablation (Entfernung) éolienne (ou déflation) d’un sol fait d’un mélange de galets (Kieselstein) et de sable donne lieu par ségrégation à une couverture caillouteuse (steinig) continue qui protège les éléments plus fins en profondeur et qui aboutit (führen) aux déserts de cailloux. Sur la face au vent, peu inclinée, l’air est en écoulement laminaire à grande vitesse. La force de cisaillement emporte les grains et les fait monter jusqu’à la crête. Une fois celle-ci passée, l’abaissement brutal de la surface provoque un écoulement tourbillonnaire (umherwirbeln). Les vitesses chutent et les particules se déposent au pied aval de la dune, pratiquement selon leur angle de stabilité statique dans l’air (environ 30

degrés). Ainsi, la dune se déplace avec le vent. Les strates qui composent la dune ne sont qu’une succession de couches inclinées qui sont les reliques des anciens versants sous le vent. Figure toute à droite : La genèse des déserts de cailloux. Figure à gauche : Erosion éolienne par reptation et saltation. Les rochers sont érodés surtout à la base. Figure si dessous : Structure interne d’une dune éolienne.

8.7.2 Le transport en suspension Les particules en suspension peuvent atteindre des altitudes considérables. Lorsqu’il souffle fort et que la surface du sol est très chaude, des particules de quelques microns atteignent 10 à 15 km d’altitude. Elles sont alors transportées sur plus de 1000 km avant de retomber dans des masses d’air plus froides.

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Durant les périodes glaciaires, le climat était peu favorable à la croissance de la végétation. L’érosion éolienne a été très efficace dans ces zones dépourvues de sol. Elle a créé à leur périphérie des dépôts de sable et de limons sur des épaisseurs considérables que l’on appelle loess. 8.7.3 L’eau dans les déserts Précipitation faible, évaporation importante. Des pluies violentes pluies donnent naissance à des fleuves temporaires. Les eaux chargées de sels minéraux s’évaporent à peine arrivées au niveau du sol, abandonnant leurs ions par précipitation. Quand ils ont des sulfates, il se fait la rose de sable (gypse). 8.7.4 Les mesures de protection • pour stopper l’avancement d’une dune, il faut stabiliser

la surface au vent par un recouvrement (végétation, bitume)

• pour détruire une grande dune, on la fractionne en ne recouvrant que des segments de sa face au vent, comme évoqué plus haut ; la grande dune évoluera en une série de petites dunes qui seront traitées à leur tour

• pour déposer les sables avant le site, on utilise le même procédé que chez nous avec la neige, en disposant des clayonnages (Flechtwerk) qui créent une turbulence derrière l’obstacle et entraînant le dépôt.

• on donne à une route un léger dévers contre le vent dominant pour éviter le dépôt de sable sur la route.

9. Le milieu sédimentaire océanique Le milieu océanique est le réceptacle général de toutes les matière provenant de l’érosion des terres et transportées par les eaux. Le transport de matière vers l’océan provenant de roches diverses se résume à deux processus différents.

• le flux de matière en solution dans l’eau : principalement les ions : Ca, Mg, Na, K, HCO3, SO4, Cl.

• le flux de matière détritique, en transport solide : correspond aux débris de roches peu soluble (silicates)

Figure : Les flux de matière vers les océans, exemple de la dégradation d’une roche magmatique. Trois classes de sédiments océaniques qui forment les roches sédimentaires en général :

• les sédiments détritiques, aussi abondamment dans le milieu sédimentaire continental. • les sédiments biogènes, dans lesquels le vivant est à l’origine de la

sédimentation. • les sédiments hydrochimiques issus d’une précipitation physico-chimique des

sels contenus dans l’eau de mer. Le milieu océanique est hétérogène (lignes de côte). Pour le traiter complètement, nous décomposons le milieu de manière simplifiée en deux ensembles : D’une part la marge (Spielraum) continentale et d’autre part le glacis et les plaines abyssales (Tiefseezone). Il y a lieu de distinguer dans le profil-type allant du continent au fond des mers deux situations bien différentes :

• Les régions à fort apport détritique dans lesquelles une plate-forme de débris très meuble s’étendent sur de grandes distances vers le large, suivie d’un talus (Geröll) marqué qui rejoint le glacis. (figure : ensemble morphologique : cas de la sédimentation détritique dominante)

• les régions à faible apport détritique mais à intense activité biogène où la marge continentale rejoint progressivement le glacis (figure : ensemble morphologique : cas de la sédimentation biogène dominante) zone photique : lumière solaire est encore abondant.

9.1 La marge continentale C’est la zone de transition entre la côte et le glacis. La colonne d’eau est comprise entre 0 et 2000 m environ. L’étendue de la marge est de quelques dizaines – centaine de km. La zone de l’érosion des côtes et le réceptacle des sédiments. Elle est aussi un écosystème.

9.1.1 La sédimentation détritique Les débris subissent des effets du mouvement de l’eau (vagues marées) à la côte. Les particules sont usés et sont triés par classe granulométrique et de densité (structure de la sédimentation)

9.1.1.1 L’effet des vagues Les Vague sont des déplacements circulaires des molécules d’eau, dus à l’effet cisaillant de vent. Loin du rivage, où à la profondeur de l’eau est de quelques dizaines de mètres, les trajectoires sont pratiquement des cercles. (Figure : Illustration le mouvement des vagues).

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Loin de la côte : L’amplitude de l’oscillation de l’eau diminue avec la profondeur. Au fond, aucun effet de cisaillement ne se fait sentir. Plus près de la côte, on voit l’oscillation de l’eau atteindre le fond. Les trajectoires deviennent des ellipses à grand axe horizontal. Au fond : Les sédiments (sable) sont animés du mouvement et forment des dunes parallèles aux vagues. Lorsque l’eau arrive sur la plage, les vagues deviennent déferlantes (Brechung). Les trajectoires ne sont plus elliptiques. L’effort de cisaillement emporte une partie des particules du fond sur la plage puis les ramènent (= forte usure des grains). L’impact des vagues attaque également les côtes rocheuses. Des falaises (Klippe) forment par le travail de sape (Unterspülung) des vagues presque toujours au même niveau, entraînant une entaille (Einschnitt) linéaire. La roche située au-dessus de ce niveau est en position de porte-à-faux. Périodiquement, la paroi s’éboule (einstürzen) à la faveur de fissures verticales, donnant lieu au retrait de la falaise. (Figure : érosion côtière en falaises) Il en résulte un fond rocheux de la plage, presque plat, qu’on appelle la beine. Les blocs éboulés sont vite déplacés par les vagues durant les tempêtes. Ils sont ainsi fragmenté et se mélangent aux particules amenées par les vagues. Cette force des vagues est spectaculaire, la côte française de la Manche a reculé environ 2 km depuis l’époque romaine (= 1 m/an). Les navires abîmés sur la beine, sont mis en pièce très vite. Il arrive souvent que le vent ne soit pas perpendiculaire à la côte (figure à droite). Chaque impact sur la plage fait effectuer une translation à l’eau et aux sédiments charriés. Il en résulte un courant côtier. Les sédiments sont transportés le long de la côte. Des déplacements progressifs d’embouchures de fleuves sont observés. Dans les régions où cette obliquité est systématique, on observe une translation de grande ampleur de sédiments. Il apparaît des barres de sables contre et à l’arrière des obstacles. Le courant passe de laminaire (walzen) à turbulent, ce qui provoque le dépôt des sédiments. (Figures au-dessous)

Lorsque un front de vagues arrive contre un tel rivage (Strand, Küste), on observe une réfraction (Brechung) des rais d’ondes de vagues et une focalisation vers les promontoires (Kaps), en raison des hauts-fonds (faible profondeur) situés au droit des caps. Les vagues ainsi freinées s’incurvent. Toutefois elles ne s’incurves pas suffisamment pour que les vecteurs vitesse soient normaux aux côtés du cap. Les débris issus de l’érosion concentrée migrent vers les criques (Bucht). On a ici un mécanisme qui devrait tendre théoriquement vers une évolution rectiligne de la forme des rivages. Dans les faits, il est souvent insuffisamment efficace en regard de la grande différence de dureté de certaines roches.

9.1.1.2 L’effet de la marée Dans certaines régions des côtes océaniques, la marée donne lieu à des variations importantes du niveau de la mer. Terme de marée : La déformation que subit la Terre sous l’effet de l’attraction exercée sur elle par les corps célestes (Gestirne). La Lune a l’effet le plus fort, suivi par le Soleil (2.4 fois moins grand). Par rotation de la Terre, les zones attractives fortes et faibles changent toujours. Déformations visibles surtout dans le eaux océaniques, mais elles existent aussi dans les roches. Pour comprendre le phénomène des marées océaniques, il faut considérer des champs de forces, qui agissent sur la Terre. Forces centrifuges de la révolution du système Terre – Lune La Terre et la lune peuvent être considérées comme un système possédant un centre de masse (C) (ce système fait une révolution en 27.3 jours). Examinons le couple Terre – Lune dans le plan de sa révolution (figure). Identifions sur la Terre un point quelconque P. Considérons ce que devient le segment PT qui le relie au centre de la Terre au cours de la révolution. En passant de la position 1 à la position 2, le segment PT garde la même orientation par rapport à l’univers, car la Terre ne tourne pas sur elle même. Le centre de la Terre a parcouru un arc de cercle de rayon R = CT, soit la distance du centre de la Terre au centroïde de révolution. Le point P, par l’invariance de l’orientation du segment PT décrit un même arc de cercle. En passant de la position 2 à la position 3, ces deux trajectoires circulaires se poursuivent. En arrivant à nouveau à la position 1, les deux cercles identiques sont bouclés (Kreis geschlossen)

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Qu’en est-il de la force centrifuge ? Nous savons que la force centrifuge d’une masse décrivant une trajectoire circulaire passe par le centre du cercle. En position 1 du système, la force centrifuge au centre de la Terre est dans l’axe Terre – Lune. Au point P, elle est identique en direction et en intensité. On peut répéter l’expérience avec n’importe quel point de la Terre : la force centrifuge est la même partout. En position 2, la force centrifuge en tout point est orientée dans la nouvelle direction de l’axe T-L, et ainsi de suite. Forces d’attraction de la Lune Dans le cas des marées lunaires, on peut tracer sur un profil perpendiculaire au plan de révolution de la Lune passant par les centres les vecteurs force d’attraction exercé par la Lune sur des masses élémentaires disposées à l’intérieur et à la surface de la Terre. Ce sont des vecteurs légèrement convergents visant le centre de la Lune. Leur intensité n’est pas tout à fait égale, bien que la distance Terre – Lune soit bien supérieur au rayon de la Terre. (Figure : les forces centrifuges de la révolution du système Terre – Lune, les forces d’attraction et leur résultante.) Résultante Voyons sur le plan perpendiculaire à la trajectoire de la Lune la résultante de deux types de forces. Le centre de la Terre est le seul point où la force de gravité est parfaitement égale et opposée à la force centrifuge. Dans les régions proches des pôles, les forces centrifuges et de gravité sont environ tangentielles ; elles sont opposées tout en étant légèrement obliques. La résultante est une petite force qui tend à amener la matière vers le plan de révolution passant par les centres. Dans la région proche de l’équateur placée du côté de la Lune, les deux forces sont parallèles mais opposées. La force d’attraction est la plus forte. La résultante est une force tournée contre la Lune. Elle a tendance à concentrer l’eau océanique vers cette région et à rehausser le niveau de l’eau, faisant un premier « ventre ». Dans la région opposée, ce sont les forces centrifuges qui surpassent les forces d’attraction. La résultante est cette fois tournée dans un sens opposé à la Lune. Elle conduit aussi à une migration des eaux vers cette zone ; c’est un second « ventre ».

Dans les régions équatoriales situées en avant et en arrière de la figure, les forces sont tangentielles comme dans le cas des régions polaires. Les eaux vont migrer vers les deux ventres. Le niveau d’eau est donc bas. Si maintenant nous faisons tourner la Terre sur elle-même, on voit qu’un point proche de l’équateur passe par deux marées hautes et deux marées basses un jour. (Flut = flux ou flot, Ebbe = reflux ou jusant) L’amplitude des marées varie avec le temps et la position géographique. Avec le temps d’abord, l’amplitude va croître quand la marée solaire s’ajoute à la marée lunaire, c’est-à-dire quand les corps sont en syzygie, que ce soit lors de la pleine Lune (opposition) ou de la nouvelle Lune (conjonction). Ceci définit les marées de vives-eaux. Elles seront minimales quand le soleil est en quadrature avec la droite Terre – Lune : les marées de mortes-eaux. Dans l’espace, les marées varient beaucoup en amplitude. En règle générale, elles sont de l’ordre d’un demi - mètre en mer ouverte en présence de grands fonds. L’amplitude tend à croître lorsque la tranche d’eau diminue, par simple application du principe de conservation de l’énergie. La forme des côtes agit également ; l’amplitude croît dans des bras de mer étroits. C’est le cas notamment dans la région de la Manche et ses zones d’estuaires (Trichtermündung) ou au Canada ; une amplification

du phénomène est observée en raison des violents courant dynamiques qui remontent dans ces zones d’embouchure. Des amplitudes extrêmes d’une vingtaine de mètres sont mesurées. Dans de tels cas, la marée arrive avec un retard important. 9.1.1.3 Les zones d’embouchures (Einmündungen) Il y deux types d’embouchures : les deltas et les estuaires (Trichtermündungen)

9.1.1.3.1 Les deltas marins Lorsqu’un fleuve se jette dans la mer avec des pentes suffisamment importantes de son cours, dans une zone à faible marée, il se forme un delta à l’image des deltas lacustres. Si les eaux sont peu chargées en matière en suspension, les eaux du fleuve coulent à la surface de la mer en raison du contraste de densité provenant de la salinité (Salzhaltigkeit). 9.1.1.3.2 Les estuaires En pays plat, les fleuves ont beaucoup de peine à acheminer leurs sédiments à la mer, ceci d’autant plus si le littoral (die Küste) est affecté par de puissantes marées. Cette configuration est souvent obtenue dans le cas de vallées

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fluviales creusées pendant les glaciations quaternaires, lorsque le niveau des océans était à environ cent mètres plus bas qu’aujourd’hui. Lors du relèvement du niveau de base, l’eau de mer a colonisé la partie basse de ces vallées (Loire, Seine). A marée basse, l’eau douce s’écoule lentement dans la mer avec ses matières en suspension. A marée haute, l’eau salée pénètre dans l’embouchure de l’estuaire et se mélange aux eaux douces. On obtient une eau à salinité modérée, appelée eau saumâtre. Les particules fines se déposent envasant la dépression. Le milieu saumâtre est un écosystème très particulier qui contient une faune et une flore qui lui est propre.

9.1.1.4 Le talus continental La plate-forme continentale est bordée par un talus peu incliné (5°), qui fait la transition avec les grand fonds océaniques. La colonne d’eau passe d’environ 200 à 2000 mètres. Progradation : les particules détritiques se déplacent au bord du plate-fomre – talus, la plate-forme tend à s’accroître vers le large. Les sédiments étant très meubles et gorgés d’eau dans leurs pores, ils sont en situation d’équilibre particulièrement précaire, malgré la faible inclinaison du talus (5°). Les sédiments descendent le talus en suspension dans l’eau, formant ce que l’on appelle des courants de turbidité. Une fois le pied du talus atteint, la vitesse diminuant permet une deuxième étape de sédimentation au début du glacis. Les particules se déposent selon un granoclassement : les sables à la base, puis les limons (Schlick) enfin les argiles (Ton). Cette séquence est une turbidite. Ces phénomènes d’instabilité se répétant, des couches cycliques s’accumulent (anhäufen) les unes sur les autres, formant finalement une sorte de delta abyssal que l’on nomme les cônes sous-marins profonds (deep sea fan). Ce sont des complexes des sédiments détritiques (orogonèse, Thetys). Ce sont ces complexes sédimentaire turbiditiques qui donnent lieu après diagenèse au cortège (Zug, Gefolge) qu’on appelle les flysch. turbidite = Trübung Fin de la sédimentation détritique

9.1.2 Les sédiments biogènes C’est une sédimentation abondant dans des régions chaudes, beaucoup d’organismes, partie de la zone peu profonde. Sous le terme biogène sont donc groupés des sédiments dont l’origine dépend directement ou indirectement d’organismes. Ce sont :

• des organismes marins, végétaux ou animaux, qui construisent leur « squelette » en calcaire, grâce aux carbonates dissous dans l’eau (p.ex. récifs coralliens et algues encroûtantes)

• des débris d’organismes qui s’accumulent sur le talus et sont transportés par les courants (sédiments biodétritiques). La formation des sédiments biogènes des marges conitnentales est fortement liée à l’éclogie de ces zones. Notamment, sont de première importance :

• la température des eaux et l’activité chlorophyllienne (équilibre calco-carbonique) • la profondeur de l’eau (pénétration du rayonnement solaire) • la nature du fond, rocheux ou meuble (fixation des organismes) • la protection contre les vagues (stabilité mécanique du milieu) • la présence d’une embouchure de fleuve (turbidité, salinité, température, effet biologiques)

L’équilibre calco-cabonique règle la solubilisation ou la précipitation des carbonates, en particulier du carbonate de calcium ou calcaire. Il s’exprime en réalité par plusieurs équations. (Ici → signifie : équilibre) H2O → H+ + OH- CO2 + H2O → H2CO3 H2CO3 → H+ + HCO3

- HCO3- → H+ + CO3

2- CaCO3 → Ca2+ + CO3

2-

Chaque équation a une constante d’équilibre qui dépend de la température. Simplifiée : CaCO3 + CO2 + H2O → Ca2+ + 2(HCO3

-) solide dissous

Si équilibre tend vers gauche → précipitation des calcaires Les hydrogénocarbonates précipitent sous forme de calcite ou d’aragonite (minéral du calcaire)

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Dans les régions à température élevée, le gaz carbonique se dégage de l’eau par sa plus faible solubilité. L’équation va de droite à gauche. Cette tendance est renforcée où l’activité du phytoplancton est importante. Il y a trois zones sédimentaires biogènes : Le lagon Il correspond à une mer peu profonde, très chaude, généralement à l’abri des vagues importantes. Il est limité au large par le récif (Riff). On y trouve une nombreuse faune vivant sur le fond. Ses débris forment un sable biodétritique. Les eaux ont une forte tendance à précipiter leur calcaire en solution, comme en témoignent les oolithes (calcaires déposé en enveloppes concentriques autour d’un minuscule débris d’organisme ou d’un grain de sable) ; on les rencontre près du récif, où les vagues sont encore assez importantes pour mettre des particules en saltation. Stromatolites : algues bleues, coussins calcaires. Le récif Le récif est une véritable barrière mécanique aux courants du large (offenes Meer). Sa largeur peut être de quelques dizaines de mètres à plusieurs kilomètres. Il est émergé (auftauchen) ou sous une faible tranche d’eau. L’ossature du récif est constituée d’organismes fixés au substrat et en particulier des coraux, en symbiose avec des algues diverses. La partie vivante du récif croît sur la partie morte ; elle est limitée à la zone photique. De ce fait, la croissance du récif tend à se faire latéralement. Dans les îles du Pacifique, l’épaisseur du récif est souvent beaucoup plus grande ; ceci provient de la subsidence (enfoncement (Einsinken)) progressive de l’île. L’avant récif C’est la zone de transition entre le récif et les grands fonds marins. Dans sa partie haute, il reçoit des débris grossiers du récif, emportés par l’érosion des vagues. Plus le talus devient profond, plus les débris sont de petite taille. On observe un changement progessif des espèces vivantes : les organismes vivant sur le fond (bentiques) cèdent la place à des organismes flottants et nageants. Ceux-ci sont à l’origine des sédiments biogènes de haute mer (cf 9.2.2) 9.1.3 Les sédiments hydrochimiques La composition de l’eau (H ; O ; Cl, Na) de mer n’est pas la composition des roches (O, SI, Al,Fe). Deux substances illustrent ce paradoxe :

• le silicium, le plus abondant des éléments de la croûte terrestre n’est que peu présent dans l’eau de mer • au contraire, le chlorure, ion très concentré dans l’eau de mer est dans les roches en très faible quantité.

L’origine de la salinité de l’eau de mer est à chercher dans l’âge considérable des premiers océans et dans la solubilité différenciée des éléments dans l’eau. L’eau de mer ne peut contenir en solution plus de quelques dizaines de milligrammes par litre de silicium. Si la concentration à l’entrée était supérieure, la silice précipiterait car on aurait atteint sa limite de solubilité. A l’autre extrême, le chlorure de sodium est tellement soluble que la limite n’est atteinte que dans des mers fermées en pays aride, comme la Mer Morte. Dans les océans, sa concentration n’est que d’environ 10% de sa limite de solubilité (330g/l NaCl). C’est pourquoi, peu de roches salifères se forment dans le milieu océanique. Imaginons une zone littorale comprenant un bras de mer ou une lagune bien isolée de la haute mer par un haut-fond ou une barre de sable (figure à droite). Si le rayonnement solaire est important, l’évaporation de l’eau est très active. La quantité de sels minéraux en solution ne changeant pas, les concentrations augmentent ainsi que la densité de l’eau. L’eau a de plus en plus de peine à franchir l’obstacle vers la haute mer. A un moment donné, la solubilité d’un sel est dépassée et il précipite pour maintenir l’équilibre. Les sels vont donc apparaître en fonction de leur solubilité croissante. Les moins solubles en fin de sédimentation. En évaporant, la densité de l’eau augmente, → précipitation des différents sels :

• densité > 1.05 : précipitation des carbonates et en particulier de la dolomie primaire (Ca,Mg)(CO3)2 (Dolomite) • densité >1.12 : précipitation du gypse : CaSO4 H2O • densité > 1.21 : précipitation de la halite (NaCl) • densité > 1.26 : précipitation de sels potassiques

9.2 Le glacis et les plaines abyssales Le glacis prolonge le talus. Au large du glacis la topographie du fond marin devient quasiment plate, c’est l’agyssale. Sédimentation aux plaines abyssales tend vers zéro avec la croissance de l’éloignement de la côte.

9.2.1 La sédimentation détritique En raison de l’éloignement des côtes, les sédiments provenant de l’érosion continentale se limitent aux particules les plus fines. (argiles, poussière, cendres volcans) 9.2.2 La sédimentation biogène Les organismes vivant dans la haute mer peuvent être divisés en deux sous-groupes :

• Les animaux nageant, qui comprennent essentiellement les poissons, les mollusques (Weichtiere) non fixés, les mammifères marins.

• Les micro-organismes flottants, de taille inférieure à quelques millimètres, qui constitue le plancton. C’est surtout le plancton qui contribue à la sédimentation biogène des grands fonds. Il se décompose à son tour en deux groupes, selon que les organismes appartiennent au règne animal (zooplancton) ou végétal (phytoplacton). Ces derniers sont responsables de la production d’une majeure partie de l’oxygène de l’atmosphère terrestre. En consommant le gaz

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carbonique, ils amènent l’eau à sursaturation en calcaires. Il y a des planctons constitués de calcaire ou silicium. La matière qui constitue le squelette est soit calcaire (calcite) ou soit siliceuse (opale). Le squelette est sujet à la dissolution lors de sa descente vers le fond marin, selon des processus très différents pour les squelettes siliceux et ceux qui sont carbonatés. La majeure partie des squelettes siliceux est dissoute durant la descente vers le fond. Il reste cependant quelques pour-cent qui subsistent, même à très grande profondeur, formant des vases siliceuses. Par diagenèse, elle deviennent des roches très dures : Les boues à radiolaires par exemple fournit les radiolarites. Le carbonate de calcium en surface est lui en sursaturation en raison de la photosynthèse. En profondeur, la solubilité du gaz carbonique augmente avec la pression ; l’eau devient ainsi agressive et la calcite du squelette tend à passer en solution sous forme d’hydrogénocarbonates et de calcium, selon les équations. Par conséquent, il existe une profondeur limite au-delà de laquelle il ne peut plus exister de carbonate de calcium solide : c’est la limite de compensation de calcite. Sur les fonds situés plus haut que cette frontière chimique, les vases carbonatées planctoniques peuvent s’accumuler. Elles donneront par diagenèse des calcaires à pâte fine. La craie (Kreide) est un cas particulier de sédiment calcaire constitué en grande majorité de coccolithophoridés (algues < 0.01 mm) ; elle se forme dans des bassins océaniques peu profonds (moins 300m). Les boues planctoniques carbonatées contiennent souvent une teneur non négligeable en silice. Lors de la diagenèse elle reste parfois diffuse dans la roche et forme des calcaires siliceux. Parfois, elle a tendance à s’agréger en rognons de silex (Feuerstein Niere) entourés de pâte de craie ou de calcaire. La répartition des vases carbonatées et des vases siliceuses dans les océans actuels dépend ainsi de la température des eaux (donc latitude = profondeur des océans).

• boues siliceuses près de pôles et dans les bassins très profonds • boues carbonatées dans les zones équatoriales et les bassins moins profonds

Figure : dissolution de la calcite en profondeur Souvent les sédiments biogènes sont associés aux sédiments détritiques. Un exemple est le mélange de boues calcaires et de boues argileuses. Par diagenèse, on obtiendra une roche très importante pour l’ingénieur et avec laquelle on fabrique le ciment : la marne 9.2.3 La sédimentation hydrochimique Les fonds abyssaux produisent des argiles, il s’agit notamment des « argiles rouges des grands fons » (montmorillonites). Elles proviendraient de la réaction de sédiments biogènes et de roches volcaniques avec les sels en solution dans l’eau de mer. Des traces d’oxygène de fer et de manganèse leur donnent une couleur brun - rouge caractéristique. En association avec les argiles rouges des grands fonds, on trouve souvent des nodules (Knötchen) polymétalliques riches en manganèse et en fer. D’autres métaux d’importance économique tels que nickel, cuivre, cobalt sont présents en plus faible pourcentage.

10. La diagenèse et les propriétés des roches sédimentaires Chapitres avant : Sédiments (meubles) détritiques, avec leur différences de taille dans les grains, les dépôts biogènes avec leur grandes variabilité de nature et d’origine et les dépôts évaporitiques formés par précipitation des sels en solution dans l’eau. Maintenant : comment le sédiment devient une roche. Une couche de sable meuble dans une rivière ou plage, après quelques centaines de milliers d’années, la couche est enfouie sous de nouveau sédiments ; les grains commencent à se lier (sable légèrement induré). Après quelques millions d’années, on a un grès (Sandstein). Définitions : On définit la diagenèse comme l’ensemble des processus qui font passer un sédiment meuble à une roches (lithification = même chose). La diagenèse ne fait pas appel à des modifications minéralogiques importantes, ce qui est la différence entre métamorphisme et la diagenèse. Les sédiments meubles (ou terrains meubles, géotechnique : sols) sont des amas de particules pas ou peu liés. Les roches sédimentaires sont des amas de particules suffisamment liées pour que le milieu se comporte comme une masse solide unique. Il n’y a pas de limite tranchée entre terrain meuble et roche à cause de la transformation continue. La diagenèse conduit donc physiquement à une augmentation de la densité et de la résistance mécanique du matériel géologique. Elle agit donc dans le sens contraire de l’altération, phénomène qui font tendre une roche. Figure : du sédiment aux roches sédimentaires. Principales roches sédimentaires et processus déterminant. Processus de la diagenèse : compaction, cimentation, modification minéralogique légère. 10.1 Les processus de la diagenèse Ce sont des processus physico-chimiques complexes. Interaction de la matière solide du sédiment avec l’eau.

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10.1.1 La compaction Lorsqu’une couche sédimentaire est recouverte par une nouvelle couche, cette dernière exerce un effet de charge mécanique sur la première. La contrainte verticale qui pèse sur les contacts entre les grains est égale au poids total de la colonne de terrains superposés s’ils sont hors d’eau ou à ce poids moins la poussée d’Archimède si tout se passe dans l’eau (le plus fréquent). La poussée verticale donne lieu à un tassement de l’arrangement granulaire. Les grains se déplacent pour trouver un nouvel assemblage qui prend moins de place. Ce tassement dépend de la forme des grains, de la déformabilité et de la porosité. (figure : compaction d’un squelette argileux et d’un squelette granulaire à grains pseudo-sphériques). 10.1.2 La cimentation Dans un terrain saturé dont les pores sont supérieurs à quelques dixièmes de millimètres, l’eau d’imbibition circule. Dans l’eau, il y a des ions, si le milieu correspond plus à l’équilibre initial, ils précipitent. Ces cristaux créent des ponts solides entre les grains (figure : Effet de la cimentation sur un sédiment granulaire.) Si le phénomène poursuit, le ciment rempli complètement les pores. Le ciment est le plus souvent de la calcite ou de la silice amorphe qui se transforme en quartz. Dans certains sédiments, la croissance des minéraux apportés par les ions contenus dans l’eau n’est pas homogènement répartie. Il se forme des nodules (Knötchen) ou concrétions. Nodules fossilifères : le cimentation se fait autour d’un organisme qui se trouve dans les sédiments. 10.1.3 Les modifications minéralogiques légères L’état minéralogique de la matière solide dépend des conditions de pression, de température et de la chimie du milieu. Si ces dernières changent, la forme minérale peut sortir de son domaine de stabilité. Il se produit alors une lente transformation du minéral original en un nouveau minéral, sans passer par une fusion magmatique. La simple transformation sédiment – roche implique déjà quelques légères modifications minéralogiques. La température du milieu reste faible (T < 150°C). La pression est inférieure à 100 MPa (1 kbar), ce qui correspond au poids de 4000 m de sédiments. Transformations :

• coquille → calcite • opale (organismes siliceux) → calcédoine → quartz • argiles détritiques → réaction avec l’eau →autres argiles • vases (Schlamm) calcaires → réaction avec Mg → dolomies • gypse → perd l’eau → anhydre • matière organique → hydrocarbures

10.2 Les roches détritiques Les sédiments grossiers (blocs, pierres, graviers et sables) sont peu compressibles et peu compactable. En raison de la taille importante de leurs pores, des quantités d’eau souterraine considérable peuvent y transiter. Si ces eaux sont quelques peu sursaturées en sels minéraux, ceux-ci vont rapidement tapisser (bedecken) les grains et cimenter la roche. Les grains sont des reliques de roches déjà formées et ne sont donc pas sensibles à des recristallisations légères. Les sables contiennent surtout du quartz, qui est extrêmement stable. Les sédiments fins (limons et argiles) contiennent des minéraux argileux et du quartz en petits cristaux. Les agrégats de feuillets argileux sont fortement compressibles. La cimentation est plus difficile en raison de la perméabilité très faible. Les roches argileuses gardent un caractère légèrement plastique. Les transformations minéralogiques touchent particulièrement les minéraux argileux. Roches détritiques de granulométrie décroissante : conglomérats, grès, microgrès, argiles.

10.2.1 Les conglomérats Les conglomérats sont le produit de la cimentation des blocs, des pierres et des graviers. Si les éléments sont arrondis, le conglomérat porte le nome de poudingues, s’ils sont anguleux, la roche est une brèche sédimentaire (Brekzie, Niesen). 10.2.2 Les grès Les grès sont issus de la diagenèse des sables. Ils sont souvent composés essentiellement de grains de quartz. La molasse (vient du Tertiaire): Au sens sédimentologique, ce sont des dépôts détritiques peu profonds, marins ou lacustres, issus de l’érosion d’une chaîne de montagne et se déposant au pied de cette chaîne. Ce terme regroupe différents types de roches : grès, microgrès, marnes, argilites, conglomérats, calcaires lacustres et même charbons. A la molasse, au sens pétrographique, correspond la roche la plus abondante dans le bassin molassique ; il s’agit d’un grès riche en grains de feldspaths à ciment calcaire ; il contient souvent des minéraux verts qui lui confèrent une couleur gris-vert. Les couches sont généralement d’épaisseur métrique. Le flysch : C’est la roche détritique de mers profondes déposées généralement sous forme de turbidites. Le terme de flysch comprend plusieurs roches : des grès et des microgrès en alternance avec des argilites, selon les cycles sédimentaires des turbidites. 10.2.3 Les microgrès Les microgrès sont le résultat de la cimentation des limons. On les trouve abondamment avec les grès dans les séries molassiques et dans les flysches. 10.2.4 Les argilites Les argilites sont des roches détritiques à éléments essentiellement argileux. (Feuilletés causé par la compaction).

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10.3 Les roches biogènes

10.3.1 Les roches carbonatées Les calcaires, les dolomies et les marnes.

10.3.1.1 Les calcaires Que les sédiments composés de CaCO3 proviennent des marges (Spielraum) continentales ou du grand large, ils vont tous donner par diagenèse des calcaires. Ils auront en commun les propriétés de la calcite :

• dureté assez faible, mais caractère massif → bonne fondation de construction • solubilité dans des eaux acides. Danger à l’effondrement causé par la karstification et la réduction de la résistance

mécanique. • alcalinité : conservation des métaux lourdes qui proviennent de la pluie et empêchement leur arrivée dans les eaux de

sources. Types de calcaires : Calcaires récifaux (ou calcaires construits) (coraux, Jura) Les anciens récifs donnent par diagenèse des couches calcaires extrêmement massives, presque sans stratification à l’échelle de l’affleurement (zum Vorschein kommen) sur quelques mètres. Les calcaires spathiques (ou calcaires à échinodermes (Stachelhäuter) Ce sont des calcaires biodétritiques faits de débris d’échinodermes. Le squelette de ces derniers est fait de cristaux de calcite très bien formé (C’est la cause du spath dans le nom, qui signifie, un cristaux bien développé ses faces). schiste = geschiefert Calcaires oolithiques Il s’agit d’un autre calcaire pur contenant essentiellement de fins granules à précipitation concentrique. Calcaires lithographiques La vase calcaire (Schlamm) de grands fonds se transforme en un calcaire à pâte très fine et régulière. Craie La vase à (coccolithophoridés) n’a subi qu’une faible diagenèse. Elle devient une roche litée tendre, friable et poreuse : la craie. Calcaires siliceux Une fraction siliceuse présente dans la boue (Schlamm) calcaire (par exemple provenant de spicules d’éponges) se transforme en quartz en restant répartie homogènement dans la matrice. Roche dure. 10.3.1.2 Autres roches carbonatées Marnes Lorsque la vase calcaire contient à peu près la moitié d’argile d’origine détritique, la diagenèse forme une roche hybride entre le calcaire franc et l’argilite franche : La marne. Elle est plus dure que l’argilite mais conserve néanmoins une certaine plasticité. Sa dissolution par l’eau est moins efficace que dans le calcaire pur et laisse un résidu argileux qui permet l’établissement d’un sol propice (günstig) à la croissance de la végétation ; ces résidus obstruent (blockieren) les pores de la roche, ce qui confère (verleihen) aux marnes un caractères peu perméable. A elle seule, la marne peut servir à la confection (Zubereitung) du ciment Portland. Dans la nature, on observe une série continue du calcaire à l’argilite, passant par le calcaire argileux, la marne et l’argilite calcaire. Dolomies secondaires La vase calcaire axant réagi avec le magnésium de l’eau de mer donne lieu la dolomie secondaire. C’est une roche à texture granulaire, faite d’une agrégation de petits cristaux de dolomite. Elle est poreuse et peu résistante. 10.3.2 Les roches siliceuses La plupart des parties solides des organismes siliceux sont faits d’opale, c’est-à-dire de SiO2 amorphe et hydraté. Dans les premières dizaines de millions d’années, l’opale effectue une première cristallisation qui l’amène à des microcristaux de quartz hydratés que l’on appelle calcédoine. Progressivement, la calcédoine perd son eau et aboutit au quartz, état stable de SiO2, vers une centaine de millions d’années environ. Radiolarites La roche principale issue des boues siliceuses est la radiolarite. La matrice est faite essentiellement de quartz fin donnant à la roche un aspect vitreux mat, comme du verre poli. Roches à silex Parfois, lors de la diagenèse, l’opale migre dans le sédiment vers des points de concentration, formant des rognons (Niere) de silex (Feuerstein). Figure : transformations minéralogiques légères. Exemple de la silice dans le cas des radiolarites. 10.3.3 Les combustibles fossiles Le charbon a une origine différente que le pétrole et le gaz.

10.3.3.1 Le pétrole et le gaz naturel Les hydrocarbures liquides et gazeux sont le résultat de la transformation de la matière organique marine provenant de la sédimentation du plancton. La matière originelle se compose de lignine, de protéines, de lipides et de glucides. Elle se transforme à l’abri de l’oxygène en hydrocarbures par différents mécanismes. Les chaînes organiques longues subissent un cracking naturel et donnent des molécules plus simples. Les conditions de température et de

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pression gouvernent ces transformations. (1-4km profondeur = conditions favorable pour le pétrole = fenêtre à l’huile). A partir de 3 km, une nouvelle étape de minéralisation prend le dessus et aboutit à des molécules encore plus simples qui constituent le gaz naturel, surtout composé de méthane. Les hydrocarbures ont une grande mobilité au travers de couches géologiques. En cours, ou après la diagenèse, le pétrole et le gaz subissent une double migration :

• migration primaire : Les hydrocarbures, en raison de leur faible poids spécifique, ont tendance à monter vers des roches moins profondes. Il quittent leur roche mère et s’accumulent dans une roche poreuse prise sous une couche étanche (luftundurchlässig). La roche réceptacle (Sammelbecken) s’appelle la roche magasin.

• migration secondaire : Au sein de la roche magasin, le pétrole et le gaz se déplacent vers les points les plus hauts de la couche. Ils convergent ainsi vers des formes tectoniques présentant des points hauts : les anticlinaux (Antiklinale) ou des plis (Falten) en bordure (Umrandung) des dômes de sels par exemple. C’est dans ces sites qu’ils restent stables si la couche supérieure est étanche (luftdicht). Une stratification par densité croissante se met en place : de haut en bas le gaz, le pétrole puis l’eau souterraine. Ce sont ces points qui servent de cible aux prospecteurs d’hydrocarbures ; ils commencent par repérer les structures tectoniques favorables dans des bassins sédimentaires marins susceptibles d’avoir produit du pétrole ; ils procèdent par des levés géologiques et par des prospections sismiques, puis à des forages qui vont jusque dans la couche magasin. Si les indices se vérifient, ils mettent le gîte en exploitation en forant plusieurs puits en pompant les hydrocarbures.

Les schistes bitumineux sont d’anciennes argiles imprégnées de pétrole. Pompage pour l’extraction n’est pas possible. Lorsque le chapeau étanche du site d’accumulation se met à fuir (undicht werden), une partie du pétrole peut se rapprocher de la surface. Le pétrole subit alors une perte en composés volatils (chem. flüchtig) et par conséquent un enrichissement en hydrocarbures lourds, très visqueux, qui constituent les gisements d’asphaltes. charbon = Kohle carbone = Kohlenstoff 10.3.3.2 le charbon Dans les bassins marécageux, qu’ils soient marins, saumâtres ou lacustres, la matière organique est surtout d’origine végétale, très riche en lignine. La décomposition est plus simple que dans le cas du pétrole : avec la croissance de l’enfouissement (Vergrabungen) et avec le temps, il se produit une perte en composés volatils ainsi qu’une réduction chimique des molécules contenant du carbone et du soufre. Avec l’augmentation de pression et de température par l’enfouissement on obtient les charbons suivants :

• La tourbe (55% carbone, utilisé comme combustible dans les zones de marais) • le lignite (Braunkohle) (70% carbone) • la houille (85% carbone) distillation : gaz et coke • l’anthracite (95% de carbone) métamorphique → graphite

10.4 Les roches hydrochimiques Dolomie primaire La boue faite de cristaux de dolomite donne par diagenèse la dolomie primaire. C’est une roche en couches décimétriques, à pâte fine, qui ressemble à un calcaire lithographique (cf. calcaire lithographique en haut), si ce n’est qu’elle est moins soluble dans les acides. Gypse et anhydrite Par diagenèse, le gypse a tendance à se transformer en anhydrite en perdant beaucoup d’eau (devient compacte). Lorsqu’un massif d’anhydrite se retrouve proche de la surface pour des raisons tectoniques, il se transforme à nouveau en gypse. Cette hydratation s’accompagne d’un gonflement d’environ 60%. Gypse et anhydrite sont très solubles dans l’eau ; pourtant on ne trouve des pores ouverts par dissolution que dans le gypse. En effet dans l’anhydrite, de l’eau entrant en contact avec une fissure va contribuer par gonflement au scellement de la fissure. L’anhydrite est donc un terrain étanche, recherché pour y stocker des déchets dangereux. Dans le gypse, une fissure s’agrandit pour former des cavités (Hohlräume) de grande taille ; c’est une karstification, à l’image des calcaires. Le gypse est donc un aquifère très perméable mais les eaux qu’il conduit on une forte minéralisation en CaSO4 (> 1g/l). C’est la raison pour laquelle ces eaux ne peuvent être utilisées dans les réseaux de distributions publiques ; elles peuvent être exploitées comme eau minérale si leur pureté bactériologique est irréprochable (einwandfrei) (Aproz). Ces eaux séléniteuses causent une altération du béton. Elles réagissent avec les ciments ordinaires en les transforment en pâte (« lèpre » du ciment) et provoquant des gonflements. Il s’agit d’une attaque par l’anion SO4 des silicates hydratés formés lors de la prise du ciment. Les travaux de bétonnage dans des régions où ce type d’eau est présent nécessitent des ciments alumineux qui résistent mieux à cette attaque. La construction dans les régions gypsifères est délicate. L’ingénieur doit vérifier soigneusement la continuité du rocher sous l’ouvrage à construire. Roches à halite Les accumulations de cristaux de halite donnent par diagenèse des roches salifères plus ou moins pures. Par la faible densité du sel (d=2.1) et son comportement plastique, le sel reste rarement en couches parallèles aux autres roches sédimentaires l’encadrant et forme des dômes.

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Roches à potasse : Cornieules Les cornieules (F : cargneule, D : Rauhwacke) sont des brèches à éléments évaporitiques (dolomie, gypse) et à ciment calcaire. Ces roches sont généralement localisées au voisinage au plan de chevauchement (überienander liegen) des grandes nappes de recouvrement du système alpin. Roche très poreuse causé de la structure bréchique.

11. Le métamorphisme Définition : Le métamorphisme représente l’ensemble de phénomènes qui transforment la composition et la structure d’une roche suite à des modifications physico-chimiques du milieu, sans passer par l’état magmatique. Circonstance pour le métamorphisme : principalement l’orogenèse (création de chaînes de montagne) Figure : évolution des conditions de pression et de température lors d’une collision de plaques. Métamorphisme prograde : Croissance de la pression et de la température à cause de l’enfouissement (Eingrabung). 1ère

phase de l’orogenèse Métamorphisme rétrographe : Lors de la phase érosive nous avons vu à propos de la théorie de l’isostasie que l’arasement du relief conduit à une remontée des roches profondes vers la surface. Il en résulte une diminution de la pression et de la température. 11.1 Les processus de transformation

11.1.1 Les modifications minéralogiques L’équilibre thermodynamique se rétablit par la cristallisation de nouveaux minéraux qui sont stables à la nouvelle pression et à la nouvelle température. Par exemple, les minéraux argileux se transforment en micas ; un mélange quartz - argile peut donner des feldspaths. Un mélange argile – calcite forme des amphiboles ou des pyroxènes. On observe un remplacement des petits cristaux (quartz détritique, calcite biogène) par de nouveaux individus de plus grande taille. Les structures internes des roches sédimentaires, comme des fossiles ou des figures de sédimentation, sont partiellement ou totalement effacées par la recristallisation. Figure : L’effacement des structures internes de la roche par la recristallisation. Le fossile dans le marbre n’est dessiné que pour montrer où il se trouvait. Au chapitre 11.3 : explication comment ces diverses transformations minéralogique aboutissent à de nouvelles roches en fonction du matériel origine. A l’échelle des constituants intimes (innere) de la roche, des phénomènes de réorientation des cristaux se produisent par le phénomène de dissolution sous pression. Voyons l’exemple d’un minéral en feuillet, par exemple un mica, qui est orienté parallèlement à la contrainte dominante. Un lent processus de redistribution de la matière se produit : les atomes du cristal qui sont face à la contrainte maximale ont tendance à migrer dans les fluides d’imbibition de la roche et à se recristalliser sur les côtés du minéral, dans la direction de la contrainte minimale. Progressivement, durant quelques millions d’années, ces minéraux se reforment pour atteindre une nouvelle direction d’allongement, parallèle à la grande face du parallélépipède. Figure : La recristallisation d’un minéral soumis à un champ de contraintes anisotrope. Exemple d’un mica orienté originellement dans le sens de la contrainte majeure. De cette manière, un granite, qui possède des micas dans toutes les directions, se transforme au cours du temps en un gneiss, qui possède tous ses micas parallèles. Ce phénomène ne doit pas être confondu avec la réorientation mécanique des minéraux par le laminage (Walzen) de la roche. 11.1.2 Les transformations chimiques Le milieu est chimiquement clos pour les modifications minéralogiques. Ce n’est pas toujours le cas : Le milieu peut modifier son bilan chimique par des apports de milieux voisins ou par des exportations. Constituants voisins entre en jeu (H2O, CO2, F, Cl, Br). 11.1.3 Les transformations mécaniques Lorsque une contrainte domine sur les autres (contrainte horizontale, verticale…), on obtient un effet de la laminage très lent de la matière rocheuse qui produit des dislocations des grains ou des minéraux ; il apparaît au sein de ces derniers des zones de déformation préférentielle. Les minéraux planaires ou allongés ont tendance à s’orienter parallèlement les uns aux autres, dans le sens de l’étirement (Dehnung) de la matière. Les transformations intimes de la roche lui confèrent (verleihen) donc en général une texture anisotrope. On peut obtenir des roches qui restent néanmoins nettement massives comme dans les gneiss et les marbres par exemple. Dans le cas de roches plus riches en phyllosilicates, la texture devient fortement feuilletée ou schisteuse. Ces surfaces orientées définissent la foliation. La roche se présente sous la forme de minces lits parallèles, comme par exemple dans les micaschistes ; elle devient tendre et altérable.

11.2 Les types de métamorphisme Pour le propos de ce cours, nous nous limitons aux variables physique : la pression et la température. Dans ce système d’axe, nous pouvons définir les trois principales catégories de métamorphisme. Le métamorphisme régional, le métamorphisme de contact et le dynamométamorphisme.

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Une matière initiale peut donner des minéraux différents selon les conditions du milieu.

11.2.1 Le métamorphisme régional Le métamorphisme régional (ou général) est le type principal. Il correspond sur cette figure au domaine de croissance à la fois de la pression et de la température. C’est ce type de métamorphisme qui affecte de grandes masses de roches, en dehors de l’influence directe d’intrusions (Eindringen) magmatiques et des accidents tectoniques, en particulier dans les zones de subduction et d’orogenèse. L’intensité du métamorphisme va, croissant depuis la diagenèse (près de l’origine des axes) jusqu’au solidus marquant le début de la fusion et du magmatisme. Figure : Situation d’occurrence (in diesem Fall) des trois types de métamorphisme dans l’exemple d’une zone de subduction 11.2.2 Le métamorphisme de contact C’est un métamorphisme thermique (près de l’axe de température sur la figure ci dessus). On rencontre de telles conditions au contact des chambres magmatiques en profondeur ou plus en surface près des cheminées volcaniques ou des dykes. Il genère des auréoles métallifères autour de la roche intrusive. Figure à droite : Gisement (Vorkommen) métallifère. Le batholite granitique a metamorphisé la roche encaissante, ici le calcaire qui s’est transformé en marbres. 11.2.3 Le dynamométamorphisme

Au droit des accidents (Unebenheit) tectonique, on observe des pressions mécaniques importantes ; elles entraînent des déformations de la roche qui conduisent à sa transformation à basse température. Il résulte un broyage (cataclase) de la roche d’origine qui aboutit soit à des débris en faible agrégation, soit, par une recristallisation, à une nouvelle roche indurée. (se produit à faible profondeur, car c’est un phénomène propre aux zones de failles).

11.3 Les principales roches métamorphiques et leurs propriétés. Figure : Les principales roches métamorphiques de 6 séquences de métamorphisme régional. * métamorphisme rétrograde.

11.3.1 La séquence pélitique (ou argiloquartzeuse) Cette séquence est traitée en premier car elle présente des types de roches très différents en fonction de l’intensité du métamorphisme. Le matériel de départ est constitué d’un mélange d’argile et de particules quartzeuses. Nous avons donc un stock chimique constitué surtout de Si, Al et divers cations. La roche initiale est une argilite silteuse. Schiste ardoisier (Schiefer) La transformation minéralogique se borne à celle des argiles qui conduit notamment à la création de petits micas blancs. La roche reste apparemment non cristalline, se débitant en plaques noires minces qui servent à la couverture des toits. Les argiles sont suffisamment transformées pour que le schiste résiste au gel et aux variations de teneur en eau pendant plusieurs siècles. Chloritoschiste La transformation dans les argiles fait maintenant apparaître nettement la chlorite, phyllosilicate de couleur verte. La texture de la roche est très feuilletée, tendre, privée encore de lits quartzitiques continus. altérable

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Micaschiste La transformation des phyllosilicates dépasse le chlorite pour aboutir aux micas (muscovite et biotite). Le quartz commence à recristalliser pour former des lits qui sont encore discontinus. La structure de la roche reste finement schisteuse mais devient un peu plus robuste grâce au quartz. moins altérable que la chloritoschiste Paragneiss La recristallisation ne se limite plus au quartz mais les feldspaths apparaissent. Avec le quartz, ils forment des lits de minéraux clairs continus séparant les lits de phyllosilicates. La roche reste donc très anisotrope mais elle devient robuste et dure, grâce à cette ossature quartzofeldspathique. bonne roche de construction (massif) 11.3.2 La séquence quartzo-fledspathique Groupe riche en silice. Il s’agit surtout de deux familles :

• Les roches détritiques non argileuses et non cabonatées : grès et conglomérats à ciment siliceux qui produisent les quartzites

• les roches magmatiques felsiques qui donnent les gneiss Quartzite Les quartzites sont principalement issus du métamorphisme de grès à éléments quartzitiques et ciment siliceux. A faible pression et température déjà, une recristallisation du quartz des grains et de celui du ciment efface leur différence d’origine ainsi que la structure granulaire : il se forme ainsi une roche monominérale assez homogène. Orthogneiss Nous avons vu que l’on peut obtenir du gneiss par un fort métamorphisme de la séquence argilo-quartzeuse. On peut en obtenir aussi par la séquence quartzo-feldspathique en partant des roches magmatiques felsiques. La roche subit une réorientation des minéraux qui le constituent, surtout par la recristallisation des micas (cf. 11.1.1). Il se développe ainsi une foliation marquée par une succession de lits quartzo-feldspathiques et de lits de micas (biotite ou muscovite). 11.3.3 La séquence carbonatée Les divers calcaires et la dolomie sont les deux types de roches au départ de cette séquence Marbre A des intensités faible ou moyennes, les calcaires se transforment par recristallisation des microcristaux de calcite en marbre. Si le calcaire originel est pur, on obtient une roche blanche homogène, massive, à l’aspect cristallin, qu’on utilise en sculpture. Si la roche de départ comprend des horizons argileux ou riches en fer, on obtient des marbres rubanés colorés grâce à la cristallisation de divers minéraux incluant ces impuretés, notamment des silicates ; le degré d’oxydation du fer commande la couleur : vert pour le fer réduit, rouge pour le fer oxydé, ocre et beige pour le fer combiné aux hydroxydes. marbre dolomitiques : La teneur en magnésium des carbonates est élevée. 11.3.4 La séquence calcaro – pélitique Les marnes, par leur mélange de calcaire et d’argile, constituent le point de départ de cette séquence. Calcschiste Ce sont des roches finement litées et schisteuses de métamorphisme assez faible. La calcite a recristallisé comme dans le marbre donnant des lits assez compétents. Ils sont séparés par des schistes provenant de l’abondance composante argileuse. Altérable et anisotrope Amphibolite Lorsque le métamorphisme devient intense, la roche perd son carbone et des feldspaths. Les amphiboles calciques à prismes allongés cristallisent. 11.3.5 La séquence mafique Amphibolite Soumises à un métamorphisme moyen à intense, les roches mafique tendent à acquérir une texture rubanée (gestreift), matérialisée par une alternance de lits de plagioclases riches en chaux et de lits d’amphibole verte alumineuse. 11.3.6 La séquence ultramafique Les roches ultramafiques provenant du manteau sont en fort déséquilibre physico-chimique lorsqu’elles sont plissées dans des chaînes de montagne. Elles sont donc soumises surtout au métamorphisme rétrograde. Serpentinites Les roches d’origine profonde composées d’une prédominance de silicates ferro-magnésiens, notamment d’olivine, subissent une transformation quasi-complète de leurs composants en remontant dans la croûte supérieure. Ces ferro-magnésisnes très instables à faible pression et température se transforment en s’hydratant en serpentine (cf.5.2.1.3.4).

12. La tectonique 12.1 Les contraintes mécaniques dans le sous-sol

12.1.1 Définition physique Pour prendre conscience de la notion physique de contrainte à l’intérieur d’un massif, on peut considérer un solide en équilibre (cf figure). Toutes les forces qui agissent sur lui ont donc une résultante nulle. Si maintenant l’on découpe ce solide selon une surface plan a quelconque passant par un point A et qu’on enlève cette partie, l’équilibre des forces est rompu, car

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la masse enlevée n’exerce plus l’appui qu’elle faisait contre la face restante en place. Pour que le solide restant retrouve son équilibre, on doit exercer sur la surface de rupture une force F équivalente à l’effet global de la masse enlevée. Cette force F peut aussi s’exprimer sous la forme d’une pression lorsqu’on la ramène à l’unité de surface « da »sur laquelle elle s’exerce et devient la contrainte P au point A sur le plan a. P = dF / da Les contraintes mécaniques sont des forces par unité de surface ; elles s’expriment par des vecteurs dont l’intensité est donnée en N/m2 (=Pascal). Vu les ordres de grandeur des contraintes, on utilise volontiers kPa, ou MPa. 1 bar = 100'000 N/m2 = 0,1 MPa 1Pa = 1 N/m2 Pour revenir à notre solide, la contrainte qui est exercée sur la surface et qui ramène l’équilibre correspond à l’état des contraintes dans le solide avant qu’il soit découpé. Il est intéressant de connaître quels efforts agissent sur la surface « a » choisie de manière quelconque dans le solide. Pour ce faire, on décompose la contrainte P en un effort normal à la surface (contrainte normale σ) et un effort tangentiel (contrainte tangentielle τ), donc parallèle à cette même surface (figure). Ceci permet de scinder (s. aufspalten) les efforts de compression et de cisaillement. Dans le cas particulier où la contrainte est perpendiculaire à la surface de découpage, la contrainte tangentielle devient nulle. Figure : La contrainte F se décompose en une contrainte normale et une contrainte tangentielle. De la même manière que nous avons découpé notre solide, extrayons maintenant en un point du sous-sol en équilibre un petit cube de matière, à l’image d’une minicaverne. Orientons par commodité ce cube selon les axes cardiaux de la Terre : x (N-S), y (W – E), z (altitudes). Sur chaque face du cube, nous devrons exercer une contrainte pour maintenir l’équilibre des forces et garder la mini-caverne ouverte. Chaque face du cube exercera une contrainte normale et une contrainte tangentielle sur le massif et inversement. Les composantes normales aux faces seront parallèles aux axes x, y et z. Les composantes tangentielles seront contenues dans les plans des trois faces dominantes du cube. La contrainte totale va se décomposer en

• trois contraintes normales σx σy σz • trois contraintes tangentielles τx τy τz

Si, au même point, donc en gardant le même état de contraintes dans le massif, on modifie l’orientation du cube, les contraintes normales et tangentielles vont changer. En reportant les vecteurs σx σy σz pour toutes les orientations possibles du cube, on obtiendra une enveloppe de ces vecteurs qui forme un ellipsoïde. Les trois axes de symétrie de cet ellipsoïde déterminent des directions particulières qui portent sur eux les contraintes principales. Cela veut dire qui dans les plans normaux à ces contraintes principales, les contraintes tangentielles sont nulles. Les trois contraintes principales suffisent à déterminer l’ellipsoïde donc à déterminer l’état de contrainte du massif en ce point et la contrainte sur toute face découpée passant par ce point. Dans le cas général, l’ellipsoïde est quelconque, c’est à dire que le champ des contraintes est entièrement anisotrope. Lorsque deux des trois contraintes sont égales, l’ellipsoïde est de révolution. Lorsque le champ est isotrope, l’ellipsoïde devient une sphère. Figure : Les contraintes principales, représentées par l’ellipsoïde des contraintes. Contrainte max : σ1 , contrainte intermédiaire : σ2 , contrainte min : σ3 . 12.1.2 L’état de contrainte dans les milieux géologiques Echelle globale : C’est en générale la résultante des forces liées au système solaire (attraction, centrifuge). Aussi, grand courants thermiques (moteur de tectonique). Echelle locale :

• poids des roches au-dessus • poussées tectoniques • érosion locale, la pente du versant, charges temporaire (glace), constructions

Figure : la relation entre les trois contrainte principales au gré (je nach) des situations géologiques. A : à grande profondeur (5-10km), les roches se rapprochent d’un état plastique ; la contrainte devient isotrope à la manière d’un liquide ; c’est la contrainte lithostatique qui est égale au poids des roches jusqu’à la surface. B : bassin sédimentaire ; σ1 est verticale ; σ2 et σ3 sont horizontales et égales ; c’est le cas le plus courant des pays à relief plat et tectoniquement inactifs. faut ! C : collision simple de plaques continentales ; par la poussée tectonique, la contrainte maximale est horizontale. D : collision par poinçonnement (Stempelung) comme les Alpes et l’Himalaya ; la contrainte horizontale normale à la poussée majeure devient très faible, entraînant des ruptures par traction en forme d’évantail. E : fossé d’effondrement ; la contrainte maximale est verticale ; la contrainte horizontale perpendiculaire au fossé est la plus faible. F : détente des versants d’une vallée creusée par érosion ; la contrainte horizontale perpendiculaire à la vallée est plus faible que celle qui lui est parallèle.

12.2 Les relations contraintes – déformation On définit deux comportements extrêmes : plastiques et élastique

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12.2.1 La résistance à la compression Essai : on met une carotte de sondage sous compression. On a raccourcissement axial et dilatation radiale (Poisson). Dessiner la relation contrainte-déformation, on en déduit le module d’élasticité. Ces essais permettent de différencier trois types de matières :

• des matières élastiques Ils ont une relation contrainte-déformation linéaire, une réversibilité totale de la déformation en cas de relâchement de la contrainte et une rupture fragile (p.ex. verre)

• des matériels plastiques Ils se déforment non linéairement, gardent la déformation lors de la suppression de la contrainte et ne présentent pas de rupture nette. p.ex. argile de potier (Töpfer)

• des matériels élastoplastiques Matières qui ont des comportements intermédiaires entre ces deux extrêmes.

Figure : essais de résistance à la compression 12.2.2 Le comportement rhéologique Les matériels qui sont suspectés de présenter une tendance à la plasticité sont testés par le même agrégat mais selon un scénario différent. On charge l’échantillon à une contrainte fixe ; on mesure comment évolue la déformation dès l’application de la contrainte, si elle reste stable ou si l’échantillon continue à se déformer. On représente le résultat de l’essai sur un graphique déformation-temps d’application de la charge. Figure à droite : 12.2.3 Le comportement des terrains naturels Dans les essais en laboratoire, les roches naturelles sont en générale proche d’un comportement élastique et fragile, à l’exception des terrains contenant des teneurs appréciables en argile. Ces derniers peuvent fluer (schwanken) rapidement aux températures ordinaires si la teneur en eau est suffisante. Les roches fragiles se rompent par des cassures. La matière ne montre pas de trace intime de la déformation. On les appelle roches compétentes. Exemple : granite, calcaire. Les terrains qui répondent à la contrainte par un fluage ne se rompent pas franchement ; ils présentent plutôt une déformation continue de la matrice sous forme de niveaux d’étirement (Streckung) ou de plissement (Faltung). Ils sont appelées roches incompétentes. Exemple : argile plastique récente, argilite, marne (mélange argile-calcaire), sel. La déformation d’une série faite d’une alternance de roches compétentes et incompétentes : cf figure. figure : Compression normale à une série sédimentaire dont les couches ont des compétences variables. Exemple : Molasse chattienne ; les calcaires lacustres montrent un simple élargissement des fissures qui parcourent naturellement la couche, sans déformation de la matrice ; Les grès (Sandstein) marneux s’écartent (ausbreiten) aussi en segments, mais se déforment légèrement sous la forme de boudins (Blutwurst, Wulst). Les argilites s’étirent de manière plastique, sans discontinuité, à l’image d’une feuille d’acier dans un laminoir ; elles remplissent les espaces ouvertes dans les fissures.

12.3 Les déformations cassantes On en distingue plusieurs sortes

12.3.1 Les diaclases Lorsqu’une série rocheuse compétente est soumise à une poussée tectonique, elle subit dans son déplacement une désolidarisation sous la forme d’une multitude de petites cassures, sans que la structure générale de la masse ne soit modifiée et sans que des déplacements ne soient visibles le long de ces discontinuités. Les diaclases sont les cassures les plus fréquentes dans les roches. Lors de l’étude de la tenue d’un massif rocheux en excavation (Ausbaggerung), on détermine la densité de fracturation, paramètre dépendant en première ligne des diaclases. Figure : Le débitage d’un massif rocheux par les diaclases. 12.3.2 Les failles Les failles sont des discontinuités qui ont joué en cisaillement. On définit le rejet des failles par le vecteur dans l’espace qui relie deux points qui étaient jointifs avant le mouvement. Selon la direction du rejet (Abstossung) par rapport au plan de rupture, on distingue trois types de failles : les failles normales, les failles inverses et les décrochements.

12.3.2.1 Les failles normales

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Les failles normales sont des fractures engendrées par un effort de traction sur une série rocheuse. Elles sont présentes dans les régions des fossés d’effondrement résultant de l’écartement de plaques ou, à une échelle plus locale, dans la partie extérieure des plis concentriques. Figure ci dessus : les failles normales avec schéma de la définition du rejet d’une faille. 12.3.2.2 Les failles inverses Les failles inverses sont l’effet d’une compression sur une série rocheuse. 12.3.2.3 Les chevauchements Les failles inverses peuvent acquérir une grande extension lorsqu’elles découpent des massifs de taille importante. Leur inclinaison peut être proche de l’horizontale et la série qui domine cette discontinuité « cheuvauche » la série inférieure. chevaucher : s.überschneiden, überlappen. 12.3.2.4 Les nappes de recouvrement du second genre Si l’ampleur d’un chevauchement atteint plusieurs kilomètres, on donne au compartiment chevauchement le nom de nappe de recouvrement (ou charriage) de second genre. il joue un rôle important dans l’architecture des grandes chaînes de montagnes. Figure à droite : Nappe de recouvrement du second genre. Lorsque l’érosion fait apparaître le substratum, elle donne une « fenêtre ». Lorsqu’une partie de la nappe est déconnectée par érosion de ses racines, elle forme une « klippe ». 12.3.2.5 Les décrochements Quand un massif subit un cisaillement dans le plan horizontal, il se produit une rupture subverticale dans laquelle le cisaillement se résout par un déplacement des lèvres. dextre : un observateur sur une plaque voit l’autre plaque se déplacer vers droite senestre : inverse (La faille de San-Andreas en Californie)

12.4 Les déformations Les principales figures non cassantes sont causées par les efforts de compression, qui donnent les plis

12.4.1 Généralités sur les plis Le pli : déformation rocheuse d’une manière continue sans rupture. Dans le cas le plus simple et le plus courant d’une compression horizontale, une série de plan assimilée à des couches sédimentaires se déforme en cylindres dont les génératrices s’appuient sur une courbe plus ou moins sinusoïdale (cf.figure). À l’image d’une nappe sur une table. Un cylindre convexe : est appelé : anticlinal, un concave : synclinal. L’orientation et l’inclinaison des couches = le pendage. Lorsque les poussées s’exercent au même niveau, on obtient des plis symétriques droits ; le plan de symétrie s’appelle le plan axial. L’intersection de ce plan avec la couche = l’axe. Charnière : la partie la plus serrée. Le flanc : partie droit à gauche et à droite de la couche. Le plan axial n’est plus vertical si les poussées de compression ne s’appliquent pas à la même altitude ; il est d’autant plus incliné que les pointes de poussée sont décalées ;

lorsqu’il devient horizontal, on parle d’un pli couché. L’axe peut être horizontal ou incliné ; dans ce dernier cas, on donne le plongement axial, soit l’angle qui fait l’axe avec l’horizontale. L’érosion d’un pli fait apparaître dans la topographie les couches par leur trace : ce sont des bandes allongée, de part et d’autre de la trace axiale. Si l’axe est horizontal, les bandes sont parallèles entre elles. S’il est incliné, les traces se rejoignent par la charnière du pli en formant une courbe de forme parabolique. Dans le cas de l’anticlinal, ce sont les couches anciennes qui sont au centre de la forme. Dans le cas du syndical, ce sont des couches récentes. (Figure à droite : La trace des couches lors de l’érosion des plis. A : plis à l’axe horizontale coupé par une surface horizontale ; B : pli à l’axe incliné coupé par une surface horizontale). Avec l’étude de la géométrie des plis et les déformations on peut recréer les efforts tectoniques et les orientations des contraintes qui étaient à ce temps là. Processus de la genèse des plis : il y a deux familles : les plis concentriques et similaires. 12.4.2 Les plis concentriques On groupe sous ce terme des plis au contour arrondi, tant à petite qu’à grande échelle ; les limites entre les couches se rapprochent d’arcs de cercles concentriques. Les épaisseurs originales des couches sont peu modifiées, en mesurant l’épaisseur perpendiculairement aux contacts entre couches. Ce type de pli est le résultat d’une compression à faible profondeur (moins de 10 km) ; il conduit à un raccourcissement de la série. cf. figure à droite : schéma d’un pli anticlinal concentrique. La construction du pli par des portions de cercles ne pose pas de problème pour les couches externes. Au coeur du pli, la dernière couche est complètement repliée sur elle-même ; il n’est alors plus possible d’associer au pli d’autres couches ; il se produit une dysharmonie par décollement de la série plissée de son substratum dans le cas d’un

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anticlinal. Ce décollement se produit dans des couches de roches ductiles comme le sel, l’anhydrite ou des argilites. Couches du cœur : compression, couches du périphérie : traction.

12.4.2.1 La déformation par flexion

La série de couches est traitée comme une couche épaisse unique. La déformation est entièrement résolue dans la matière de la couche. L’intrados travaille en compression, l’extrados en traction. Ce type de pli concerne les roches massives. Figure à droite : répartition de la déformation dans les plis concentriques travaillent en flexion, ce sont des couches considérés massifs. 12.4.2.2 La déformation par glissement flexural Dans le cas de séries finement stratifiées, la déformation se résout par des cisaillements à la surface de contact entre les couches, à l’image des pages d’un livre que l’on incurve. La déformation à l’intérieur des couches est très faible. Dans la nature, le glissement couche sur couche est facilité par des niveaux argileux souvent présents entre les couches plus compétentes (roches du Jura) Figure à droite : répartition de la déformation dans les plis concentriques travaillant en glissement flexural, couches fines.

12.4.3 Les plis similaires

A grande profondeur (plus de 10km), les plis évoluent vers des formes beaucoup plus aiguës et complexes, qui déforment intimement la matrice rocheuse. La déformation se résout par un réseau très serré de ruptures parallèles à la surface axiale du pli ; chacune de ces surfaces travaille en cisaillement, décalant légèrement le contact stratigraphique. Similaire parce qu’on peut propager ces plis à l’infini dans la profondeur. Il ne donne pas lieu à un raccourcissement de la série originelle. Le cisaillement intime de la matrice de la roche tend à une réorientation de certains minéraux. Les roches qui contiennent par exemple des phyllosilicates montrent une réorientation mécanique des feuillets dans les plans de cisaillement ; ce phénomène confère ainsi à la roche une texture anisotrope que l’on nomme schistosité. L’intersection de la schistosité avec la surface = la linéation d’intersection. Figure à gauche : Le mécanisme de la déformation dans les plis similaires Figure à droite : définition de la schistosité et des linéations d’intersection.

12.4.4 Les nappes de recouvrement du premier genre Lorsqu’un pli couché avance sur plusieurs kilomètres, il définit une nappe de recouvrement de premier genre. Le flanc renversé existe, au moins partiellement. (nappe de Morcle = célèbre, Diableret)

12.5 Un modèle tectonique : les alpes Alpes sont dues à la collision entre les deux plaques lithosphériques européen (subduction) et africain. Il y avait plusieurs déformations qui sont les conséquences de cette collision. D’une manière générale, les déformations sont fragiles lorsqu’elles ont été produites à faible profondeur et elles deviennent ductiles lorsque la pression et la température augmentent.

Figure : règle générale sur le type de la déformation observé en fonction de la profondeur à laquelle cette déformation est créée.

12.5.1 Le Jura plissé Roches : sédiments sur la bordure NW de la Téthys. La chaîne : déformation externes. La partie interne de la chaîne : une succession de plis anticlinaux et synlicnaux simples, plis concentrique et formes carrées. Résumé : la chaîne du Jura est façonnée par une tectonique cassante (failles, chevauchements (Überlappung), décrochement (horiz. Verschiebung)) et par des plis concentrique, le plan axial est droit. 12.5.2 Le plateau suisse

• domaine de la molasse du plateau (série rocheuse sont tabulaires) • domaine de la molasse subalpine (pincées en écailles (Schuppen)

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12.5.3 Les Préalpes Domaine compliqué. Sur la molasse subalpine on rencontre plusieurs nappes interpénétrées. Les liaisons sont fortement érodées, on doit les reconstituer à l’air. Grands plis fortement pincés et étirés, plan axial incliné, déformée par des failles qui donnent des série de calcaires et dolomies (Château-d’Oex). 12.5.4 Les hautes Alpes calcaires Sédimenté au large et forment la couverture des massif cristallins (Nappe de Morcle, Diablerets, Lengger Bärge). Grands plis similaires, plan axial couché, développement schistosité axiale. 12.5.5 Les massifs cristallins externes (Jungfrau, Mönch Gipfel)

12.5.6 Les nappes internes Domaine pennique et domaine austroalpin (apartient à la plaque africain) 12.5.7 Les déformations actuelles Il y a des mouvements verticaux en Suisse. On voit que les Alpes se soulèvent systématiquement par rapport à ce point, avec des vitesses moyennes de l’ordre de 1mm/an, région centrale voire 1.5mm/an. Le Jura ne grandit presque plus. La Néotectonique est important pour la recherche des sites de stockage de déchets nucléaires.

13. L’altération Définition : L’altération traite l’ensemble des phénomènes qui tendent à transformer un matériel géologique en un matériel dégradé, moins résistant mécaniquement et plus sensible à l’érosion. L’altération peut agir au niveau de changements minéralogiques et de la structure physique de la roche. L’altération superficielle est contrôlée par les agents climatologiques et les eaux souterraines de sub-surface ; elle agit sur quelques mètres de profondeur. C’est à elle qu’on doit en bonne partie la genèse des sols, (pédologie = science des sols). L’altération profonde modifie la composition minéralogique des roches au voisinage des zones à circulation d’eaux thermales. 13.1 Les processus d’altération Il convient ici de bien distinguer agent (p.ex. l’eau de pluie) et le processus (la dissolution). On va traiter les différents types d’altération un par un.

13.1.1 Les processus thermiques Ce sont des changements de températures importants et répétitifs (désert).

13.1.1.1 Les variations de température Les divers minéraux des roches ont des coefficients de dilatation thermique différents. De fortes variations de température impliquent des efforts cisaillants aux contact entre les minéraux, entraînant une désolidarisation de la structure de la roche, l’amenant à un état particulaire (arénisation du granite : granite se transforme en arène granitique). Pour que cette altération soit effective, il le faut combiner avec d’autres processus (variations de teneur en eau) 13.1.1.2 Le gel C’est le processus superficiel du gel -dégel. Lorsque l’isotherme hivernal franchit la barre des 0°C, l’eau interstitielle se solidifie provoquant le gel du terrain en surface ; une dégradation du milieu provient du fait que l’eau en gelant est soumise à une dilatation près de 10%. Il convient de distinguer les effets du gel sur les terrains meubles, et sur les roches indurées.

13.1.1.2.1 Le gel des terrains meubles Considérons d’abord les terrains à pores de grand taille, comme les gravier ou les sables grossiers. Lorsqu’ils se trouvent près de la surface, ils sont généralement non saturés en eau. En effet, ils sont fortement drainés en profondeur vers les nappes souterraines. Ces terrains contiennent très peu d’eau capillaire ; cette dernière, en gelant, expulse un peu d’air sans déformer le squelette. Les terrains meubles à grains fins (les limons ou les argiles) sont au contraire sensibles au gel. Ils sont souvent saturés près de la surface, à la faveur de nappes souterraines perchées. Cette eau en gelant n’a pas d’autre solution que d’écarter les particules du squelette granulaire vers le haut ; on observe ainsi un léger soulèvement du sol au moment du gel. Quand ces terrains fins ne sont pas saturées, un second phénomène accroît la déstructuration du terrain ; la cryosuccion : un cristal de glace qui se forme dans un pore d’un sol finement granulaire contenant de l’eau et de l’air exerce un potentiel de succion (Saugen) sur les eaux des pores voisins ; cette eau migre par l’intermédiaire d’un film

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actif recouvrant les grains vers le cristal de glace et gèle à sa surface. Ce phénomène conduit à une accrétion de glace à certains emplacements du sol sous la forme de lentilles plus ou moins horizontales. La glace repousse la matière minérale du sol. Le tout conduit à de très forts gonflements. Lors du dégel, le sol ne se rétablit pas de manière homogène : la partie du terrain occupée par les lentilles se tasse profondément. Sur les routes principales, on remplace les terrains gélifs par une grave qui résiste au gel sur la profondeur prévue de celui-ci. Cette dernière est calculée en fonction des conditions climatique du lieu ; ici la couche est entre quelques décimètres et un mètre. L’étanchéité (die Dichtung) d’une argile est fortement dégradée si elle subit des cycles gel - dégel, par l’apparition de discontinuités plus perméables. 13.1.1.2.2 Le gel des roches indurées

Les roches finement poreuses comme des marnes ou des grès à grains fins (roches molassiques) se comportent d’une manière similaire aux terrains meubles fins décrits ci-dessus. Les roches fissurées en revanche montrent un mécanisme spécialement lié à la présence de cassures préexistantes. Une fissure ouverte vers la surface et dont le fond est imperméable a tendance ainsi à accumuler (ansammeln) de l’eau. Au début du gel la fissure est oblitéreée (entwertet) par un bouchon de glace qui confine (einsperren) l’eau de la fissure. Le gel progressant, l’eau de la fissure finit par geler à son tour. La pression de

gonflement exerce un effort de dilatation entre les lèvres de la fissure ce qui provoque son élargissement. Le phénomène est ainsi évolutif jusqu’au moment du détachement d’une lèvre de la fracture, qui peut par exemple donner lieu à un éboulement. Pour déterminer si une roche peut être utilisée comme pierre de construction extérieure, on lui fait subir des essais de résistance au gel en laboratoire. Des échantillons sont placées dans une enceinte thermique permettant de simuler un grand nombre de cycles gel – dégel. Les échantillons sont posés en contact avec une surface d’eau qui permet d’assurer l’alimentation capillaire de la roche. On mesure la dilatation volumique de la roche après chaque cycle gel – dégel.

13.1.2 Les processus physico – chimiques Les processus physico – chimiques de l’altération traitent de réactions plus ou moins rapides solide – eau. Cette dernière est soit de l’eau superficielle, soit de l’eau souterraine. Bien qu’elle ne soit pas mentionnée dans le titre du chapitre, la biologie joue un rôle important dans certaines de ces réactions. Nous distinguons ici la dissolution, qui fait passer le solide original en solution, des modifications minéralogique d’hydratation, qui se passent à l’état solide.

13.1.2.1 La dissolution La dissolution dans l’eau pure est pour beaucoup de minéraux moins efficace que dans de l’eau légèrement acide. C’est notamment le cas des carbonates. Divers acides peuvent se trouver dans l’eau qui percole dans le sous – sol :

• acides de pluies (HCl, HNO3, H2SO4, H2CO3), en parti d’origine anthropique. • acides de la végétation et des sols (H2CO3 et acides humiques.

L’acide carbonique est fourni par la décomposition de la matière organique du sol.

13.1.2.1.1 La dissolution congruente La plupart de minéraux dont la composition correspond à des sels (liaisons ioniques issues de la réaction d’un acide et d’une base) sont soluble de manière congruente dans l’eau. Le solide passe entièrement en solution sous la forme de ions. Leur solubilité est donnée par le produit de solubilité Ks. Le produit de solubilité dépend de la pression et de la température. On peut aussi donner la solubilité dans l’eau (20°) par la concentration : halite (NaCl) 350 g/l anhydrite (CaSO4) 3 g/l gypse (CaSO4.H2O) 2 g/l calcite (CaCO3) 0.014 g/l quartz (SiO2) 0.012 g/l dolomite (CaMg(CO3)2) 0.0003 g/l La solubilité de la calcite et de la dolomie dans de l’eau acide est multipliée de plusieurs ordres de grandeur. La dissolution conduit à l’élargissement des fissures de la roche, puis à la création de cavités importantes : c’est la karstification. Inversement, les eaux souterraines chargées en hydrogénocarbonates perdent une partie de leur gaz carbonique en solution à la source. Cette équation se déplace vers la gauche

et du calcaire précipite sur toute forme de substrat que l’on rencontre dans les zones sourcières : branchages (Astwerk), feuilles, mousses etc. Il en résulte une croûte poreuse qui est le tuf. Lorsque le tuf se dépose dans un lac, il est sous forme stratifiée et porte le nom travertin. Des formes de karstification sont observées également dans le gypse. La dissolution peut poser des problèmes importants dans les fondations d’ouvrages et dans l’étanchéité (die Dichtunge) des retenues. Un cas particulier est la dissolution de la corgneule (cf 10.4) ; la dissolution affecte (einwirken) surtout les éléments de gypse ce qui confère (verleihen) à la roche son caractère grossièrement poreux et vacuolaire. 13.1.2.1.2 La dissolution incongruente La plupart des roches dans la croûte sont de nature silicatée. Ces dernières sont peu solubles et les dissolutions qui interviennent génèrent des nouveaux minéraux silicatées, souvent de la famille des argiles (exemple : orthose)

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Figure : Les étapes de la dissolution incongruente de l’orthose. En t0, un cristal est mis en contact avec de l’eau. En t1, l’altération de l’orthose conduit à la mise en solution des ions Si, Al et K ; simultanément, la gibbsite Al(OH)3 précipite. L’altération se poursuit (t2) et la kaolinite précipite à son tour. Dans un stade final (t3), la muscovite se forme enfin. C’est un processus d’altération lente et complexe. Sur le plan pratique, il faut savoir que ces réactions sont beaucoup plus lentes que pour les sels. La néoformation de minéraux argileux doit être particulièrement surveillée en raison du comportement plastique qu’ils peuvent conférer à la roche. Les dissolutions incongruentes jouent un rôle majeur dans la transformation des roches en sols. Figure : Les processus de gonflement par hydratation. Introduction des cations hydratés dans l’espace interfoliaire des argiles.

13.1.2.2 Les modifications minéralogiques Dans ce paragraphe, nous traitons spécifiquement de l’hydratation minéraux. L’incorporation de groupes H2O dans le squelette cristallin conduit à des phénomènes de gonflement. Les deux roches susceptibles d’une telle hydratation :

• L’anhydrite CaSO4 se transforme en gypse CaSO4.H2O avec un gonflement de 60% ; en réalité c’est surtout quand l’anhydrite alterne avec des lits argileux que le gonflement est maximal.

• Les roches argileuses ont tendance à incorporer des cations hydratés entre les feuillets des minéraux argileux, ce qui conduit à leur espacement, donc au gonflement de la roche ; toutes les argiles ne réagissent pas de la même manière aux variations de la teneur en eau ; une analyse minéralogique et des essais doivent être réalisées pour préciser le risque.

C’est surtout dans les tunnels et les travaux souterrains un problème. Les gonflements sont très rapides. Les gonflements peuvent aussi affecter les terrains meubles riches en argile, par augmentation de leur teneur en eau à l’occasion de travaux de fouilles (décompression mécanique et présence d’eau dans la fouille (Grabung)). Ils peuvent entraîner des déformations importantes dans les fondations de bâtiments. Inversement, ces terrains sont sensibles au retrait lorsque la teneur en eau diminue par dessiccation: Le retrait s’accompagne d’un tassement important et de fissures de traction qui isolent des colonnes prismatiques. (Aussi dans les bâtiments un problème : sécheresse conduit à des fissures de l’ouvrage).

13.2 Catalogue des terrains sensibles à l’altération La vulnérabilité des différentes roches :

13.3 La distribution de l’altération en profondeur L’altération est essentiellement superficielle. Dans un terrain homogène, l’altération décroît en profondeur. La pédologie confirme généralement ce schéma par la superposition suivante sur quelques décimètres à quelques mètres :

• litière organique • horizon à matériel géologique décomposé surtout physiquement (roche décomprimée et

fragmentée) • roche mère non décomposée

Figure : Profil-type de l’altération dans un sol Un facteur important est également à prendre en compte : la circulation des eaux souterraines. Ces dernières sont souvent agressives. Il en résulte une altération plus profonde dans les niveaux où elles circulent efficacement, donc dans les roches quifères. Figure : répartition de l’altération superficielle (au sens large) dans un profil naturel. Le phénomène agit surtout au niveau du sol mais aussi plus profondément, à la faveur de cheminements préférentiels de l’eau souterraine.

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13.4 Les conséquences pour l’ingénieur L’altération est un phénomène naturel évolutif dans le temps. Chaque processus agit sur le milieu géologique selon sa propre cinétique : la dégradation peut opérer en quelques jours pour certains (gonflements des argiles) ou après des milliers d’années (p.ex. l’altération minéralogique des roches magmatiques ou la karstification). Une réactivité si variable est à mettre en regard avec la préoccupation de l’ingénieur, soit la durée de vie d’un ouvrage ou l’aménagement d’une région basé sur les risques géologiques. Mais la cinétique de certains processus d’altération est fortement influencée par l’activité humaine et notamment par les travaux d’ouvrages ; c’est le cas du gonflement des roches dans les tunnels par exemple.

figure : Les questions que doit se poser l’ingénieur quant à la relation ouvrage – altération. Le facteur de sécurité η décrit le rapport entre les efforts résistants et les efforts moteurs de l’instabilité ; lorsqu’il est inférieur à 1, l’ouvrage devient instable.

13.4.1 Les effets sur les propriétés mécaniques La résistance mécanique d’un matériel altéré par rapport au matériel originel est systématiquement diminuée. La roche altérée a souvent un comportement moins élastique que la roche saine et la résistance diminue. 13.4.2 Les effets sur les propriétés hydrogéologiques L’altération génère une porosité dans des milieux qui ne le sont originellement pas. On l’appelle porosité secondaire, au même titre que celle qui provient de la fissuration des roches. On peut en citer trois formes principales :

• dissolution du ciment d’une roche détritique, comme les grès molassiques qui retournent à l’état de sable • dissolution karstique des calcaires et des gypses • désolidarisation des cristaux dans les roches magmatiques

Cette transformation peut donc faire passer une roche de la fonction de terrain étanche à celle d’un aquifère. Une démonstration parfaite est fournie par les grès molassiques qui forment une partie importante du Plateau suisse. La partie superficielle est décalcifiée ; à une profondeur de l’ordre de 5 à 10 mètres, le ciment du grès rend la roche presque étanche ; ainsi une nappe d’eau souterraine occupe les pores des grès altérés, donnant lieu à une myriade (Unzahl) de petites sources qui sont souvent exploitées comme eau potable.

13.5 Le dépistage de l’altération Appréhender le phénomène de l’altération du matériel géologique et ses effets est une analyse complexe. Elle comprend une panoplie (Arsenal) de méthodes qui considèrent le problème à différentes échelles, de la taille des minéraux à celle du massif. 13.6 Bilan général de l’altération en géologie de l’ingénieur L’altération modifie sensiblement les propriétés techniques des roches. Elles sont en général négatives dans les travaux de l’ingénieur civil par la péjoration de la résistance mécanique. Figure : l’effet de l’altération dans les différents domaines du génie civil et de l’environnement.