2012CHAPITRE II OU GEOM STRUCTU - UMMTO E
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CHAPITRE II LA GEOMORPHOLOGIE STRUCTURALE A. INTRODUCTION Le relief est une irrégularité de la surface de la croûte terrestre engendrée par des mouvements structuraux et érosifs. Le relief regroupe toutes les irrégularités à la surface du globe : montagnes, collines, plateaux, plaines, fosses océaniques, etc. L’état du relief dépend de divers facteurs, dont la nature des roches (les laves donnent des reliefs volcaniques, les granites des reliefs massifs, les calcaires des reliefs karstiques), l’environnement climatique (pénéplaine en climat tempéré, pédiplaine en région aride), le type d’érosion (relief glaciaire, relief fluviatile) et sa durée d’action (les montagnes anciennes ont une morphologie différente des montagnes jeunes. Le relief est toujours quantifié par rapport au niveau de la mer. L’orographie est la science qui s’intéresse à la description des reliefs, tandis que la géomorphologie s’intéresse aux formes du relief terrestre, leur formation dans l’espace et leur évolution dans le temps. Le relief continental peut être mesuré par les satellites artificiels qui gravitent autour de la Terre. Le relief des fonds marins peut être connu grâce à des sondages, des forages, des études sismiques et magnétiques. B. LES DONNEES LITHOLOGIQUES I. LES ROCHES SEDIMENTAIRES I.1. Définitions 1. Généralités Une roche sédimentaire est par définition une accumulation de sédiments issus de la destruction des reliefs et/ou résulter des activités organiques et/ou chimiques (fig.). Ces sédiments sont le résultat d’un processus qui fait intervenir la relation climat-végétationclimat. Ces roches exogènes, c'est-à-dire formées à la surface de la Terre sont très répandues dans les paysages actuels et dans les temps géologiques. Elles constituent le plus souvent des dépôts stratifiés en lits successifs ou strates. 2. La sédimentologie et la pétrologie sédimentaire 3. La stratigraphie 4. La paléogéographie et la notion de faciès ou milieu de dépôt I.2. La classification des roches sédimentaires Les critères essentiels du classement des roches sédimentaires sont leur origine (génétique), la présence ou non d’un ciment et leur composition chimique. 1. La classification génétique Cette classification distingue les roches détritiques ou clastiques d’une part et les roches d’origine chimique et biologique d’autre part (fig.). 1.1. Les roches d’origine détritique Elles correspondent à des assemblages de débris variés issus de la dégradation des roches préexistantes (sédimentaires, métamorphiques, magmatiques). On peut distinguer deux types de roches sédimentaires d’origine détritique : - Les roches détritiques au sens strict ou roches terrigènes ; - Les roches pyroclastiques, issues du remaniement des débris projetés par les volcans. 1.2. Les roches d’origine chimique Ces roches sont constituées par des précipités de sels dissous après saturation par évaporation de l’eau. C’est le groupe des roches dites salifères ou évaporitiques (chlorures, sulfates, etc.). Elles peuvent aussi se former par réactions chimiques. L’exemple le plus connu est celui du calcaire ou carbonate de calcium qui précipite à partir du bicarbonate soluble : CaCO3 + CO2 + H2O ------- Ca (HCO3)2 Cette réaction se produit lorsque : - La température devient forte entraînant l’évaporation de l’eau. Ce phénomène est à l’origine des croûtes diverses qui se forment dans les déserts chauds et des calcaires qui se déposent dans les eaux chaudes saturées (Mer Morte). - Le départ du CO2 que l’on peut expliquer soit par une agitation violente des eaux (chutes d’eau dans les rivières ou cascades) soit par son absorption par photosynthèse des plantes aquatiques (Algues et mousses dans les rivières, lithotamnium des rivages marins, etc.). 1.3. Les roches d’origine biologique Ces roches sont constituées de débris d’animaux ou végétaux. Il s’agit surtout de : - Calcaires fixés particulièrement par les plantes aquatiques, les vertébrés et les invertébrés sous forme d’aragonite et de calcite ; - Silice fixée directement par certaines plantes (Diatomées et certains Spongiaires sous forme d’opale) ; - Phosphates dans la chair, les ossements et les excréments des Vertébrés. 2. La classification basée sur la présence ou non d’un ciment En se basant sur la présence ou non d’un ciment, on distinguera les roches meubles et les roches consolidées. 2.1. Les roches meubles Ces roches non cimentées sont en général des sédiments actuels et des roches anciennes demeurées meubles. Les classes typiques sont les suivantes : - Les pulvérulents avec une cohérence C = O . Les blocs rocheux et les galets : diamètre D supérieur à 200 mm . Les cailloux avec un D variant entre 20 et 200 mm . Les graviers avec un D variant entre 2 et 20 mm . Les sables avec un d variant entre 0.05 et 2 mm. Les sables sont classés selon leur granulométrie (la grosseur des grains). Le sable se caractérise par sa capacité à s'écouler. Plus les grains sont ronds, plus le sable s'écoule facilement. On peut également différencier un sable qui a été transporté par le vent d'un sable transporté par l'eau. Le premier est de forme plus anguleuse que le deuxième qui est plus rond. De plus, le sable éolien (fig. ) présente une couleur plus opaque que le sable aquatique plus translucide (poncé plus finement), dûe aux multiples impacts que subit le sable aérien lors de son déplacement. Photo a Photo b Fig. : Les sables éoliens ou dunes (a), les sables de plage (b) et les sables de rivière (c) Le sable est souvent le produit de la décomposition du granite du fait de l'érosion. Ainsi, le plus fréquent de ses composants est-il le quartz, le constituant le moins altérable du granite. Les grains de sable sont assez légers pour être transportés par le vent et l'eau. Ils s'accumulent alors pour former des plages, des dunes Utilisation des sables : Le sable est utilisé pour faire du béton et comme matière première du verre. Il peut être utilisé pour filtrer les liquides. Le sable est également un élément important de l'industrie touristique, lorsqu'il est présent sur les plages et les dunes où il est également un élément indispensable à la protection de la côte. - Les sols cohérents avec une cohérence C différente de zéro : . Les silts et les limons avec un D variant entre 2 et 50 mm . Les argiles avec un D inférieur à 2 mm. 2.2. Les roches consolidées ou cohérentes a. Les conglomérats Le ciment reliant les sédiments est souvent argileux. On les rencontre dans les terrasses, les piémonts et les rivages. Ils peuvent être monogéniques (éléments de même nature) ou polygéniques (cas le plus fréquent). Leur étude régionale nous renseigne en particulier sur les zones soumises à l’érosion et les modalités de transport des sédiments grâce à la granulométrie et la morphoscopie. On distingue deux types de conglomérats (photo.) : - Les brèches : Renfermant des éléments anguleux, ces roches peuvent être d’origine sédimentaire, tectonique et volcanique (fig.). Les brèches tectoniques reçoivent le nom de mylonites lorsque le broyage a été particulièrement poussé. Fig. : Les conglomérats de Lakhdaria (Palestro) - Les poudingues : Les sédiments de ces roches arrondis, forme qui se traduit par un long transport des éléments (fig.). b. Les grès Ces roches sont composées à 85 % de grains de quartz plus ou moins arrondis (photo). Elles sont diversement colorées selon la nature du ciment qui conditionne e plus leur porosité, leur dureté, leur densité, leur résistance aux agents d’érosion et par suite leur usage. Au-delà de son utilisation en tant que réservoir naturel pour les gisements d'huile et de gaz, le grès est utilisé dans la fabrication de pierres et de meules à aiguiser. Photo a Photo b Fig : Les ruines romaines de Timgad (a) et de Tigzirt (b) Fig. : Les blocs de grés de Bou Saada c. Les roches carbonatées clastiques Elles sont formées de 50 % de carbonates (calcite, dolomite, aragonite). On distingue deux groupes principaux : Les calcaires et les dolomies. d. Les molasses et les flyschs Ces deux faciès sont liés à des phases orogéniques. - La molasse est une formation composée de couches turbiditiques et de couches terrigènes non turbiditiques (grès, conglomérats) déposées dans une zone orogénique en fon de tectonisation, en discordance avec les couches sous-jacentes (fig.). Elles correspondent à toutes les couches détritiques accumulées dans les fosses situées au pied des chaînes récentes. La molasse est une formation d’eaux douces et marines. - Les flyschs, uniquement marins, présentent une alternance régulière de lits grossiers et de lits plus fins (fig.). Ils se forment suite à des variations du niveau marin, lors d’une succession de transgressions et de régressions (fig.). Fig. : Les flyschs du port d’Azzefoun (photo a) et de Sidi Khelifa (photo b) Les distinctions entre molasses et flyschs sont parfois difficiles. e. Les argiles f. Les quartzites sédimentaires Ce sont des roches presque entièrement siliceuses. Le quartz du ciment adhère fortement avec le quartz des grains, de sorte que la cassure de la roche tranche les grains comme le ciment. g. Les limons ou silts Les limons diffèrent des sables par leurs grains plus fins (de 10 à 50 µm) et leur consistance de cendre, farine ou poussière. Ils diffèrent des argiles par leur moindre cohésion et le fait qu’à l’état sec, ils s’effritent entre les doigts. Dans les vallées, ce sont souvent des dépôts de débordement des fleuves. On les trouve aussi sur certains plateaux, tantôt résidu de dissolution et d’altération, ailleurs dépôts apportés par le vent. Les limons sont généralement quelque peu argileux, mais le minéral dominant est le quartz. Le limon contenant du calcaire et transporté par le vent est appelé loess. Il fait transition entre les roches siliceuses, argileuses et calcaires. Ils ont un intérêt majeur pour le renouvellement de la fertilité des sols et donc pour leur exploitation agricole h. La vase C’est un dépôt fin, onctueux, actuel, rencontré dans les mers, les rivières et les lacs. La vase est parfois très riche en débris végétaux et animaux en décomposition, d’où son odeur nauséabonde. i. Les pélites ou siltites Aux limons et vases qui sont des roches meubles, correspondent des roches cohérentes appelées siltites, pélites siliceuses ou phtanites. Un phtanite est une roche siliceuse, à cassures plus ou moins planes, lisses au toucher, quelque fois un peu esquilleuse. La couleur est gris bleuté, verdâtre, souvent gris foncé ou noir. Les phtanites ont souvent une disposition en bancs étendus, ce qui les distingue des silex. On les trouve souvent intercalés avec des schistes. 3. La classification chimique 3.1. Les roches sédimentaires siliceuses Ce sont des roches riches en silice (plus de 50 %), laquelle est souvent représentée par le quartz sédimentaire, la calcédoine et l’opale. Elle provient par dissolution de certains organismes, de roches diverses et peut être liée en particlier à des émissions volcaniques. a. Les roches siliceuses d’origine détritique Ces roches proviennent de roches prééxistantes. b. Les roches siliceuses d’origine organique Ces roches peuvent renfermer en abondance des restes d’organismes à tests siliceux. Les principales roches de ce type sont : - Les jaspes à radiolaires ou radiolarites : Elles sont constituées de ciment siliceux englobant des tests siliceux de Protozoaires. Toujours marines, les squelettes de Radiolaires (opale) sont très durs, non rayés par le canif. Elles sont diversement colorées et fournissent un bon matériau de décoration. Fig. : L’opale Les jaspes sont des radiolarites d’un rouge sombre, le fer y est sous forme oxydée. Les lydiennes se distinguent des jaspes par leur couleur noire, qui indique probablement un milieu plus réducteur. Etant donné leur dureté, elles sont utilisées par les bijoutiers comme pierre de touche (on observe le trait que laissent l’or, l’argent et les alliages). - Les diatomites : Constituées par des carapaces siliceuses d’algues microscopiques, les diatomées sont faites d’opale et formées dans des lacs ou des océans (boues à diatomées). Poussiéreuses ou grenues ou rugueuses au toucher, de couleur variable, elles sont peu cohérentes et de ce fait rayées par l’ongle. Dans l’industrie moderne, on les utilise comme absorbants, micro-filtres, etc. c. Les roches siliceuses d’origine chimique - Les silex : Ce sont des accidents siliceux en milieu calcaire, formés surtout de calcédoine et d’un peu d’opale. L’intérieur est toujours très dur, à cassure courbe très lisse au toucher. Les silex ont servi d’outils aux civilisations préhistoriques et de pierres à feu. Fig : Les silex dans les calcaires des balcons de Ghouffi (Batna-Algérie) - Les meulières : Ce sont des accidents siliceux dans les calcaires lacustres. Elles peuvent être compactes ou caverneuses : . Les variétés compactes, à aspect de silex, ont été utilisées pour la fabrication de meule, d’où leur nom ; . Les variétés caverneuses, brun rougeâtres, d’aspect carié, sont exploitées comme matériau de construction. Les meulières se rencontrent, entre autres, dans le Quaternaire du Sahara. Au cours d’orages violents, l’eau des pluies dissout la silice et, en s’évaporant, dépose sa silice sous la forme de meulière. Celles-ci sont donc un excellent indice climatique celui d’un climat chaud semiaride, ni trop humide, ni trop sec. - Les geysérites : Ce sont des dépôts siliceux blancs, abandonnés par les sources chaudes. Ces geysérites peuvent être colorées (jaspes), zonées (agates), etc. Fig. : L’agate 3.2. Les roches sédimentaires carbonatées On distingue deux groupes principaux : les calcaires et les dolomies présentant des intermédiaires. Ces deux groupes présentent un intérêt important : - Ce sont des indicateurs climatiques car leur formation exige une température supérieure à 22 °c (mers chaudes) ; - Ce sont d’excellents indicateurs paléo écologiques : les calcaires organiques sont typiques des mers chaudes, peu profondes et bien oxygénées (récifs) ; - Sur le plan économique, elles peuvent constituer des réservoirs d’eau et de pétrole, servir à la fabrication de chaux et de ciment, pierres de onstruction, bicarbonate de soude, production de CO2, craie, etc. a. Les roches calcaires : Elles renferment souvent des fossiles d’où leur importance en stratigraphie. Ils font effervescence à l’acide à froid, ce qui les distingue des dolomies qui ne le font pas : CaCO3 + 2HCl ----------- CaCl2 + H2O + CO2 (dégagement de CO2) Fig. : La chaine calcaire du Djurdjura vue des Ouacifs b. Les roches dolomitiques : La dolomie est une roche sédimentaire carbonatée contenant 50 % ou plus de carbonate dont la moitié sous forme de dolomite (Ca,Mg)(CO3)2 Les dolomies ne font pas effervescence à froid avec un acide dilué (HCl à 10%), ce qui les différencie des calcaires. L’effervescence se fait à chaud et après pulvérisation. 3.3. Les roches sédimentaires alumineuses ou roches argileuses Ce sont des roches tendres, rayables à l’ongle, fragiles et cassantes à l’état sec, faisant pâte à l’eau et durcissant à la cuisson. Leur imperméabilité joue un rôle important dans les circulations et les accumulations de fluides (eaux, hydrocarbures). La diagenèse des argiles conduit à la formation des schistes, roches feuilletées et clivables. Lorsque cette diagenèse est intense, on passe aux schistes ardoisiers et aux ardoises qui peuvent être considérées comme des roches métamorphiques. La structure des argiles est identifiable aux RX ou diffractométrie. La structure des argiles est caractérisée par la superposition de feuillets (fig). Si une argile fait effervescence à froid à l’acide, elle contient donc du calcaire et s’appelle alors une marne. L'argile est une roche sédimentaire, composée pour une large part de minéraux spécifiques, silicates en général d'aluminium plus ou moins hydratés, qui présentent une structure feuilletée (phyllosilicates) qui explique leur plasticité, ou bien une structure fibreuse (sépiolite et palygorskite) qui explique leurs qualités d'absorption. On les classe en trois grandes familles selon l'épaisseur des feuillets (0,7 ou 1 ou 1,4 nm), qui correspondent à un nombre de couches d'oxydes tétraédriques (Si) et octaèdriques (Al, Ni, Mg, Fe2+, Fe3+, Mn, Na, K, ... (fig.)). L'interstice entre feuillets peut contenir de l'eau ainsi que des ions. Il en résulte des variations de la distance entre feuillets, et donc des variations dimensionnelles macroscopiques de l'argile quand elle s'hydrate (dilatation) ou s'assèche (contraction pouvant provoquer des fissures). Les minéraux les plus communs dans les argiles sont : - La kaolinite (0,7 nm). De formule Si2O5Al2(OH)4, elle est blanchâtre, pâteuse et grasse. On l'utilise en céramique et pas seulement dans la fabrication de la porcelaine. Les minéraux du groupe de la halloysite sont composés par le même feuillet que la kaolinite mais leur empilement est désordonné. Il existe deux formes d’halloysite : . déshydratée, avec la même formule chimique que la kaolinite et épaisseur proche de celle de la kaolinite : 0,72 nm ; . hydratée, dont l’épaisseur est environ 1 nm, qui correspond à celle de la kaolinite plus une couche d’eau (0,29 nm) ; la montmorillonite, dont une forme, qui a pour formule Si4O10Al5/3Mg1/3Na1/3(OH)2, est utilisée comme détachant ou comme bentonite employée en génie civil en raison de ses propriétés colloïdales (plastifiant dans les mortiers). À la différence de l’halloysite, plusieurs couches d’eau peuvent prendre place entre deux feuillets de montmorillonite et par conséquent la séparation entre deux feuillets peut aller de 0,96 nm à la séparation complète ; - L'illite, (1 nm) de formule KAl2(AlSi3O10)(OH)2 est la plus répandue, c'est elle qui sert à la fabrication des objets en terre cuite. La structure des illites est proche de celle des micas mais en diffère par le degré de substitution Si/Al (inférieur dans l’illite), la présence de potassium (inférieure dans l’illite) et pour un certain degré de désordre dans l’empilement des feuillets. - les vermiculites (environ 1,4 nm, comme les chlorites, qui baisse à 1 nm suite à réchauffement). Le feuillet a une composition proche du talc ; toutefois, dans le talc il est neutre, tandis que dans les vermiculites il possède une charge négative, comme dans les chlorites. Cette charge négative est compensée par des ions magnésium hydratés placés entre les feuillets. L’eau d’hydratation des ions magnésium dans la région interfoliaire est éliminée par réchauffement, ce qu’explique la diminution de la période. En géotechnique, où l'on s'intéresse avant tout au comportement mécanique des sols, on désigne par argile les matériaux de granulométrie inférieure à 2 micromètres (entre 2 et 50 µm, on parle de limon). - Caractérisation des argiles Une des manières de reconnaître les argiles est l'analyse par diffraction de rayons X. La formation des argiles : Les argiles désignent de très fines particules de matière arrachées aux roches par l'érosion. La plupart de ces particules proviennent de la désagrégation de roches silicatées : du granite (mica et feldspath), du gneiss ou encore des schistes. - L’utilisation des argiles : L’argile est un des plus anciens matériaux utilisés par l’homme. Pétrie avec de l’eau, elle donne une pâte plastique qui peut être facilement moulée ou mise en forme. Après cuisson, elle donne un objet résistant et imperméable. Ces propriétés remarquables sont à l’origine de son utilisation très ancienne pour réaliser des objets en céramique, en porcelaine... Briques et tuiles sont également fabriquées à partir d’un mélange d’argile et d’eau moulé sous pression et cuit à température suffisamment élevée (1000 à 1200 °C). Une terre argileuse destinée à la cuisson est souvent appelée glaise ou terre glaise. 3.4. Les roches phosphatées Elles se forment sur la plate-forme continentale ou à son rebord (entre 50 et 200 m de profondeur). Ce sont des roches sédimentaires marines (sauf la phosphorite) contenant des minéraux phosphatés caractérisés par le radical (PO4)3-. Dans l’industrie, le traitement à l’acide sulfurique des phosphates les transforment en superphosphates (mélange de phosphate monocalcique CaH2(PO4)2 et sulfate de chaux (CaSO4), permet de les utiliser comme engrais. 3.5. Les roches salines a. L’origine des roches salines Ce sont des dépôts riches en chlorures et sulfates alcalins (avec les ions Na+, K+, Cl- et SO4--). La précipitation de ces sels succède à des concentrations, par évaporation intense, généralement dans les lagunes peu ou pas reliées à la mer, ou encore dans les lacs salés. Ce sont donc de bons indicateurs climatiques. Par ordre de cristallisation, on a les principaux minéraux suivants : le gypse, l’anhydrite, le sel gemme ou halite, la carnallite, la sylvine. b. Exemples de roches salines - Le sel gemme ou halite ou chlorure de sodium (NaCl). On trouve des affleurements de sel gemme exclusivement dans les régions désertiques car ailleurs il est solubilisé par les eaux de pluie (montagnes de s el du Sud algérien). Du point de vue économique, le sel est utilisé dans l’alimentation, le chlore pour les matières plastiques (30%), la soude (déchet de chlore CO3Na2). - Le gypse et l’anhydrite (CaSO4,2H2O et CaSO4). Le gypse se présente sous diverses formes : de couleur blanche ou teinté en rose par des oxydes, sa structure peut être granuleuse (saccharoïde) ou fibreuse ou lamellaire ou encore en gros cristaux (gypse en fer de lance) ou en association dans les roses de sable. Le gypse est légèrement soluble dans l’eau (2.5 g/l). Par chauffage, le gypse se transforme en plâtre en dégageant de la vapeur d’eau : CaSO4,2H2O CaSO4,1/2H2O + 3/2 H2O Le plâtre mélangé à de la gélatine et coloré donne stuc, imitation du marbre. L’anhydrite est translucide, blanche, grise ou verdâtre. Ses cristaux sont parfois sphériques ou en feuilles de fougères. Elle se dépose à partir de l’eau dans les lagunes. Elle est un peu plus dense et plus dure que le gypse. - Le sel de potasse (sylvine KCl) et le sel de magnésium (Carnalitte MgCl2). Ils sont fréquemment associés au sel gemme et le rendent déliquescent (pas consistant, dépérissement). Ils sont utilisés comme engrais. Par leur plasticité effective par le gradient géothermique et le poids des sédiments, les roches salines sont un facteur d’instabilité tectonique. Elles sont tendance à fluer vers la surface en donnant naissance à de curieux phénomènes tectoniques (dômes de sels, chevauchements et charriages, remontées de sels, etc.) Pour la formation de gisements évaporitiques, le milieu doit être aride, mais pas nécessairement chaud. Il faut que les apports d'eau qu'ils soient météoriques ou marins soient inférieurs à l'évaporation. Les environnements évaporitiques consistent en des lacs en région aride ou semi-arides, des lacs temporaires (sebkha) ou des bassins partiellement ou totalement confinés (Mer Morte, grand lac salé, mer Caspienne, mer d'Aral, Chott el-Jérid en Tunisie). 3.6. Les roches carbonées Ce sont des roches sédimentaires formées essentiellement de débris végétaux qui ont subi une évolution complexe (enrichissement en carbone, déshydratation et appauvrissement en matières volatiles avec pertes d’hydrogène et oxygène). Lorsque les êtres vivants s’accumulent dans l’eau stagnante, ils se trouvent à l’abri de l’oxygène (milieu anaérobie). Ces milieux se rencontrent dans des lacs aux eaux calmes, non agitées, au niveau des forêts marécageuses ou même au fond de certaines mers fermées. Les roches combustibles proviennent donc de la biomasse fossilisée. Pétroles et charbons ont ainsi une origine très comparable. a. Les charbons : En fonction de leur teneur en carbone C, on peut les classer de la manière suivante : - La tourbe (55% de carbone) : Légère et brune, elle est surtout formée de mousses, connue uniquement dans les dépôts actuels. C’est un combustible médiocre. - Les lignites (70-75% de carbone) : De couleur brun noir à terne et à débris ligneux bien reconnaissables, les lignites sont plus compacts que la tourbe. On les rencontre dans des gisements d’âges secondaire ou tertiaire. Le jais est une variété noire et brillante. - Le charbon proprement dit ou houille au sens large (85% de carbone) : Noir, mat ou brillant, le charbon tache les doigts. - Le graphite : Formé de carbone pur, il est le terme ultime de l’évolution et est dû au métamorphisme. On peut aussi classer les charbons par des méthodes d’analyse industrielle. L’une d’entre elles consiste à observer le comportement d’un charbon au cours de sa combustion : . A 100 °C, un échantillon chauffé perd son eau (on peut ainsi connaître la quantité d’eau qu’il contient) ; . A 960 °C, le charbon perd les matières volatiles (hydrocarbures) qu’il contient ; . Au dessus de 960 °C, tout le carbone est oxydé. Il reste ensuite des cendres non combustibles : c’est le résidu minéral. On peut aussi calculer le pouvoir calorifique ou énergétiques des charbons, c'est-à-dire la quantité de chaleur libérée par la combustion d’une certaine masse. Les anthracites sont les charbons qui ont le meilleur pouvoir calorifique. Il est le double de celui des lignites. En ce qui concerne les tourbes, il est très bas. b. Les pétroles : Le terme pétrole est une huile naturelle qui est synonyme de pétrole brut (pétra = pierre et oléum = huile). Les hydrocarbures sont des composés de carbone et d’hydrogène. Si le composé le plus simple est le méthane CH4, il faut savoir que les hydrocarbures naturels sont des mélanges très complexes de molécules telles que les alcanes CnH2n+2 et les alcènes CnH2n. Il existe aussi des composés aromatiques, molécules cycliques à six atomes de carbone, ce qui leur confère une grande stabilité. 3.7. Les roches ferrugineuses, glauconieuses, alumineuses C’est l’exemple des minerais sédimentaires de fer, glauconite, bauxite. II. LES ROCHES METAMORPHIQUES II.1. Généralités Les roches métamorphiques sont formées par la recristallisation (et généralement la déformation) de roches sédimentaires ou de roches magmatiques sous l'action de la température et de la pression qui croissent avec la profondeur dans la croûte terrestre ou au contact d'autres roches. Ces transformations se font à l'état solide, c'est-à-dire sans fusion de la roche (magmatisme). C'est grâce au changement des conditions initiales de température (et parfois de pression) que le métamorphisme se met en place. En effet, les composants chimiques perdent ou gagnent une molécule d'eau (H2O) ce qui entraîne une réorganisation chimique, et donc minéralogique, de la roche. Elles ont des caractéristiques très différentes selon leur composition, la température atteinte, la vitesse et la manière avec lesquelles elles refroidissent. Ce qui donne plus de 700 variétés différentes de roches métamorphiques. Parmi les roches métamorphiques, on trouve notamment : - les schistes et micaschistes - les cipolins - les gneiss - les granites d'anatexie, qui sont à la limite du métamorphisme et du magmatisme. II.2. Les facteurs du métamorphisme 1. La température et le gradient géothermique 2. La pression : la pression lithostatique, l’enfouissement et les contraintes latérales II.3. Les climats métamorphiques II.4. Les grands types de métamorphisme 1. Le métamorphisme de contact 2. Le métamorphisme général ou régional 3. Le dynamométamorphisme II.5.La classification des roches métamorphiques - les schistes et les micaschistes . Un schiste est une roche qui a pour particularité d'avoir un aspect feuilleté, et de se débiter en plaques fines ou « feuillet rocheux ». On dit qu'elle présente une schistosité. Il peut s'agir d'une roche sédimentaire argileuse, ou bien d'une roche métamorphique. Le schiste métamorphique : Un schiste est une roche sédimentaire provenant d'une argile qui, sous l'action de la pression et de la température, a acquis un débit régulier en plans parallèles que l'on appelle plans de schistosité. Le plan de schistosité est oblique à la direction d'aplatissement (la stratification). Parmi les schistes notables, l'ardoise, très plane et de schistosité marquée, se débite en fines dalles servant à la couverture des toitures. . Un micaschiste est une roche métamorphique à forte transformation constituée principalement de minéraux en feuillets, ou phyllosilicates tels que des micas, de la chlorite ou du talc. Généralement, les micaschistes contiennent aussi du quartz ou des feldspaths ainsi que des minéraux accessoires tels que des amphiboles (hornblende, glaucophane par exemple) ou des grenats. On parle alors de micaschistes à amphiboles ou de micaschistes à grenats. Comme les schistes, moins métamorphiques, les micaschistes sont caractérisés par un feuilletage (schistosité ou foliation selon le degré de métamorphisme) très marqué résultant des déformations ductiles tectoniques de la roche. La plupart des micaschistes viennent du métamorphisme de roches sédimentaires pélitiques telles que des argiles. L'augmentation des conditions de pression et de température sur les micaschistes entraîne l'apparition de gneiss. Les minéraux du gneiss sont plus gros et ont donc mieux cristallisé. Cela est dû en partie à l'énergie, plus importante, qui leur était disponible. - les cipolins De l'italien cipollino, de cipolla, oignon, un cipolin est une roche métamorphique calcaire composée de petites veines de serpentine d'où un débit en pelure. - Les gneiss Le gneiss est une roche métamorphique contenant du quartz, du mica, des plagioclases et parfois du feldspath, tous suffisamment gros pour être identifiés à l'œil nu. La foliation, toujours présente, est parfois marquée par l'alternance de petits lits clairs et de fins niveaux plus sombres (on parle alors de litage métamorphique). Les lits clairs sont constitués principalement de quartz, de plagioclases et de feldspath. Ils ont une structure granoblastique. Les lits sombres sont micacés avec la présence éventuelle d'amphiboles. Ils ont une structure lépidoblastique. Cette structure en feuillets ou lits est généralement due à une déformation ductile qui s'est produite en même temps que le métamorphisme. Les plans ainsi définis sont appelés foliation, et correspondent au plan d'aplatissement de la roche. Celle-ci a souvent été étirée en même temps qu'aplatie (un peu comme un métal dans un laminoir). On observe alors une linéation d'étirement, marquée par l'allongement des minéraux, sur les plans de foliation. Un gneiss provenant du métamorphisme du granite est un orthogneiss. S'il est issu du métamorphisme d'un sédiment argileux c'est un paragneiss. Un gneiss œillé est un gneiss dans lequel des phénocristaux de feldspath sont conservés ou ont recristallisé. C'est souvent le signe qu'il s'agit d'un orthogneiss. On trouve généralement des gneiss dans les parties profondes, érodées, des chaînes de montagnes. III. LES ROCHES MAGMATIQUES III.1. Généralités Les roches magmatiques, également désignées sous le vocable de roches ignées, voire comme roches éruptives, se forment quand un magma se refroidit et se solidifie, avec ou sans cristallisation complète des minéraux le composant. Cette solidification peut se produire : - en profondeur, cas des roches magmatiques plutoniques (dites « intrusives ») ; - à la surface, cas des roches magmatiques volcaniques (dites « extrusives » ou « effusives »). Dans tous les cas, les roches magmatiques sont qualifiées d'endogènes (tout comme les roches métamorphiques), car formées en profondeur, par opposition aux roches exogènes (telles les roches sédimentaires), formées par solidification de matériaux à la surface du globe. Les roches magmatiques les plus courantes sont le granite et le basalte : la «famille » des granites représente 95% des roches plutoniques et les basaltes représentent 90% des roches volcaniques. De façon générale, les roches magmatiques constituent la majeure partie des roches continentales et océaniques. Les magmas à l'origine de ces différentes roches peuvent provenir du manteau terrestre, de la croûte ou même d'une roche déjà existante refondue. Ces origines variées de fusion partielle, les différents processus affectant la vie du magma et les modalités de mise en place sont à l'origine de la richesse des roches magmatiques, ce qui complique leur classification. III.2. Le magma et la viscosité III.3. Les textures des roches magmatiques III.4. La classification des roches magmatiques Les roches magmatiques sont classées en fonction de leur mode de mise en place, de leur texture pétrographique, de leur composition chimique et bien sûr selon les minéraux présents, que ce soit sous la forme de cristaux ou de verre amorphe. 1. Selon le mode de mise en place : les roches plutoniques et les roches volcaniques - Une roche plutonique ou « intrusive » est produite par le refroidissement lent du magma en profondeur. Elles présentent de nombreux phénocristaux dans une pâte microlithique (matrice) plus ou moins importante, avec une texture grenue. Certaines de ces roches sont entièrement cristallisées (roche «holocristalline »). - Une roche volcanique ou « effusive » est produite par le refroidissement très rapide du liquide magmatique au contact de l'air ou de l'eau (phénomène de trempe donnant une roche « hyaline »). Ces roches ne développent en général pas de phénocristaux et présentent des textures microlithiques variées, avec plus ou moins de verre. Ces différents types de roches mobilisent les mêmes éléments majeurs et présentent des minéraux similaires. Pour une composition minéralogique et chimique très proche, la roche plutonique grenue, la roche intermédiaire microgrenue et la roche volcanique correspondante sont désignées par des noms différents qui dénotent le contexte de mise en place de la roche magmatique. Ainsi, le granite (roche plutonique) est à relier au microgranite (roche intermédiaire) et à la rhyolite (roche volcanique). 2. En fonction de la composition minéralogique : Les roches magmatiques présentent des minéraux très variés, mais la prédominance des basaltes et granites a amené les géologues à établir une classification qui prend en compte quelques minéraux (dits « cardinaux ») très courants seulement : les isomorphes de la silice, les feldspaths et les feldspathoïdes. Le premier critère concerne la sous saturation en silice ; le second critère concerne les types de feldspaths mobilisés ; les minéraux essentiels plus rares permettent de préciser les grandes familles ainsi établies (exemple : « leucogranite à muscovite »). Des minéraux accessoires, notamment des oxydes, peuvent parfois aider à la reconnaissance pétrographique. Ces critères minéralogiques empiriques sont pratiques mais ont quelques désavantages évidents : d'une part, ils ne mettent pas en évidence la prédominance des basaltes et des granites sur les autres roches de la classification ; d'autre part, les roches de compositions exceptionnelles doivent être traitées à part. Afin de déterminer la composition minéralogique et donc chimique des roches, l'étude de lames minces au microscope polarisant est la plupart du temps requise. 3. En fonction de la classification chimique : La « teneur » en SiO2 donne une idée du caractère « acide » ou « basique » d'une roche magmatique: une roche acide est saturée en silice avec 66% ou plus en poids de silice SiO2, d'où des cristaux de quartz en général et des teneurs faibles en fer, magnésium et calcium ; une roche intermédiaire contient entre 52% et 66% en poids de silice ; une roche basique[6] est sous-saturée en silice avec une teneur entre 45% et 52% en poids de SiO2, d'où l'absence de cristaux de quartz en général ; une roche ultrabasique ou ultramafique contient moins de 45% en poids de silice, elle est de fait très riche en fer, magnésium et calcium. 4. Exemples de roches magmatiques - Le granit Le granite est une roche magmatique plutonique à structure grenue, c'est-à-dire entièrement cristallisée, formée par le refroidissement lent, en profondeur, d'un magma issu de la fusion partielle de la croûte continentale. Il est formé de minéraux en grains (cristaux) tous visibles à l'œil nu, principalement du quartz, des micas (biotite ou muscovite), des feldspaths potassiques (orthoses) et des plagioclases. Il peut contenir également de la hornblende, de la magnétite, du grenat, du zircon et de l'apatite. Cette apparence lui vaut son nom dérivé du latin granum, grain. Presque tous les pays du monde exploitent une ou des carrières de granite. (Canada-Québec, États-Unis, Norvège, Brésil, Inde, Chine, Portugal, ...). En tout, on dénombre aujourd'hui plus de 500 couleurs de granites différentes. C'est une roche acide composée principalement de quartz, de feldspaths potassiques, de plagioclases sodiques et de micas. Les roches volcaniques correspondantes sont les rhyolites. La composition chimique moyenne du granite est : SiO2 : 72.5 %, Al2O3 : 14 %, (Na2O, K2O) : 9.5 %, oxydes (Fe, Mn, Mg, Ca) : 2 %. Le granite est une roche dense (densité moyenne : 2,7[1]). Le granite et ses roches associées forment l'essentiel de la croûte continentale de la planète. - L’andésite L'andésite est une roche magmatique et volcanique de composition intermédiaire, avec une texture variant de l'aphanitique au porphyrique. Elle est généralement composée de plagioclase (oligoclase et andésine), plus rarement de biotite, d'amphibole (hornblende) et de pyroxène. Les feldspaths potassiques en sont totalement absents. Les andésites sont classées en fonction du cristal le plus représenté ; par exemple l'andésite olivine contient principalement de l'olivine. Étant souvent associés aux basaltes, il est parfois difficile de les différencier (les 2 roches contenant plagioclases et minéraux ferromagnésiens). Cependant on peut caractériser une andésite selon les critères suivants : - le type de plagioclase ; - le minéral ferromagnésien est une amphibole ; - le % en volume de ferromagnésiens est inférieur à 35-40%. Parfois il est impossible de les différencier des basaltes d'où le qualificatif andésitobasaltique (mugéarites, islandites, labradorites). L'andésite est l'équivalent volcanique de la diorite plutonique. Comme les diorites, elles sont caractéristiques des zones de subduction et des environnements tectoniques, comme la côte sud-américaine d'où dérive le nom : andésite vient des Andes, une chaîne de montagnes. - Le basalte Le basalte est une roche volcanique issue d'un magma refroidi rapidement au contact de l'eau ou de l'air. C'est le constituant principal de la couche supérieure de la croûte océanique. Le mot basalte est emprunté du latin basaltes, lui-même probablement dérivé d'un terme éthiopien signifiant « roche noire ». Le basalte est mélanocrate à holomélanocrate (sombre à très sombre). Il a une structure microlithique, est composé essentiellement de plagioclases (50 %), de pyroxènes (25 à 40 %), d'olivine (10 à 25 %), et de 2 à 3 % de magnétite. Le basalte est issu de la fusion partielle, au niveau de la low velocity zone, d'une pyrolite hydratée. La construction basaltique la plus célèbre est sans doute la chaussée des Géants en Irlande, où l'on peut admirer des orgues basaltiques (formations en forme de colonnes, généralement de coupe hexagonale). Le basalte est une roche basique. - La rhyolite La rhyolite est une roche volcanique de couleur assez claire : rosée ou grise. C'est une roche à structure microlitique présentant des minéraux visibles à l'œil nu : quartz, feldspaths et amphibole. La rhyolite est l'équivalent volcanique du granite. La rhyolite est classée dans les roches dites ignées extrusives. Sa densité est de 2,3 à 2,6 g/cm³. Elle provient du refroidissement d'un magma de composition rhyolitique, riche en silice SiO2, comme le granite. Le terme rhyolite provient du grec rheîn, couler, et lithos, pierre. Cela provient de la structure fluidale de la roche, dont l'orientation des microlites montre l'écoulement dans le liquide en refroidissement. Cela est sûrement dû à la viscosité importante du magma rhyolitique. Actuellement, les éruptions de laves rhyolitiques sont rares, en dehors de quelques régions comme l’Islande. La rhyolite peut être également trouvée près de zones de geysers. Pour ces propriétés la rhyolite est utilisée comme granulat, utilisé pour le ballast des voies ferrées et en particulier celles du TGV (résistance à l’attrition). La dacite. La dacite est une roche magmatique volcanique microlithique composée de quartz, de plagioclase, de verre et de minéraux ferromagnésiens : biotite, hornblende ou pyroxène. - Les trachytes Les trachytes sont des roches volcaniques riches en feldspaths alcalins et à teneur en silice assez élevée : ils appartiennent de ce fait au groupe des roches felsiques. Leur structure est principalement microlithique mais la présence de phénocristaux est habituelle. La structure est également fluidale car les microcristaux présentent des champs d'orientation commune selon des lignes fluides. A la cassure, l'aspect est rugueux comme l'indique l'étymologie du nom trachyte, du grec ancien τραχύς / trachys, « rugueux ». La couleur est assez claire : les trachytes sont des roches leucocrates, généralement blanchâtres à gris verdâtre. Sur le plan minéralogique, les feldspaths alcalins sont le plus souvent représentés dans les trachytes par de la sanidine mais il peut s'agir aussi d'albite ou d'anorthose. La silice peut parfois s'exprimer sous forme de quartz mais à un taux toujours inférieur à 10%. Des cristaux de feldspaths plagioclases, de la biotite, des amphiboles sont occasionnellement présents. La roche magmatique plutonique équivalente est la syénite. Sur le plan de la composition chimique, comme l'indique leur position dans le diagramme de la classification TAS, les trachytes présentent une teneur pondérale en silice au moins supérieure à 58% mais toujours inférieure à 69%. La teneur en minéraux alcalins est supérieure à 7%. Les trachytes sont associés à un volcanisme de type explosif. C. LES DONNEES STRUCTURALES I. INTRODUCTION La Tectonique est la science des déformations de l’écorce consacrée à l’étude des structures acquises par les roches postérieurement à leur formation. Abordée à différentes échelles, la tectonique peut se subdiviser en : - La « tectonique globale » : Il s’agit de déformations de grande échelle, celle des continents et des océans ; - La tectonique régionale : Le domaine d’étude est régional, c'est-à-dire à l’échelle des affleurements géologiques ; - La microtectonique : Elle s’intéresse à l’étude des échantillons rocheux à l’œil nu, à la loupe et au microscope. Les contraintes dans l’écorce terrestre peuvent être présentées sous deux formes : - Les contraintes horizontales liées essentiellement à la tectonique globale ; - Les contraintes verticales liées aux réajustements isostasiques. Dans cette partie, nous aborderons : La structure in- terne du globe ; - Les mouvements de l’écorce terrestre ; - Puis, les structures élémentaires (plis, failles, nappes de charriages) ; - Et enfin les grands types de structures qui se traduisent par les géosynclinaux, et les platesformes II. LES ACCIDENTS TECTONIQUES II.1. La déformation des roches II.2. Les différents types de déformation 1. Les plis 1.1. Définitions Un pli est une structure courbe issue d'une déformation ductile de la roche. La connaissance de la forme avant la déformation permet de la quantifier. Le cas le plus simple est le pli de roches sédimentaires, dont la structure et les marqueurs sont planaires avant la déformation. La région du pli où la courbure est maximale est la charnière du pli. Les régions de courbure minimale, situées de part et d'autre de la charnière sont les flancs du pli. Dans le cas d'un pli dans une roche sédimentaire, les charnières de chaque couche définissent un axe du pli sur une coupe. En volume, ces axes définissent un plan axial du pli. 1.2. La classification des plis 1.3. Les plis et la stratigraphie Un pli anticlinal présente les couches les plus anciennes au cœur du pli, tandis qu'un pli synclinal présente les couches les plus récentes en son centre. Ainsi des plis dans des roches sédimentaires présentant des critères de polarités dans les strates peuvent souvent être interprétées en termes d'anticlinaux et de synclinaux. Cependant lorsque des plis affectent une série renversée, les plis en voûtes ont leur cœur formé de couches plus récentes et ceux en gouttière ont leur cœur formé de couches plus anciennes 2. Les failles 2.1. Définitions a. Le plan de faille Une faille est un plan ou une zone de rupture le long duquel la déformation est cisaillante. Ce plan divise un volume rocheux en deux compartiments qui ont glissé l'un par rapport à l'autre. Ce déplacement est du au glissement rapide (quelques secondes à quelques dizaines de secondes) sur le plan de faille lors du brusque relâchement des contraintes accumulées de façon élastique pendant une longue période intersismique. Une faille, en géologie, est une ligne de cassure le long de laquelle un compartiment de roche, ou une section de la croûte terrestre, a été déplacé par rapport au compartiment voisin. Le mouvement responsable de cette dislocation peut être vertical ou horizontal, ou les deux à la fois. Dans les massifs montagneux dont la surrection résulte du jeu des failles, l’ampleur du déplacement (le rejet) se compte parfois en milliers de mètres ; cette valeur traduit les effets cumulés de mouvements lents et imperceptibles plutôt qu’un soulèvement brutal. Cependant, lorsque le mouvement d’une faille est soudain et abrupt, il peut générer un grave séisme et même fissurer la surface de la Terre, créant une forme de relief nommée escarpement de faille. La surface le long de laquelle un mouvement de faille s’est produit s’appelle la plan de faille. Si ce plan n’est pas perpendiculaire et que le mouvement comporte une composante verticale, les roches d’un compartiment sembleront reposer sur ou par dessus les roches de l’autre compartiment. Le compartiment soulevé est la lèvre supérieure, le compartiment affaissé la lèvre inférieure. b. Le rejet d’une faille Le jeu d'une faille (c'est-à-dire son fonctionnement) induit un décalage des deux compartiments qu'elle sépare. Deux problèmes pratiques se posent au tectonicien : - mesurer le décalage final, que l'on appelle le "rejet" de la faille ; - déduire de ce rejet (en utilisant aussi d'autres informations) le déplacement occasionné par le jeu de la faille (c'est-à-dire le vecteur par lequel le décalage a été obtenu). Le déplacement global (= "rejet réel") peut être déterminé par le décalage d'un repère linéaire tracé sur une surface : par exemple on peut utiliser l'intersection avec une surface de couche d'un plan de faille ou d'un plan axial de pli. Cette possibilité est plus théorique que fonctionnelle dans la pratique. Toutefois il est fréquent de déterminer grossièrement l'effet d'un décrochement par le décalage de la trace topographique des plis qu'il traverse (l'absence d'un tel décalage étant la preuve que la faille n'est pas un décrochement...). La direction et le sens du déplacement sont indiqués par les "tectoglyphes" que le frottement des lèvres a inscrit sur le miroir de faille. Mais ils ne donnent pas la valeur de ce déplacement et, en outre, ils peuvent n'indiquer que les ultimes mouvements, qui ne sont pas toujours dirigés de la même façon que le mouvement principal. Le rejet apparent n'est qu'une des composantes du rejet global. Il correspond au décalage de surfaces repères (couches, principalement), beaucoup plus fréquemment observées et dont l'écart entre les deux lèvres est plus facile à repérer (figures 1). Il peut, dans la pratique, se mesurer de différentes manières, selon les conditions d'observation (et notamment selon les conditions d'affleurement) : - le "rejet vertical" est la distance de deux points situés sur la même surface, à la verticale l'un de l'autre : c'est idéalement ce que l'on peut mesurer dans de profondes tranchées ou dans des forages ; - le "rejet stratigraphique" est la distance entre les deux surfaces homologues, mesuré perpendiculairement à ces surfaces (selon une inclinaison orthogonale à leur pendage donc) : c'est plus difficile à réaliser, mais c'est ce dont on approche le plus facilement dans l'observation de falaises - Le "rejet horizontal" est la distance entre les tracés, sur une surface plane horizontale, des deux surfaces homologues. On peut le mesurer longitudinalement le long du tracé de la faille ou perpendiculairement à ce tracé. On s'en approche en mesurant sur une carte la distance entre les deux surfaces homologues (mais en cas de relief accentué cela donne un résultat un peu erroné). Il est très important de ne pas confondre le rejet apparent avec le rejet réel. Il faut en particulier s souvenir que le même rejet apparent peut être le résultat de déplacements fort différents (figures 2). En particulier un rejet vertical ou stratigraphique donné peut être obtenu soit par un déplacement horizontal en coulissement soit par un déplacement vertical, dès lors que la surface repère déplacée est inclinée (et non horizontale). 2.2. La classification des failles Suivant le type de mouvement relatif, on définit trois types de failles : les diaclases, les décrochements et les failles proprement dites : a. Les diaclases Ce sont des cassures d'une roche sans déplacement des fragments (fig.). Les diaclases peuvent être béantes, favorisant la pénétration des eaux météoriques et leur circulation dans le sous-sol. C'est ainsi qu'elles se remplissent secondairement de substances minérales (calcite ou quartz le plus souvent). b. Les décrochements Un décrochement accompagne un mouvement de coulissage; les décrochements purs (faille verticale et déplacement horizontal) ne s'accompagnent d'aucun mouvement vertical. Les décrochements peuvent être dextre ou sénestre, suivant que le compartiment opposé à l'observateur se déplace vers la droite ou la gauche (fig). On qualifie de décrochements (ou failles de coulissement) les failles dont le plan de cassure est subvertical et dont le mouvement est un coulissement dans le plan horizontal. On distingue les décrochements dextres et sénestres : le mouvement est de sens dextre (ou "horaire") si le pivotement que subirait un objet pris dans le plan de cassure se fait dans le sens des aiguilles d'une montre (vu de dessus) ; il est dit sénestre (ou "anti-horaire") dans le cas contraire. Les surfaces de cassures des failles de décrochement sont à peu près verticales. Leurs miroirs sont porteurs de stries ou cannelures horizontales. Le mouvement est de sens dextre (ou "horaire") si le pivotement que subirait un objet pris dans le plan de cassure se fait dans le sens des aiguilles d'une montre (vu de dessus) ; il est dit sénestre (ou "anti-horaire") dans le cas contraire (cas de la figure c). c. Les failles proprement dites - Une faille normale (ou extensive) accompagne une extension ; le compartiment au dessus de la faille ("toit") descend par rapport au compartiment situé en dessous de la faille ("mur"). La partie affaissée située entre deux failles normales à pendage opposé est appelée graben. La partie soulevée entre deux failles normales à pendage opposé est appelé horst. Dans une faille normale, produite par des forces de distension, les roches du compartiment supérieur sont déplacées vers le bas par rapport au compartiment inférieur. Un graben (terme d'origine allemande signifiant fossé) est un fossé tectonique d'effondrement situé entre des failles normales. Le compartiment soulevé par rapport au graben est appelé « horst - Une faille inverse ou compressive, ou chevauchement accompagne une compression ; le compartiment au dessus de la faille ("toit") monte par rapport au compartiment situé en dessous de la faille ("mur").Dans une faille inverse, produite par des forces qui compriment la croûte terrestre, le compartiment supérieur chevauche le compartiment inférieur, produisant souvent de grands déplacements horizontaux, comme dans le cas d’une faille de décrochement. Avec le temps, l’érosion peut aplanir les roches des compartiments supérieur et inférieur, effaçant toute trace de cassure en surface, mais si un mouvement de faille est assez récent ou important, il peut laisser une cicatrice voyante, un escarpement de faille, semblable à une falaise. 2.3. Les chevauchements et les nappes de charriages a. Définitions a.1. Les chevauchements On utilise généralement le terme chevauchement pour des déplacements plus modestes de couches géologiques, d'une centaine de mètres à quelques kilomètres (fig.). a.2. Les nappes de charriage Le terme de nappe est utilisé pour décrire des déplacements importants (plusieurs dizaines de kilomètres) sur une surface proche de l'horizontale. Il est également implicite que les nappes sont indépendantes de leur patrie d'origine, qu'elles sont en quelque sorte coupées de leur racine, et que ces racines sont tellement tectonisées qu'elles ne sont que difficilement identifiables (fig.). Une nappe, dans sa première étape, passe nécessairement par le stade de chevauchement avant de s'individualiser en unité indépendante. b. Autochtone, allochtone et parautochtone Le concept de nappes et de chevauchements en géologie est fondé sur la notion clé de déplacement, sur une surface de charriage, d'une unité ou de plusieurs unités géologiques. Ce déplacement est responsable de la formation d'une unité dite allochtone qui repose sur un substratum dit autochtone par l'intermédiaire d'un contact anormal, c'est-à-dire un contact qui interrompt la succession stratigraphique normale du terrain autochtone. Ces termes sont employés pour désigner le degré de transport subi par une masse rocheuse (sans toutefois atteindre à une précision chiffrée). Une zone est dite "autochtone" si les roches n'y ont subi que des déplacements limités, qui ne les ont pas désolidarisées de leur soubassement. Un domaine est allochtone lorsque sa déformation a été dominée par le phénomène de formation de nappes de charriage. Dans ce cas l'on voit reposer, en général par une surface de charriage assez nette, des terrains de provenance lointaine (plus de 10, voire 100 kilomètres) sur d'autres terrains (leur autochtone relatif) beaucoup moins déplacés. On emploie le terme de domaine "parautochtone"* (c'est-à-dire peu transporté, mais fortement tectonisé) lorsque l'ampleur et l'abondance des déplacements par chevauchements devient grande, sans que, pour autant, on ait la preuve d'une désolidarisation des terrains affectés vis-à-vis de ceux plus profonds. c. Fenêtre et klippe L'érosion peut creuser profondément une nappe et, par une fenêtre, laisser l'autochtone apparaître. L'érosion peut aussi éroder presque totalement une nappe, ne laissant que quelques « îlots » isolés de la nappe, appelés klippes (fig.). III LES FORMES STRUCTURALES III.1. LES FORMES STRUCTURALES ELEMENTAIRES 1. Les structures des roches sédimentaires 1.1. Les structures stratifiées a. La structure tabulaire ou aclinale Fig. : Les couches horizontales des balcons de Ghouffi (Batna-Algérie) b. La structure monoclinale Fig. : Les couches inclinées dans les environs du mont Chellia (Batna-Algérie) Fig. : Les couches inclinées dans la région de Boulimat (Bejaïa) Fig : Les couches inclinées dans une vallée près du mont Chellia (Batna-Algérie) Fig. : Les couches verticales c. La structure plissée Fig. : Les couches plissées d’Aït Saïd près de Tigzirt (Tizi Ouzou-Algérie) Fig. : Les couches plissées dans la région de Boulimat (Bejaïa) 1.2. Les structures massives a. Définition b. La structure karstique b.1. Définition b.2. Les différentes formes karstiques - Les grottes et les cavernes Une grotte est une cavité souterraine plus ou moins profonde, et comportant au moins une partie horizontale accessible, ce qui la distingue d'un aven, d'un gouffre, d'un abîme... Une grotte se forme à travers les types de roches solubles, principalement le calcaire. L'action de l'eau dissout la roche pour creuser des galeries souterraines. Une cavité naturelle qui n'est pas formée par la dissolution ne peut être appelée une grotte, elle est simplement une caverne. On dit d'une grotte qu'elle est active si l'infiltration des eaux s'y poursuit, contribuant ainsi à la transformation de la cavité (creusement, concrétions, dépôts de sédiments...). Certaines grottes contiennent un lac souterrain Caverne désigne généralement une grotte dont l'accès est horizontal et le développement peu important (dont l'exploration ne nécessite pas de matériel spécifique). Fig : La dissolution des calcaires (Batna-Algérie) - Les gouffres et les avens Gouffre (ou Aven ou Scialet ou Igue, etc, selon les régions) désigne une grotte dont l'accès s'ouvre dans le sol (nécessite du matériel spécifique) et présente sur tout ou partie de son développement la forme d'un puits vertical ou sub-vertical. Les avens de grande profondeur et/ou ayant une ouverture très large reçoivent parfois le nom d'abîme. Un aven est un gouffre caractéristique des régions karstiques, le plus souvent formé par l'effondrement de la voûte d'une cavité karstique (ou grotte) dû à la dissolution des couches calcaires. Un aven est une cavité dont l'accès s'ouvre dans le sol et qui présente sur tout ou partie de son développement la forme d'un puits vertical ou sub-vertical, ce qui la rend difficilement accessible sans matériel spécifique. Les dimensions de l'ouverture en surface de ces cavités béantes sont très variables : de quelques décimètres jusqu'à deux cents mètres, de même la profondeur peut être impressionnante. Fig. Le gouffre d’Assouel (Tikjda-Kabylie) - Les canyons Un canyon ou gorge est une vallée encaissée et étroite aux parois verticales taillées, le plus souvent, dans des assises calcaires en relief karstique. Des canyons peuvent également se former dans les schistes, dans les grès ou encore dans les roches volcaniques. Un canyon est le résultat de longues périodes d'érosion fluviale dans des régions sédimentaires où alternent strates dures et strates tendres. À l'origine du processus de formation, le réseau hydrographique coulait lentement sur des apports argilo-calcaires étalés sur de vastes plaines. À la suite de mouvements tectoniques, le niveau de base s'étant modifié (les plaines s'étant soulevées ou bien le niveau de base s'étant abaissé), les cours d'eau se sont encaissés, leur vitesse s'étant accélérée sous l'effet d'une pente plus forte et leur débit, ayant pu être accru, du fait de précipitations plus abondantes. Le processus d'érosion a été parfois favorisé par la présence de cavités souterraines situées sur le parcours des rivières. Des traces de ce long travail s'inscrivent dans le paysage sous la forme d'arches de pierre reliant les deux versants du canyon (comme le célèbre Pont d'Arc des gorges de l'Ardèche). Lorsque le cours d'eau atteint son profil d'équilibre, il cesse de creuser. La vallée qu'il a contribué à créer reste étroite en raison de la résistance des roches des versants qui présentent des pentes inégales (les calcaires forment des corniches, les marnes des replats). - Les dolines, les ouvalas et les poljés La dissolution des calcaires de surface conduit à la formation de dépressions circulaires mesurant de quelques mètres à plusieurs centaines de mètres. Leur fond est souvent occupé par des argiles de décalcification ou terra rosa (terre rouge), fertiles et plus ou moins imperméables. La rétention locale d'eau qu'elles permettent les rend propices au développement d'une riche végétation qui contraste avec le plateau calcaire environnant. Contrairement à d'autres formes karstiques, la doline n'est pas due à la seule action directe des eaux par dissolution des calcaires, mais naît souvent d'un effondrement de la roche lorsque des cavités souterraines sont sub-affleurantes, proches de la surface. Le plafond de la grotte, alors trop mince, peut s'affaisser, créant une dépression en surface où l'eau s'accumule plus facilement et y dépose par ravinement des argiles. L'ouverture par effondrement de la cavité sous-jacente crée un fontis ou aven. Lorsque plusieurs dolines viennent à être coalescentes, on parle d'ouvala. Un poljé est une dépression de très grandes dimensions dont le fond présente des reliefs résiduels ou hums. - Les gours Un gour peut être un trou d’eau dans la roche, généralement gardant l’eau en période sèche (voir aussi Marmite du diable), ou une concrétion visible dans certaines grottes. Les gours sont issus de dépôts de calcite. L'eau souterraine dissout le calcaire (plus précisément le carbonate de calcium) du sous sol. Cette eau peut s'évaporer lorsqu'elle est amenée à stagner dans une cavité préexistante : elle fait des "flaques" d'eau. La concentration en calcite augmente et celle-ci se dépose aux abords de la "flaque" en augmentant le niveau de l'eau. L'alimentation en eau doit être suffisamment faible ou discontinue pour ne pas diminuer cette concentration et arrêter le phénomène de concrétionnement. Le résultat est un bassin appelé "gour". Ils sont souvent disposés les uns à la suite des autres ; les gours inférieurs réceptionnant le trop plein des gours en aval (cf. photo)L'érosion millénaire finit par attaquer le socle calcaire en ouvrant des gouffres. 2. Les structures des roches métamorphiques 3. Les structures des roches magmatiques et les modes de gisements 3.1. Les filons plutoniques a. Les sills ou dykes Un sill (ou couche filon) est une couche de roche magmatique souvent horizontale qui s'est infiltrée entre des couches plus anciennes de roche sédimentaire, de roche volcanique ou le long de la foliation d'une roche métamorphique. Un dyke (ou dike) est une lame de roche magmatique qui s'est infiltrée dans une fissure de l'encaissant. De ce fait, un dyke recoupe les autres couches de roche (différence avec le sill). L'épaisseur d'un dyke peut varier de quelques centimètres à quelques dizaines de mètres tandis que son extension horizontale peut atteindre plusieurs kilomètres. Avec l'érosion, un dyke peut se retrouver isolé de son encaissant et former un mur. Fig : dyke b. Les ring-dykes 3.2. Les massifs plutoniques a. Les batholites Le terme batholite (du grec « bathos » : profondeur et « lithos » : roche) désigne une masse de roches ignées intrusives (aussi appelées roches plutoniques) qui se forme lorsque le magma se refroidit à l'intérieur de l'écorce terrestre. Les batholites sont généralement constitués de roches felsiques ou de roches intermédiaires telles que le granite, la monzonite quartzique ou la diorite Lorsqu'ils sont encore en déplacement, on appellera ces plutons de magma assez léger des diapirs plutoniques. Grâce à leur température élevée et leur consistance visqueuse, ces diapirs vont s'élever en se frayant une voie à travers la roche environnante qu'ils contribuent à faire fondre au passage. La majorité des diapirs ne parvient pas à la surface sous forme de volcan, mais voient leur progression se ralentir au fur et à mesure que leur température baisse et qu'ils se solidifient, généralement à une profondeur de 5 à 30 km, pour former des plutons (en référence à Pluton, Dieu romain des enfers souterrains). On parlera de batholite lorsqu'un certain nombre de plutons auront fini par fusionner pour former une masse suffisamment importante de roche plutonique. b. Les laccolites c. Les lopolites III.2. LES GRANDES FORMES STRUCTURALES 1. Le relief continental et ses grandes formes morphostructurales 1.1. Les plates-formes continentales a. Les bassins sédimentaires Un bassin sédimentaire est une dépression de la croûte terrestre située sur un continent, un plateau continental, ou dans un océan, formée par subsidence ou tectonique et qui recueille d'importantes quantités de matériaux sédimentaires qui, par des phénomènes de diagenèse, se transforment en roches sédimentaires. Les couches de roches les plus profondes sont les plus anciennes. Selon que le bassin sédimentaire est immergé ou non, le type de roche formé sera totalement différent. Sur les bords du bassin, les couches de roche peuvent être inclinées à la suite d'une subsidence ou de mouvements tectoniques. En revanche, au centre du bassin, les couches sont horizontales et donnent un relief de plateaux plus ou moins entaillés par les vallées fluviales. Ils sont classés en différents groupes : bassins cratoniques, bassins de type rift, bassin de marge passive, grands bassins océaniques, bassin de marge active, bassin de ceinture plissée. b. Les boucliers et les massifs anciens 1.2. Les systèmes plissés et les géosynclinaux a. Les systèmes plissés alpins b. Les géosynclinaux 2. Le relief sous-marin Le relief océanique se décompose en trois zones principales, définies suivant la profondeur en eau (ou bathymétrie) : le plateau continental, la plaine abyssale (ou bassin pélagique) et les fosses océaniques. Le plateau continental est une plate-forme de faible profondeur (moins de 200 m généralement) et de faible pente (pente quasi-nulle). Un brusque talus mène à la plaine abyssale (profondeur moyenne de l’ordre de 3 000 m) qui représente la majorité de la surface marine. Ce plancher océanique est parfois entaillé par de profondes fosses, dont la plus profonde est la fosse des Mariannes (11 033 m de profondeur) dans l’océan Pacifique Nord. De véritables chaînes de montagne sous-marines s’élèvent au-dessus des plaines abyssales sur de très longues distances (plus de 60 000 km) au milieu des océans : ce sont les dorsales médio-océaniques. Les zones de formation des dorsales médio-océaniques sont le siège d’une intense activitétellurique (séisme et volcanisme sous-marins). 2.1. Les dorsales médianes 2.2. Les plaines abyssales VI. CONCLUSIONS SUR LE RELIEF TERRESTRE
