Ecole Nationale des Travaux publics Année universitaire 2008/2009

Cours de géologie de l’ingénieur

3ème année

Prof : A. Benamghar (Maître Assistant)

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Chapitre 5

LES ROCHES

Chapitre 5 LES ROCHES...............................................................................................73 5.1 INTRODUCTION ....................................................................................................73 5.2 RAPPELS DE CHIMIE ELEMENTAIRE...............................................................74 5.2.1 L’atome.............................................................................................................75 5.2.2 La molécule ......................................................................................................75 5.3 LE MINERAL ..........................................................................................................76 5.3.1 Substitution entre atomes..................................................................................77 5.3.2 L'identification des minéraux ...........................................................................78 5.4 LES PRINCIPAUX MINERAUX DE L'ECORCE TERRESTRE..........................79 5.4.1 Les silicates.......................................................................................................79 5.4.2 Les carbonates ..................................................................................................87 5.4.3 Les groupes de minéraux..................................................................................88 5.5 L'ORIGINE DES MINERAUX ...............................................................................89 5.5.1 Principaux processus de formation des minéraux ............................................90 5.5.2 Les trois phases de la matière ...........................................................................90 5.6 LES PRINCIPAUX TYPES DE ROCHES..............................................................98 5.6.1 LES ROCHES IGNEES ...................................................................................99 5.6.2 LES ROCHES SEDIMENTAIRES................................................................109 5.6.3 LES ROCHES METAMORPHIQUES ..........................................................113 5.7 PROPRIETES PHYSICO-CHIMIQUES DES ROCHES......................................116 5.7.1 PROPRIETES PHYSIQUES..........................................................................116 5.7.2 PROPRIETES CHIMIQUES .........................................................................118 5.8 LES ROCHES DANS LES TRAVAUX PUBLICS ..............................................119 5.8.1 Les roches ignées sont recherchées en génie civil pour: ................................119 5.8.2 Les roches métamorphiques en génie civil:....................................................119 5.8.3 Les roches sédimentaires en génie civil: ........................................................119 5.8.4 Note sur les argiles .........................................................................................120 5.9 ANNEXES..............................................................................................................121 5.9.1 Critères d’identification des minéraux ...........................................................121 5.9.2 CARACTERISTIQUES MECANIQUE DES ROCHES...............................127 5.9.3 METHODES DE RECONNAISSANCE ET D'ETUDE DE TERRAIN.......129 5.9.4 INSTABILITE DU SOL ................................................................................132 5.9.5 Propriétés des argiles ......................................................................................138

5.1 INTRODUCTION L’étude de la description et de la classification des roches est une science naturelle passionnante. En géologie, elle porte le nom spécifique de pétrographie (du latin : petra = pierre). Elle s’intéresse à l’étude des différentes espèces de roches qui composent la croûte terrestre ; leur minéralogie, leur cristallographie, leur chimie…etc. Prof. A. BENAMGHAR

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Elle s’intéresse également à leurs propriétés physico-chimiques et leurs propriétés géotechniques d’une façon générale. Dans ce cours nous décrirons les différents types de roches qui existent sur l’écorce terrestre. Nous commencerons par quelques rappels élémentaires de chimie, de cristallographie et de minéralogie. Ces notions nous permettront de comprendre ensuite d’où viennent les différentes familles de roches et la façon de les identifier. Elles nous permettront également de faire la distinction entre les roches et les sols du point de vue de leur utilisation dans les travaux publics. Enfin signalons qu’il est impossible de bien comprendre ce cours s’il n’est pas accompagné de travaux pratiques. C’est pourquoi il y a une séance de tp et une sortie de terrain totalement consacrées à ce sujet.

5.2 RAPPELS DE CHIMIE ELEMENTAIRE Les matériaux qui constituent notre planète sont composés à l’origine par des éléments chimiques, comme l'hydrogène H, l'oxygène O, le silicium Si , le fer Fe, le nickel Ni, etc... (Tableau de Mendeleev, Figure 5-1).

Figure 5-1 Tableau périodique des éléments de Mendeleev

Ces éléments sont formés par des atomes, qui sont à l’état actuel des connaissances, l'unité de base de la matière. Prof. A. BENAMGHAR

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5.2.1 L’atome La figure Figure 5-2 présente un modèle simplifié de l'atome. L'atome consiste en un noyau central composé de protons (charges positives) et de neutrons (aucune charge), entouré d'électrons (charge négative) qui gravitent autour du noyau. Toute la masse de l’atome est concentrée dans le noyau, les électrons ayant une masse négligeable. La masse atomique d'un atome est donc donnée par la masse du noyau, soit le nombre de protons + le nombre de neutrons. Chaque atome possède un numéro atomique qui est donné par le nombre de protons.

Figure 5-2 Schématisation simplifiée d'un atome

5.2.2 La molécule Les molécules sont formées d'un assemblage d'atomes qui sont liés entre eux par deux principaux types de liens: lien ionique et lien covalent. A. LES LIENS IONIQUES : sont assurés par un transfert d'électron(s) d'un atome à l'autre. Par exemple : le sel de table, NaCl (Figure 5-3) Transfert d'un électron du sodium (Na) au chlore (Cl) produit une molécule stable. Le chlorure de sodium (NaCl), dans lequel les atomes sont sous leur forme ionique (les ions Na+ et Cl-).

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Figure 5-3 Constitution d'une molécule d’ NaCl par lien ionique

B. LES LIENS COVALENTS : dans ce cas il n y a pas de transfert mais les atomes s'unissent par partage d'électrons. Par exemple : les gaz hydrogène (H2), Oxygène (O2) ou chlore (Cl2)(Figure 5-4).

Figure 5-4 Constitution d'une molécule par liaison covalente, ex gaz chlore Cl2

5.3 LE MINERAL Le minéral est constitué d’un ensemble de molécules et donc d’atomes qui ont une structure spatiale bien particulière. Tout minéral est défini par:  

Sa composition chimique : indique les éléments (atomes) qui le composent et leurs proportions respectives. Sa structure atomique : c'est-à-dire l’architecture dans l’espace selon laquelle se répartissent ces éléments. Exemple : Le minéral halite est un exemple simple qui illustre bien la dualité de la définition de l'espèce minérale. Composition chimique : NaCl, un atome de chlore et un atome de sodium (chlorure de sodium (le sel de table!). Structure atomique : appelée cubique, car l'architecture spatiale des atomes Na et Cl, est en alternance régulière entre les Cl et les Na, pour

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former une trame cubique (Figure 5-5). Les ions Na+ et Cl- sont superposés les uns sur les autres en conservant toujours la même structure cubique.

Figure 5-5 Structure atomique de la Halite (NaCl) Sel de table.

5.3.1 Substitution entre atomes Dans la réalité, il n’est pas toujours facile de trouver des minéraux purs qui gardent leurs compositions chimiques théoriques. Dans certaines conditions physico-chimiques, il peut y avoir substitution ou remplacement de certains ions (atomes) d’origine par des atomes étrangers, cela d’une façon partielle.

Remarque : les atomes d’origine ne sont pas totalement substitués, sinon il y aura formation d’un tout autre minéral qui portera un autre nom. Il y a deux conditions nécessaires à respecter pour que deux atomes puissent se remplacer l’un l’autre dans un minéral : la taille et la charge des ions. Des ions qui ont des tailles différentes ne peuvent pas se remplacer mutuellement. De même, des ions ayant des charges électroniques différentes ne peuvent pas se substituer. Le tableau suivant en donne un exemple :

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Tableau 5-1 Comparaison des tailles et des charges de certaines ions en vue de substitution

Ainsi, il sera plus facile de faire des substitutions entre le fer (Fe) et le magnésium (Mg), ou entre le sodium (Na) et calcium (Ca). Mais il sera plus difficile de remplacer du potassium (K) ou de l'oxygène (O) par l'aluminium (Al). Exemple : le calcaire qui a une formule chimique théorique :CaCO3, se trouve très rarement à l’état pur. Dans la nature on trouve souvent des substitutions de Ca par Mg par exemple, pour donner des formules chimiques réelles du genre (en mol%) : (Ca,Mg) CO3, où les proportions de Ca et Mg et des autres atomes sont exactement : calcaire : Mg 2%, Ca 18%, C 20% et O 60 % Autres minéraux communs : Marne : Mg 1%, K 3%, Ca 9%, Si 9%, Al 10%, C 10%, H 4%, O 55% Granite : Mg 1%, Fe 1%, Ca 2%, Na 3%, Al 7%, Si 24% O 62% Basalte : Na 1%, Fe 3%, Ca 3.5%, Mg 6.5%, Al 11%, Si 16%, O 59%

5.3.2 L'identification des minéraux Même si, théoriquement, chaque minéral possède sa propre formule chimique et minéralogique, il n’est pas rare qu’on rencontre dans la pratique des minéraux d’apparences très semblables ce qui rend leur identification difficile et ambiguë. Pour éviter de se tromper, l’identification des minéraux utilise principalement leurs propriétés physiques connues. Ces propriétés propres à chaque minéral sont les critères d'identification. Il faut savoir que les propriétés physiques et les compositions chimique et minéralogique sont intimement liées. Prof. A. BENAMGHAR

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Parmi ces critères physique d’identification ont peut citer les plus utilisés, par exemple, la couleur, l’éclat, la dureté… Certaines propriétés physiques sont observées directement à l’œil nu d’autres, par contre, nécessitent l’utilisation d’instruments adaptés. Remarquons enfin que dans certains cas un seul critère d’identification ne suffit pas. On utilise alors plusieurs critères à la fois pour éviter des confusions entre minéraux semblables. Les critères de reconnaissance des minéraux sont détaillés à la fin de ce chapitre en annexes (voir §5.9.1 ci-dessous)

5.4 LES PRINCIPAUX MINERAUX DE L'ECORCE TERRESTRE Lors de la formation de la terre, les éléments légers, comme l'oxygène et le silicium ont migré vers l'extérieur, alors que les éléments plus lourds, comme le fer et le nickel, se sont concentrés au centre de la Terre. Le Tableau 5-2 présente un rappel des proportions des éléments chimiques les plus abondants sur la croûte terrestre.

Tableau 5-2 Abondance des éléments chimiques dans la croûte terrestre

Comme nous le savons déjà, les éléments Si et O sont de loin les plus abondants (74,3% de l'ensemble des matériaux). C’est pourquoi les minéraux silicatés ou silicates, formés à base de Silicium et d’Oxygène, sont les plus présents sur la croûte terrestre (95% du volume de la croûte terrestre).

5.4.1 Les silicates Tous les silicates possèdent une structure de base composée des ions Si 2-

O

4+

et

(Figure 5-6).

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Figure 5-6 Structure de base des silicates Si04 : un ion Si4+ au centre, entouré de 4 ions O2-

En reliant les centres des oxygènes, on obtient un volume qui forme un tétraèdre, le tétraèdre de base (Figure 5-7).

Figure 5-7 Tétraèdre de base des silicates SiO4

Le calcul des charges électriques montre qu'un tétraèdre de base Si04 est chargé négativement :

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Pour simplifier, dans la construction des modèles, on représente le tétraèdre de base comme suit (Figure 5-8):

Figure 5-8 Représentation simplifiée du tétraèdre de base des silicates

5.4.1.1 Charge électrique et neutralisation Pour qu’ils soient chimiquement stables les minéraux doivent avoir des charges neutres. Mais le tétraèdre de base, comme on vient de le voir, a une charge négative 4-. Il est donc instable tel qu’il est. Pour neutraliser cette charge, on peut :  

Lier ensemble les tétraèdres par leurs oxygènes : on parle de « Liens tétraèdre à tétraèdre », ou bien ajouter des ions positifs externes, par exemple le fer : Fe2+ ; ou le magnésium : Mg+, ou le potassium :K+ . On parle alors de « Liens métalliques ».

5.4.1.1.1 Liens tétraèdre à tétraèdre Par exemple : dans le cas de tétraèdres isolés, la structure est chargée à -4, comme on l'a vu; les traits illustrent ici les pôles négatifs correspondant aux 4 oxygènes.

Lorsque chaque tétraèdre partage un oxygène (voir flèches sur la Figure 5-9 ) avec son voisin on obtient une chaîne simple de tétraèdres. Il reste quand même pour chaque tétraèdre deux charges négatives à neutraliser (traits); la structure est chargée à -2, la formule chimique du tétraèdre devient donc : (SiO3)2-.

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Figure 5-9 Partage d'ions Oxygène entre plusieurs tétraèdres : chaîne simple

Deux chaînes simples peuvent s’associer par leurs oxygènes libres (flèches sur la Figure 5-10) pour former une chaîne double, on obtient une structure de formule générale Si4O11, chargée à -6.

Figure 5-10 Partage d'ions Oxygène entre 2 chaînes simples : chaîne double

De nouveau, deux chaînes doubles peuvent s’unir, chaque tétraèdre partage alors trois oxygènes (flèches Figure 5-11); la formule générale est Si4O10 avec une charge de -4. Le résultat obtenu est appelé structure en couche.

Figure 5-11 Partage d'ions Oxygène entre 2 chaînes doubles : structure en couches

Les quatre structures de base qu’on vient de voir (tétraèdre isolé, chaîne simple, chaîne double et couche) sont à la base de la formation des silicates qui sont principalement : • •

Nésosilicates: à tétraèdre isolé, exemple : olivines, grenats, kyanite… Sorosilicates: à tétraèdres unis par paires, exemple :. épidote, mélilite

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Cyclosilicates: à tétraèdres disposés en anneau, exemple : béryl,



Inosilicates: à tétraèdres disposés en chaîne simple ou double, exemple :



Phyllosilicates: à tétraèdres disposés en couches ou feuillets, ex. argiles,



Tectosilicates: à tétraèdres liés par leurs 4 sommets, ex : quartz, feldspath…(voir ci-dessous)

tourmaline..

pyroxènes (simple) , et amphiboles (double) micas…

Il existe néanmoins des silicates où la neutralisation des charges négatives de ions oxygène se fait par des métaux externes. C’est le cas des groupes : olivines, pyroxènes, amphiboles et micas. Ces derniers sont formés par l'addition d'ions métalliques positifs comme le fer, le magnésium, le calcium, le potassium, etc., qui viendront neutraliser la structure (lien métallique).

5.4.1.1.2 Liens métalliques A. Liaisons de tétraèdres isolés par des ions métalliques. Exemple le minéral olivine, où les tétraèdres isolés sont unis par leurs quatre pôles négatifs grâce à des ions positifs Fe+ ou Mg+, la proportion de fer et de magnésium peut varier on obtient :

Figure 5-12 L’olivine, minéral silicaté composé de plusieurs liens métalliques entre tétraèdres isolés

B. Liaison de chaînes simples par des ions métalliques. Exemple : les

pyroxènes, les charges négatives en périphérie sont neutralisées par les ions Fe et/ou Mg (la proportion de fer et de magnésium est variable). Ces ions unissent ensemble plusieurs chaînes pour former les pyroxènes (Figure 5-13).

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2ème Plan de faiblesse ou de clivage

1er Plan de faiblesse ou de clivage

Figure 5-13 Les pyroxènes formés par la neutralisation de chaînes simples par le Fe et Mg

Remarque importante :

il faut bien noter que les liens ions métalliques (Fe ou Mg), sont plus faibles que les liens de partage d'oxygène entre les pôles de tétraèdres. C'est pourquoi on retiendra l’existence de plans de faiblesses (lignes continue reliant les ions métalliques) et qui font un angle de 90°. Ces plans de faiblesses correspondent au clivage dont on parlé précédemment. On peut donc dire que les pyroxènes se caractérisent par deux plans de clivage, à 90° l'un de l'autre.

C. Liaison de chaînes doubles par des ions métalliques. Exemple : les amphiboles, où les charges négatives libres sur les chaînes doubles sont neutralisées par le Fe et/ou le Mg, mais avec une petite exception qu’une certaine quantité d'atomes d'oxygène est elle aussi remplacée par des hydroxyles (non illustrés sur la figure). Les ions de périphérie unissent plusieurs chaînes pour former les amphiboles (Figure 5-14).

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Figure 5-14 Les amphiboles, formés comme les pyroxènes mais sur des chaînes doubles. Les plans de faiblesse sont toujours là mais avec des angles différents du cas précédent

Remarque importante :

de la même façon que pour les pyroxènes, il existe aussi dans les amphiboles des plans de faiblesses qui décrivent les clivages typiques de ce minéral. Dans ce cas, les plans sont à 120° et 60°.

D. Liaison de couches de tétraèdres par des ions métalliques.

Exemple : les micas où les positions disponibles pour les ions fer et magnésium se trouvent au sommet de la couche. C’est pourquoi la structure de base des micas est formée de couches planaires.

Ces couches planaires sont de deux types: la couche tétraédrique, notée T et formée des tétraèdres silicium-oxygène et la couche octaédrique, notée O et formée des ions Fe-Mg et des oxygènes (Figure 5-14). Ces deux types de couches forment des feuillets, lesquels sont unis par de gros ions, comme le potassium dans le cas de la muscovite (type de micas). Les micas possèdent un plan de clivage, parallèle aux couches.

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Figure 5-15 Les micas et la structure en couches typique

E. Le cas du quartz et du feldspath

o Dans le cas du quartz, toutes les charges sont parfaitement

neutralisées non pas par les métaux externes mais par les tétraèdres entre eux. Tous les coins des tétraèdres sont liés entre eux par leurs oxygènes pour former un réseau tridimensionnel. Il n y a aucun ions en dehors de Si et O, c’est pour cela qu’il n'y a pas de plans de faiblesse, donc pas de clivage (Figure 5-16). Comme il n y a pas de plan de faiblesse alors le minéral présente une résistance élevée au attaques externes.

o Dans le cas du feldspath, la structure est plus complexe car il y a

association de deux sortes de tétraèdres SiO4 et AlO4. Ils forment alors un réseau tridimensionnel où les coins des tétraèdres sont liés par les oxygènes, avec des ions positifs Na, K, et Ca se situant dans les interstices du réseau chargé négativement.

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Figure 5-16 Structure du quartz, liens entre tétraèdres seulement.

Le tableau (Figure 5-17) présente les principales caractéristiques des silicates.

Figure 5-17 Les silicates et leurs caractéristiques principales

5.4.2 Les carbonates A coté des silicates qui prédominent sur l’écorce terrestre, il y a le groupe des minéraux carbonatés ou minéraux calcaires. On les retrouve principalement dans les roches sédimentaires que l’on étudiera ci-dessous. Comparée à celle des silicates, la structure cristalline et minéralogique des carbonates est relativement simple. Elle tourne principalement autour des ions négatifs (CO3)2-, qui se lient à différents ions positifs comme Ca2+, Mg2+, Fe2+…(Figure 5-18) pour former les différents minéraux carbonatés que l’on rencontre dans la nature. La calcite, de formule CaCO3, associe le radical (CO3)2- avec des ions Ca2+ pour former une structure rhomboédrique typique de ce minéral (Figure 5-19). Prof. A. BENAMGHAR

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Figure 5-18 Structure cristalline de la calcite (calcaire)

Figure 5-19 Cristaux de calcite sur une roche

5.4.3 Les groupes de minéraux Nous ne pourrons pas citer tous les minéraux connus dans ce cours. Pour résumer le Tableau 5-3 suivant montre les principaux types de minéraux ainsi que leur usage communs et leurs groupes respectifs.

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Tableau 5-3 les minéraux les plus communs dans les principaux groupes et leurs usages

5.5 L'ORIGINE DES MINERAUX Nous avons parlé des principaux groupes de minéraux sur l’écorce terrestre mais nous n’avons pas encore expliqué leur formation. En effet on peut se poser des questions importantes à ce sujet.   

Comment se forment les minéraux que l’on connaît ? Pourquoi il y a des minéraux qui ont la même formule chimique, mais qui ne se ressemblent pas en apparences extérieures ? Quelles sont les conditions favorables pour la formation de tels ou tels minéraux ?

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5.5.1 Principaux processus de formation des minéraux Il existe plusieurs processus connus qui conduisent à la formation des minéraux de l’écorce terrestre. 

Refroidissement d’un liquide et sa cristallisation : passage de l’état liquide à l’état solide.

L’exemple le plus commun est le refroidissement du magma au contact de la lithosphère. Ou bien refroidissement de l’eau et sa solidification en glace. 

Précipitation chimique dans une solution saturée : une solution

saturée ou sursaturée par un élément chimique donné va donner lieu à une précipitation du minéral en question sous forme solide, c'est-à-dire formation d’un minéral. Un exemple typique est la précipitation des évaporites (sels…) dans les mers fermées (Sebkhas) qui sont sursaturées en sels. Un autre exemple, non moins commun, est la formation des dépôts carbonatés dans les cavernes qui sont traversées pars les eaux souterraines souvent sursaturés de sels. 

Cristallisation de vapeurs : dans certaines sources hydrothermales

(Hammam naturels) et autour des bouches de volcans, les vapeurs et émanations gazeuses qui sont riches en certaines éléments ou gaz (H2S) finissent par les déposer sur les pourtours de ces orifices pour former avec le temps des filons ou des couches de minéraux sulfurés par exemple. Exemple : la cristallisation du soufre autour des fumerolles (émanations de gaz riches en H2S provenant de la chambre magmatique) sur les volcans. 

Transformation (recristallisation) : dans certaines conditions de

température et de pression, les minéraux déjà formés par un quelconque processus peuvent changer complètement de forme cristalline et/ou de formule chimique et devenir ainsi un minéral partiellement ou totalement différent.

5.5.2 Les trois phases de la matière Selon les connaissances actuelles de la physique, il existe trois états ou trois phases de la matière : solide, liquide et gaz. Le passage d’un état à un autre est principalement contrôlé par la pression et la température. Un exemple courant d’une matière que nous utilisons tous les jours est l’eau. Nous assistons fréquemment au changement de phase de l’eau sous l’effet de la température et/ou de la pression. La Figure 5-20 montre qu'à pression ambiante (1 atm.), de l'eau liquide ne peut pas dépasser 100° C. Mais si on augmente la pression elle peut rester liquide Prof. A. BENAMGHAR

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même au-delà de 100° C (exemple : cocotte-minute). Les courbes solide-liquide et liquide-vapeur définissent des limites d’équilibre entre ces phases.

Figure 5-20 Diagramme des phases de l’eau en fonction de la température et de la pression

Il existe aussi un point où les trois phases sont en équilibre, c’est le point triple. Alors que le point critique défini par la température critique (Tc) et la pression critique (Pc), est un point spécial qui, une fois dépassé, ne permet plus de distinguer entre les phases liquide et gazeuse. Ces diagrammes d’équilibre des phases sont très importants pour comprendre le passage de la matière d’une phase à l’autre. Chaque minéral possède son propre diagramme. Rappelons que dans la croûte terrestre les amplitudes de changement de la température et de la pression sont particulièrement importantes. C’est pourquoi ces diagrammes sont très utiles pour connaître l'état de ces minéraux sous des températures et des pressions variables. Ainsi, chaque minéral possède son point de fusion (passage du solide au liquide). Ce point est aussi appelé point de cristallisation (passage du liquide au solide) à une pression donnée.

5.5.2.1 Cristallisation ou refroidissement du magma Le magma est une phase liquide sous haute température (autour de 1200°C) et haute pression. Il est en mouvement constant dans la partie supérieure du manteau (cycles de convection) où il cherche constamment à s’échapper vers l’extérieur de la croûte terrestre à la faveur des fissures et des failles.

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En s’introduisant dans la croûte terrestre, où les conditions de température et de pression sont différentes, le magma passe progressivement d’un état liquide à un état solide, on parle de cristallisation du magma. Plusieurs minéraux de la croûte terrestre cristallisent à partir d'un magma, c'est-à-dire, de la roche fondue. Les minéraux cristallisent lorsqu'ils atteignent la température correspondant à leur limite solide-liquide (température de cristallisation). Sachant que cette limite n'est pas la même pour tous les minéraux, ceux-ci ne cristallisent pas tous en même temps, mais à tour de rôle, selon leur température de cristallisation. La Figure 5-21 montre un exemple de cristallisation du magma et le type de minéraux formés à chaque niveau de température lors de ce refroidissement.

Figure 5-21 Formation de certains minéraux à différentes conditions de température lors du refroidissement du magma (établie par Normand Bowen, en 1928)

Exemple :  Quand la température du magma baisse, les minéraux dont la température de cristallisation est la plus élevée sont les premiers à cristalliser et ainsi de suite o Autour de 1200°C, l'olivine cristallise o Autour de 1100°C vient le groupe des pyroxènes. o Autour de 900°C il y a cristallisation des amphiboles et de la biotite o Le quartz et les feldspaths potassiques et la muscovite cristallisent à des températures plus basses, autour de 600 ou 700°C.

Remarque : d’un point de vue global on a une série de cristallisation

composée de minéraux distincts, c’est pourquoi elle est dite « série discontinue ». Mais d’un point de vue détaillé, la famille des feldspaths plagioclases est une série continue car il y a formation de minéraux très semblables, qui différent seulement par la proportion d’un élément par rapport à un autre dans leurs formules chimiques (Ca par rapport au Na). Prof. A. BENAMGHAR

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A l'extrémité "chaude", on a le plagioclase calcique (CaAl2Si2O8, anorthite) et, à l'extrémité "froide", le plagioclase sodique (NaAlSi3O8, albite). A mesure que les minéraux cristallisent dans la chambre magmatique, c'est-àdire la poche où s'est introduit le magma, les cristaux sédimentent et s'accumulent à la base de la chambre. Il se passe une ségrégation, et les roches issues de la cristallisation du magma (roches ignées) auront des assemblages de minéraux différents selon qu'on est à la base, au milieu ou au sommet de la chambre magmatique (Figure 5-21): 1. les premiers cristaux à se former sont constitués d’un assemblage d'olivine et de pyroxènes : c'est l'assemblage ultramafique. 2. Ensuite, il y l’assemblage des pyroxènes et amphiboles : c'est l’assemblage mafique. 3. suivit par un assemblage d'amphiboles, biotite et quartz : qualifié d'assemblage intermédiaire. 4. enfin, l’assemblage des minéraux les plus "froids" : qualifié de felsique. On parle donc de roches ignées :

   

Ultramafiques, Mafiques, Intermédiaires Felsiques.

5.5.2.2 Formation des dépôts de calcaire dans les cavernes Les cavités ou cavernes sont souvent creusées dans des terrains calcaires sous l'effet d'une dissolution à grande échelle par les eaux de pluies qui sont naturellement acides (Figure 5-22). Ces eaux s'infiltrent dans le sous-sol à la faveur des réseaux de fractures et de fissures, finissent par agrandir progressivement ces vides pour finalement créer tout un réseau de cavernes et de galeries souterraines. Dans leurs parcours d’infiltration et de dissolution ces eaux finissent par se saturer ou se sur saturer en sels minéraux. C’est pourquoi il se passe une précipitation puis un dépôt de ces sels sur le parcours de ces eaux. Des dépôts spectaculaires comme les stalactites et les stalagmites des cavernes se forment alors sur les parois internes (Figure 5-22). Les stalactites et les stalagmites qui sont composés de calcite, plus rarement d'aragonite (une forme métastable du CaCO3).

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Figure 5-22 Formation des dépôts dans les cavités souterraines des formations calcaires.

5.5.2.3 Formations des évaporites Les évaporites comme leur nom l’indique sont les minéraux formés aux fonds des bassins sédimentaires (mer fermée, lacs, lagunes …) suite à l’évaporation de l’eau s’y trouvant (Figure 5-23). Ce sont des minéraux formés à partir de solutions sursaturées en certains éléments chimiques, c'est-à-dire une solution qui contient plus de sels qu'elle ne peut en dissoudre.

Figure 5-23 Conditions de formation des minéraux évaporites

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Exemple : évaporation de l’eau de mer et formation d’une suite typique de minéraux. Les figures suivantes illustrent la suite des événements qui conduisent à ces minéraux.

Figure 5-24 Séquences de dépôt de minéraux évaporites en eau marine : calciteCaCO3

Figure 5-25 Séquences de dépôt de minéraux évaporites en eau marine : gypse et sel CaSO4 nH2O et NaCl

Figure 5-26 Séquences de dépôt de minéraux évaporites en eau marine : potasse KCl

   







L'eau de mer contient une grande variété d'ions en solution (Ca2+, Na+, K+ et Cl-, CO3 - et SO4.2-) Figure 5-24 L'évaporation transforme l’eau en gaz qui s’échappe progressivement Par conséquent, la solution devient de plus en plus concentrée en sels. Le premier à précipiter et à se déposer est le carbonate de calcium, CaCO3 (calcite et aragonite) sous forme d’une couche de cristaux de CaCO3 au fond (Figure 5-24). Si l’évaporation continue la sursaturation augmente encore et provoque la précipitation et le dépôt d’un autre sel, le CaSO4 hydraté (gypse ou minerai pour fabriquer le plâtre, Figure 5-25) Puis, vient le tour de la précipitation du chlorure de sodium, NaCl (halite, ou sel de table, Figure 5-25). La dernière phase avant l'évaporation totale est le chlorure de potassium, KCl (sylvite, ou potasse utilisé dans les engrais, Figure 5-26).

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C’est de cette façon que sont formés, tout au long des temps géologiques, les grands dépôts de sel que l’on connaît de nos jours.

Remarques : les Sebkhas :

en Algérie nous connaissons bien les sebkhas qui sont en fait un exemple de système évaporitique. Ce sont de grandes plaines en bordure de mer qui s'étendent sur des centaines de kilomètres carrés, mais dont la surface est à peine quelques mètres audessus du niveau marin (Figure 5-27).

Figure 5-27 Condition de formation des Sebkhas

Le sous-sol a pu être alimenté directement par l’eau de mer mais ça se passe principalement en sous terrain. L'évaporation qui se fait à la surface de la plaine qui augmente la salinité des eaux souterraines qui précipitent alors les minéraux évaporitiques. Noter que la sebkha peut également se développer loin de la mer si les conditions d’évaporation d’une nappe phréatique se réunissent. Par exemple, on retrouve actuellement en plein désert certaines plaines où des eaux salines provenant de l'érosion de formation riches en sels minéraux ont permis la formation d’évaporites. Les roses des sables sont un exemple de ce phénomène. Elles se sont développées à l'intérieur des sables d'une sebkha désertique et sont composées de grains de sable cimentés par du gypse.

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Figure 5-28 Exemple de minéral évaporite formé par des grains de sable et un ciment de gypse ou Rose des sables

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5.6 LES PRINCIPAUX TYPES DE ROCHES L’étude des processus et des phénomènes de formation et d’érosion qui ont constamment lieu sur la croûte terrestre a conduit les scientifiques à classer les roches selon trois grandes familles. Ces trois familles de roches sont à la fois bien distinctes mais elles sont aussi très liées. Distinctes par leurs caractéristiques minéralogiques et physico-chimiques, et liées par leur appartenance au même cycle de formation et de transformation des roches dans la lithosphère (Figure 5-29).

Figure 5-29 Les trois types de roches et leur relation dans la cyclicité de la formation des roches.

Dans le schéma cyclique de la Figure 5-29 il n’est pas facile de voir le point de commencement. Mais on admet que c’est le magma qui est à l'origine de la formation de la croûte terrestre par refroidissement, au niveau des dorsales océaniques, des zones de subduction, des points chauds…etc. 

La première phase du cycle : est constituée par le refroidissement et la cristallisation du magma (minéraux silicatés). On parle de roches ignées, c'est-à-dire qui viennent du feu. C’est l’un des trois grands types de roches dont on va parler dans ce chapitre. Lorsqu'elles sont amenées à la surface du globe par les processus de géodynamique interne (tectonique des plaques, formation des chaînes de montagnes…) les roches ignées sont rapidement attaquées par les processus de la géodynamique externe (érosion). Les roches ignées s'altèrent et se désagrègent, au fil du temps, pour donner des particules de différentes tailles.

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La deuxième phase : les particules sont transportées et encore modifiées pour être déposées sous forme de dépôts meubles (sols, gravier, sable, boue…). Ces sédiments peuvent se consolider avec le temps sous l’accumulation d’autres sédiments pour donner progressivement naissance à une roche plus ou moins solide. Ce type de roches et ces sédiments forment un autre type de roches appelé roches sédimentaires, c'est-à-dire « roches qui se sont déposées ». La troisième phase : sous l’effet de haute température et/ou de haute pression tous les types de roches peuvent changer (formule chimique et minéralogique) pour donner naissance à un troisième type de roches appelées roches métamorphiques « roches ayant changé de forme ». C’est le cas des roches qui sont directement en contact avec les intrusions de magmatiques dans la lithosphère. Dans ce cas on parle de métamorphisme de contact.

Figure 5-30 Schématisation des conditions de formation des différents types de roches

Remarque : l'érosion touche tous les types de roches pour produire des sédiments c'est-à-dire des roches sédimentaires. Dans les paragraphes qui suivent nous détaillerons ces trois grandes familles de roches. Nous étudierons par la suite et leurs caractéristiques physico-chimiques et leurs utilisations dans les travaux publics.

5.6.1 LES ROCHES IGNEES Les roches ignées proviennent du refroidissement ou cristallisation du magma lorsqu’il s’échappe de l’asthénosphère. On parle aussi de roches magmatiques.

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Cependant le refroidissement du magma dépend des conditions du milieu dans lequel il a lieu, en profondeurs ou en surface. Si le refroidissement se fait lentement, c'est-à-dire dans les profondeurs de la lithosphère on parle de cristallisation fractionnée.

5.6.1.1 La cristallisation fractionnée. Le refroidissement lent du magma permet la cristallisation des minéraux dans un ordre bien défini par Bowen (Figure 5-31). Il se produit, des assemblages minéralogiques différents et ordonnés: ultramafiques, mafiques, intermédiaires et felsiques. Ces quatre types de compositions minéralogiques définissent logiquement quatre grandes sous-classes de roches ignées.

En minuscules : roches extrusives EN MAJUSCULES : ROCHES INTRUSIVES PERIDOTITE

GABBRO

DIORITE

GRANITE

Figure 5-31 La suite de Bowen et les quatre types de roches ignées correspondantes.

Exemple : Refroidissement du magma dans la lithosphère, dans un vide appelé chambre magmatique (Figure 5-32 ci-dessous).

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Figure 5-32 Refroidissement du magma dans une chambre magamtique ; formation des minéraux de haute température : roches mafiques ou ultramafique.

Selon le principe de Bowen, les premiers cristaux à se former sont ceux de haute température, olivine d'abord, pyroxènes et amphiboles ensuite. Ces cristaux vont s’agglomérer et se déposer au fond de la chambre pour former une roche riche en olivine, pyroxène et amphibole. On parle de roche ignée mafique ou ultramafique selon les proportions des cristaux présents. Un gabbro ou une péridotite par exemple (roche ignée "A" sur la Figure 5-32). Le liquide restant se trouve alors appauvri en ces minéraux; c’est un magma de composition différente de sa composition initiale, appelée composition intermédiaire.

Figure 5-33 Refroidissement du magma dans une chambre magamtique ; formation des minéraux de température intermédiaire: roches intermédiaire.

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En poursuivant son refroidissement, il se formera des cristaux intermédiaires, les amphiboles, les biotites, le quartz et certains feldspaths plagioclases. C’est un assemblage d’une roche ignée dite intermédiaire (roche ignée "B" sur la Figure 5-33).

En conclusion, on s’aperçoit qu’un seul et même magma donne lieu à des associations minéralogiques différentes. C'est-à-dire des roches ignées différentes selon les conditions de refroidissement (Figure 5-34).

Figure 5-34 Composition minéralogique des roches ignées

5.6.1.2 Classification et nomination des roches ignées. Après avoir différenciés les roches ignées selon leur formation (t°, % de minéraux présents) on doit maintenant définir une classification et un nom pour chaque roche. Il faut savoir que la classification des roches ignées n’est pas un exercice simple. Il existe de fortes ressemblances entre elles, car elles proviennent du même magma. Il faut recourir parfois à des analyses poussées en laboratoire pour définir exactement le nom de la roche qu’on a entre les mains. •

La classification ou plutôt les classifications (car il n y a pas qu’une seule) se basent en général sur trois critères principaux :  Mode de mise en place (intrusive ou extrusive),  Composition minéralogique / chimique  Texture : vitreuse, grenue, microgrenue…

5.6.1.2.1 Mode de mise en place C’est le type de refroidissement auquel a été soumis le magma : a) Un refroidissement rapide (extrusif) à la surface de la terre b) ou refroidissement lent dans les profondeurs de la lithosphère (intrusif). Prof. A. BENAMGHAR

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Le mode de mise en place conditionne en grande partie la structure et la texture des roches ignées. C’est pourquoi il est très important de le connaître. Sous l’effet de la pression des terrains et de sa densité (toujours inférieure à celle de son environnement) le magma remonte vers la surface. Deux situations sont donc à envisager : 1. Le magma (1200°C) arrive à la surface (20°C) de la lithosphère : son refroidissement est donc très rapide : les cristaux n’ont pas le temps de se former et se développer. Ils sont alors microscopiques ou même inexistants. La roche a un aspect vitreux. On parle alors de magma VOLCANIQUE (Figure 5-35).  Les roches qui proviennent de ce processus sont dites : ROCHES MAGMATIQUES EFFUSIVES OU ROCHES VOLCANIQUES. Elles sont appelées aussi ROCHES EXTRUSIVES. Elles ont refroidit à l’air libre ou sous l’eau ; sous forme de coulées de laves  Exemple de roches volcaniques: basalte, rhyolite, andésite… Elles sont pauvres en silice et de couleur plutôt sombre.

Figure 5-35 Exemple d'une texture vitreuse de roche effusive qui a refroidit rapidement brutalement. Nom : obsidienne ou perlite

2. Le magma n’arrive pas à la surface de la lithosphère, il est emprisonné en profondeur, son refroidissement est donc lent. Les cristaux ont le temps de se former et se développer. Ils sont alors bien visibles et donnent à la roche un aspect granulé. Dans ce cas, on parle de magma PLUTONIQUE (Figure 5-36).  Les roches qui sont formées selon ce processus sont dites ROCHES MAGMATIQUES PLUTONIQUES OU ROCHES INTRUSIVES formées en profondeurs de la lithosphère  Exemple de roches plutoniques : granite, diorite, gabbro, péridotite… Elles sont riches en silice et de couleur claire.

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Figure 5-36 Exemples de roches intrusives : granites de structures phanéritiques où les cristaux sont visibles à l'oeil nu et même très dévelppés dans le cas d’un pegmatite (image du bas)

Le petit tableau en bas de la Figure 5-34 montre la composition des roches ignées. Ainsi, la différence entre basalte et gabbro, andésite et diorite, rhyolite et granite, ne se situe pas au niveau de la composition minéralogique qui est la même pour chacune des paires, mais dans la taille des cristaux qui est grande (phanéritiques) dans l’un et microscopique (aphanitiques) dans l’autre. Définitions : voici quelques mots techniques que l’on rencontre souvent avec les

roches ignées      

La texture: agencement, taille et forme des minéraux Phanéritique: grains grossiers, bien développés = roche intrusive, Figure 5-36). Porphyrique: grains grossiers dans une matrice fine = 2 étapes de

refroidissement, Aphanitique: grains très fins, invisible à l’œil nu = roche effusive Vitreuse: grains absents, aspect de vitre = refroidissement très rapide, Erreur ! Source du renvoi introuvable. Vacuolaire:présence de vacuoles (bulles) = refroidissement rapide + relâchement des gaz

En résumé une classification simplifiées des roches ignées est donnée dans le Tableau 5-4 ci-dessous (EN MAJUSCULE GRAS, LES ROCHES INTRUSIVES, en minuscule italique les roches effusives) Prof. A. BENAMGHAR

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Tableau 5-4 Classification des principales roches ignées intrusives et effusives. EN MAJUSCULE GRAS, LES ROCHES INTRUSIVES, en minuscule italique les roches effusives (d'après Bayly , 1976

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5.6.1.3 La fusion partielle. Le processus de fusion partielle est en quelque sorte l'inverse du processus de cristallisation fractionnée du magma. Si on augmente progressivement la température d'un matériel solide composé d'un assemblage de minéraux silicatés, cet assemblage passe entièrement ou partiellement de la phase solide à la phase liquide. Partiellement car les températures de fusion ou de cristallisation des différents minéraux présents ne sont pas les mêmes. Donc les premiers minéraux à fondre sont les minéraux de basse température, ceux qui se situent au bas de la suite de Bowen (Figure 5-31), c'est-à-dire, le quartz, les feldspaths potassiques et sodiques, et la muscovite. Le processus de fusion partielle est aussi important que celui de la cristallisation du magma. Il a lieu en profondeur au contact du magma et les roches en place sous l’effet des cellules de convection.

5.6.1.4 Le magmatisme de dorsale et la séquence ophiolitique. Les dorsales océaniques sont des zones très importantes où agit le magmatisme. La lithosphère océanique y est régénérée perpétuellement. Il se fait une fusion partielle du manteau sous la dorsale à cause de la concentration de chaleur due à la convection. Il s'agit d'une fusion de péridotite (Figure 5-37).

Figure 5-37 Magamtisme de dorsale et minéraux associés

Dans le détail, la croûte océanique (5 à 15 km d'épaisseur) montre quatre zones, de bas en haut :

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  

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Zone 1 : des cumulas lités ou stratifiés composés de gabbro, une stratification résultant de l'action combinée de la convection et de l'accumulation des cristaux de haute température à la base de la chambre magmatique; Zone 2 : des gabbros massifs issus de la cristallisation aux parois de la chambre magmatique; Zone 3 : complexe filonien, niveau caractérisé par les dykes et filons gabbroïques dus à la cristallisation dans les fractures de tension; Zone 4 : les basaltes issus des épanchements volcaniques.

Les géologues appellent cette séquence, une séquence ophiolitique, ou plus sommairement, les ophiolites.

5.6.1.5 Le magmatisme de zone de subduction : cas de l'arc insulaire. On a vu dans les chapitres précédents qu'il y a du magmatisme associé aux zones de subduction et que, dans le cas de la collision de deux lithosphères océaniques il se forme en surface une ligne de volcans appelée arc volcanique insulaire.

Figure 5-38 Magmatisme de zone de subduction ; arc insulaire

L'enfoncement d'une plaque sous l'autre entraîne, grâce au tapis roulant des fonds océaniques, des sédiments riches en minéraux de basses températures comme le quartz (SiO2), mais aussi les feldspaths et les argiles (micas). En profondeur, il y a une fusion partielle pour donner un matériel fondu composé de trois éléments :   

la péridotite de la lithosphère inférieure, la croûte basaltique-gabbroïque de la lithosphère supérieure, les minéraux de basses températures des sédiments entraînés dans la subduction.

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Contrairement aux zones de dorsales où la fusion partielle de péridotite ne pouvait donner qu'un magma mafique, ici la fusion partielle de ces trois entités qui contiennent toute la série des silicates pourra fournir des magmas de composition variée. Il peut se faire une ségrégation des magmas intermédiaires lorsque les températures atteintes seront intermédiaires, ce qui produit les volcans andésitiques des arcs insulaires.

5.6.1.6 Le magmatisme de zone de subduction : cas de l'arc continental. Lorsqu'il y a collision entre lithosphère océanique et lithosphère continentale, il se forme en surface un arc volcanique continental (Figure 5-39).

Figure 5-39 Magmatisme de zone de subduction ; arc continental

Le magmatisme s'apparente à celui des arcs insulaires, mais avec des variantes. Ainsi, le volume de sédiments sur le plancher océanique en bordure des continents est plus imposant, et il se construit un prisme d'accrétion (empilement de matériaux) important. Une plus grande quantité de silicates de basses températures est entraînée dans la subduction. La fusion partielle affecte ici aussi la péridotite de la lithosphère inférieure, la croûte basaltique-gabbroïque de la lithosphère supérieure et les minéraux de basses températures des sédiments. Dans les premières phases de la fusion partielle, on pourra produire des magmas intermédiaires et même par endroits des magmas felsiques. Prof. A. BENAMGHAR

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Dans les phases plus chaudes, on produira les magmas mafiques qui peuvent alimenter des plateaux de basalte sur certains continents. Dans ces croûtes continentales épaisses, on accumulera aussi des grands stocks granitiques qui peuvent correspondre aux fusions de basses températures et qui à cause de leur faible fluidité ne pourront pas parvenir jusqu'à la surface.

5.6.2 LES ROCHES SEDIMENTAIRES On vient de voir, les roches ignées qui forment une très grande partie du volume de la croûte terrestre. En contrepartie, les roches sédimentaires forment la majeure partie de sa surface. D’un point de vue général, les roches sédimentaires sont formées suite à un processus complexe d’altération et d’érosion des autres types de roches de la croûte terrestre. Dans le détail, ce processus complexe est composé de quatre phases principales (Figure 5-40, Voir Chapitre 4 Géomorphologie): 1. PRODUCTION DE PARTICULES : par érosion et altération superficielle des roches de la croûte, 2. TRANSPORT DE CES PARTICULES : principalement par l'eau, le vent ou la glace 3. SEDIMENTATION ET DEPOT : dans un milieu favorable pour former un sédiment 4. DIAGENESE : processus physico chimique (compactage, cimentation chimique, biochimique…) qui transforme les sédiments pulvérulents en roche sédimentaire.

Figure 5-40 Les principales phases de formation des roches sédimentaires

Remarque : noter que ces trois mécanismes ont souvent lieu en même

temps. Ainsi leur action combinée produit des particules de toutes tailles qui les prépare pour le second processus dans le mécanisme de sédimentation : le transport.

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5.6.2.1 La diagenèse. Elle englobe tous les processus chimiques et mécaniques qui affectent des sédiments après leur dépôt pour former des roches sédimentaires. Elle commence sur le fond marin, dans le cas d'un sédiment marin, et se poursuit tout au long de son enfouissement progressif sous le poids d’autres sédiments qui viennent le recouvrir. Les dépôts sédimentaires peuvent atteindre des dizaines, des centaines ou même des milliers de mètres de matériel. Les processus de diagenèse sont variés et complexes : ils vont de la simple compaction du sédiment (sous l’effet de la surcharge) à sa cimentation (par l’apport d’un liant naturel), en passant par des phases de dissolution, de recristallisation ou de remplacement de certains minéraux. Le processus diagénétique qui est principalement responsable du passage du sédiment à la roche est la cimentation (Figure 5-41). 

Cimentation : c’est un processus relativement simple. L’eau qui circule dans les vides d’un sédiment, par exemple un sable, se trouve sursaturée par rapport à certains minéraux (carbonates). Elle précipite ces minéraux qui se déposent sur les grains de sable et finissent par les souder ensemble; on obtient alors une roche sédimentaire qu'on appelle dans ce cas un grès (sable à ciment calcaire). En fonction de la quantité de minéraux déposés le degré de cimentation peut être faible, on a alors une roche friable. Il peut être très poussé, et on a une roche très solide.

Figure 5-41 Processus de diagenèse : cimentation et compaction Prof. A. BENAMGHAR

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5.6.2.2 Classement et dénomination des roches sédimentaires. Il est possible de classer les roches sédimentaires en trois grandes classes génétiques: 1. LES TERRIGENES OU ROCHES DETRITIQUES: a. "terrigènes" car il s'agit de matériel issu des continents (terre). b. Elles forment près de 85% de l'ensemble des roches sédimentaires. c. Elles sont formées de particules minérales issues de l'altération de roches préexistantes. d. sont généralement classées en fonction de la granulométrie de leurs constituants (conglomérats, grès, siltites, argilite);

2. LES ROCHES BIOGENIQUES, BIOCHIMIQUES OU ORGANIQUES: a. forment près de 15% des roches sédimentaires. b. sont le produit, comme leur nom l'indique, d'une activité organique ou biochimique. L'altération fournit, outre les particules solides entrant dans la constitution des roches terrigènes, des substances dissoutes qui aboutissent dans les mers, les lacs et les rivières où elles sont extraites et précipitées par des organismes. c. Dans certains cas, les organismes utilisent les carbonates, phosphates, silicates pour constituer leurs coquille ou leurs os et ce sont leurs restes qui constituent les roches sédimentaires. d. Les plantes accumulent des matériaux carbonés par photosynthèse et sont directement à l'origine du charbon. e. D'autres types de sédiments carbonés comme les schistes bitumineux, le pétrole… sont générés par des bactéries.

3. LES ROCHES D'ORIGINE CHIMIQUE : a. d’importance relativement faible (de l'ordre du 1%) b. résultent de la précipitation (purement physico-chimique) de minéraux dans un milieu sursaturé. c. Les évaporites (anhydrite, sel, gypse, sylvite,...) en sont le meilleur exemple: elles se forment par évaporation de saumures (eau très riche en sels);

5.6.2.2.1 Dénomination des roches sédimentaires La dénomination des sédiments et roches sédimentaires se fait selon deux critères principaux :  

Taille des particules (granulométrie), Composition minéralogique.

La taille des particules (la granulométrie) chez les terrigènes et les allochimiques sert de critère de classement. Deux tailles sont importantes à retenir : 0,062 et 2 mm (Tableau 5-5). Prof. A. BENAMGHAR

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Remarque : la granulométrie n'intervient pas dans le cas des orthochimiques puisqu'il s'agit de précipités chimiques et non de particules transportées.

Tableau 5-5 Déomination des roches sédimentaires

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5.6.3 LES ROCHES METAMORPHIQUES Les roches métamorphiques sont le résultat de la transformation de roches (ignées ou sédimentaires) sous l'effet de température T et/ou de pressions P élevées. Deux grands types de métamorphismes existent: a) Le métamorphisme de contact b) Le métamorphisme régional

5.6.3.1 Le métamorphisme de contact. Lorsque le magma, avec une température de plus de 1200°C, entre en contact avec les roches de la lithosphère (froides), ces dernière subissent un transfert de chaleur et une cuisson intense (voir flèches Figure 5-42). Cette cuisson est si forte qu’elle change leurs caractéristiques chimiques et minéralogiques. Dans ce cas on parle d’un métamorphisme de contact car il y a contact direct entre le magma intrusif et les roches encaissantes (métamorphosées) (Figure 5-42).

Figure 5-42 Métamorphisme de contact

Auréole métamorphique : toutes les roches en bordure du magma sont ainsi transformées. On appelle cette bordure une auréole métamorphique. Son épaisseur est fonction de la dimension de la masse de magma intrusif (de quelques mm à plusieurs km).

5.6.3.2 Le métamorphisme régional et la foliation métamorphique. Comme son nom l’indique, le métamorphisme régional affecte de très grandes régions. Dans ce cas il y a le concours en même temps de la température et de la pression des terrains sus-jacents. C'est pourquoi on rencontre souvent le métamorphisme régional dans les racines de chaînes de montagnes. Dans les zones de subduction entre une croûte océanique et une croûte continentale ou entre deux croûtes continentales. Prof. A. BENAMGHAR

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Le métamorphisme régional produit trois grandes transformations: a) Une déformation souvent très poussée de la roche, sous l’effet de la grande P et T. b) Le développement de minéraux dits métamorphiques c) Le développement de la foliation métamorphique : les cristaux ou les particules d'une roche ignée ou sédimentaire seront aplatis, étirés (sous l’effet de P et T élevées) et donneront un aspect de minéraux linéaires alignés dans des plans de foliations (Figure 5-43).

Figure 5-43 Schématisation d'une foliation métamorphique

En terme quantitatif, les roches métamorphiques de type régional sont beaucoup plus importantes que celles de type de contact.

Remarque : la présence de foliation sur une roche est un des critères d’identification des roches métamorphiques.

5.6.3.3 Dénomination des roches métamorphiques Suite au métamorphisme que subissent les roches, il se développe des minéraux spécifiques à chaque degré de métamorphisme. Ces minéraux sont donc utilisés comme indicateurs du degré de métamorphisme subit par la roche étudiée. Ces minéraux peuvent nous renseigner par exemple sur les conditions de T et P qu’il y avait lors de la formation de la roche. Et de là, déduire la profondeur à laquelle elle se trouvait.

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De la même manière que pour les roches ignées et sédimentaires, on a donné une dénomination aux roches métamorphiques. La Figure 5-44 qui suit présente les roches d’origine (à gauche) et le résultat de leur métamorphisme (à droite) ainsi que le degré de celui-ci (flèches en tiraits).

Figure 5-44 Dénomination des roches métamorphiques (à gauche : roche d’origine ; à droite : roche métamorphique résultantes. Longueur de la flèche = degré de métamorphisme)

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5.7 PROPRIETES PHYSICO-CHIMIQUES DES ROCHES 5.7.1 PROPRIETES PHYSIQUES Les propriétés physiques ou chimiques d’une roche dépendent de ses propriétés microscopiques c'est-à-dire :  

Sa composition minéralogique : atomes et minéraux composants la roche L’organisation interne de ces atomes, molécules et minéraux (texture, structure)

La disposition des éléments peut produire des surfaces de discontinuité (clivage, foliation, schistosité, ) et des espaces vides (porosité, perméabilité). Noter que les notions de structure et de texture dépendent de l'échelle d'observation et du type de roche. Par exemple : Pour une roche sédimentaires: la texture = arrangement des grains et la structure: disposition en couches ou corps sédimentaires. Pour une roche magmatique: la texture se confond souvent avec la structure = disposition des minéraux.

5.7.1.1 Roches plutoniques – propriétés physiques Exemple: le granite    

Roche entièrement cristallisée, Cristaux jointifs sans espaces vides, compacts et rigides, A petite échelle (échelle du grain) : Pas de porosité en petit; A grande échelle (échelle d’un massif rocheux) : fractures (diaclases) dues aux variations de température superficielle (dilatation différentielle) et aux efforts mécaniques (tectonique) qui facilitent la circulation de l'eau et l'altération.



Conséquences: o Granite = roches rigides mais cassantes aux efforts mécaniques o bons matériaux de remblai (gravillons) et pierres de construction o roches poreuses en grand (porosité de fracture) et o perméables si les fractures sont concourantes.

5.7.1.2 Roches volcaniques – propriétés physiques Exemple : le basalte - coulées de laves  

Roche cristallisée, en petits cristaux (microlithes), avec des fentes de retrait (refroidissement rapide) et des vacuoles. En cas de formation par coulées successives stratifiées (surfaces de discontinuité)

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Chapitre 5   

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Comportement mécanique voisin des roches magmatiques (rigide) Porosité et perméabilité de fracture en plus des joints de stratification. Matériaux de construction (ballast)

Exemple : tufs volcaniques – formés par projections volcaniques   

Roches meubles ou consolidées, souvent mal cristallisées (refroidissement trés rapide, parties amorphes), Stratifiées. Mêmes propriétés que les roches sédimentaires: o grande porosité et perméabilité. o Si état meubles en accumulation instable facilement érodables (cendres volcaniques). o Si état consolidées plus rigides (ex.: ignimbrites) peuvent servir de pierres de construction (Andes).

5.7.1.3 Roches sédimentaires – propriétés physiques Principalement deux états physiques de roches sédimentaires existent : des roches meubles à l’état de remblai en cours de consolidation et des roches déjà consolidées.

A. Roches sédimentaires meubles (exemple: alluvions, éboulis)        

 

grains indépendants, donc grande érodabilité, instabilité sur les pentes grande porosité (pores entre les grains) perméabilité variable: ex : argiles imperméables. roche à grains fins saturée d'eau = forme un fluide visqueux qui peut s'écouler (liquéfaction). Dans certains cas, la viscosité peut diminuer à la suite d'une vibration (séismes, engins …) Déformation souple, pas de fracture possible. Déformation sous l'effet de la pesanteur, sur une pente (glissement de terrain), sous l'effet de la surcharge des sédiments sus-jacents La circulation des fluides chargés de matière en solution peut aider à la consolidation de ces sédiments meubles qui changent de propriétés et deviennent plus stables). Généralement bons aquifères (réservoir d’eau), sauf les argiles qui constituent les horizons imperméables Mauvaise stabilité mécanique.

B. Roches sédimentaires consolidées (exemple grès, calcaire

massif) 

  

Ici les grains sont soudés entre eux par un ciment donnent un ensemble compact et rigide (comme une roche plutonique) mais toujours une porosité par les espaces inter-granulaires et les surfaces de stratification comportement mécanique rigide, existence de fractures, plan de stratification qui aident au débitage pour la taille de pierre, les fractures et plans de stratification peuvent favoriser le glissement sur les pentes et l'érosion surtout s’il s’agit de couches intercalées de lithologie différente (structure tabulaire, ex : calcaire sur argile… dureté différente).

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LES ROCHES Trois types de porosités peuvent exister : o porosité primaire: espace intergranulaire lors du dépôt du sédiment respecté par la cimentation o porosité secondaire par dissolution en surface (altération) ou en profondeur (diagenèse) o porosité localement nulle si la cimentation est totale (exemple quartzites)



5.7.1.4 Roches métamorphiques Selon le degré de métamorphisme (température et pression) de la roche initiale on distingue : 



Roches métamorphiques provenant de roches sédimentaires peu transformées; o nouvelles cristallisations qui diminuent la porosité; o réorientation des minéraux ce qui produit des plans de schistosité qui modifient le comportement mécanique (plus grande fragilité si lits micacés) o ex.: les schistes (ardoises) Roches métamorphiques provenant de roches sédimentaires tés métamorphisées et des roches magmatiques: o faciès gneisseux, proche des granites. o comportement rigide, porosité de fracture.

5.7.2 PROPRIETES CHIMIQUES Les propriétés chimiques d’une roche décident de leur fragilité ou de leur résistance contre les agents chimiques de l’érosion. C'est-à-dire la possibilité de destruction de la roche et la formation de nouveaux minéraux au cours de l'altération superficielle. Il existe deux grands groupes de roches du point de vue des propriétés chimiques:  

Les roches siliceuses et silico-alumineuses (ou roches silicatées) et Les roches carbonatées.

A. Les roches siliceuses et silico-alumineuses   

Roches siliceuses (quartzeuses) contiennent peu d'éléments en plus de la silice. Elles sont très résistantes aux agents chimiques de l’érosion Roches silico-alumineuses contiennent de nombreux minéraux secondaires : ce sont des roches vulnérables car la phase alumineuse est très fragile devant les agents chimique (dissolution et hydrolyse) Les roches volcaniques, sont généralement très altérables

B. Les roches calcaires  

Les calcaires contiennent des éléments chimiques (Ca++, Sr++, Mg++...) Les calcaires sont très sensibles à l’altération: dissolution des carbonates par les eaux acides (pluie avec CO2).

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Formation de cavités karstiques, de volume parfois considérable, à craindre La dissolution augmente également la porosité et la perméabilité des formations géologiques. Les pierres ornementales ou pierres taillées calcaires font l’objet d’altération par les eaux de pluie.

5.8 LES ROCHES DANS LES TRAVAUX PUBLICS Suite aux caractéristiques physiques et chimiques des roches que nous venons d’énumérer nous résumons ci-dessous l’intérêt des différents types de roches dans les travaux publics.

5.8.1 Les roches ignées sont recherchées en génie civil pour: • • • •

Leur faible porosité Cristaux rarement alignés (propriétés mécaniques isotropes : mêmes dans toutes les directions) Bonne résistance à la compression et au cisaillement Batholite = massif de roches magmatique peu déformé (large de quelque km à plus de 100km)

5.8.2 Les roches métamorphiques en génie civil: • • • • •

Ces roches présentent une forte schistosité (feuilletage ou fissuration selon les plans de foliation) peuvent se comporter comme les roches sédimentaires Les marbres ont un comportement semblable aux calcaires. Les roches non foliées ont un comportement similaire aux roches plutoniques Les quartzites sont des roches très dures Les roches riches en micas peuvent s’altérer facilement

5.8.3 Les roches sédimentaires en génie civil: • • • • • • • • • • • • •

Produits de base pour matériaux de construction: ciment, gypse, sable, etc. Source d’énergie: pétrole et gaz naturel Importante source de granulats. Les calcaires font de bons granulats. Attention à l’anisotropie (propriétés mécaniques). Les plans de litage ou schistosité peuvent constituer des plans de faiblesse. L’inclinaison des strates (pendage) conditionne beaucoup les travaux. Lorsqu’on travaille « parallèlement » aux lits, il est facile de prédire le type de roches qu’on va rencontrer. Les calcaires très purs font de bonnes pierres ornementales. Mais elles peuvent être dissoutes par des solutions acides. Les roches sédimentaires contenant l’anhydrite peuvent gonfler en présence d’eau (formation de gypse). Attention aux karsts en terrain calcaire ou dolomitique : cavités et vides karstiques en sous sol. Les évaporites peuvent aussi présenter des cavités. Les roches sédimentaires (à l’exception des calcaires) sont généralement poreuses. Shales (mot anglais= r sédimentaire argileuse ou marneuse) • 1) propriétés mécaniques faibles • 2) se compactent mal (boue)

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3) peuvent gonfler en présence d’eau 4) attention aux shales pyriteux (gonflement)

Les conglomérats (assemblage friable de gros sable graviers cailloux …par un ciment léger) généralement mauvais car ils sont peu cimentés, contiennent de grosses particules et sont poreux.

5.8.4 Note sur les argiles  

 

En géotechnique, argile = particule < 1/256 mm (3,9 um) En minéralogie, argile = phyllosilicates (silicates hydratés d’aluminium et de magnésium structurés en feuillets) Il s’agit de minéraux secondaires (altération). Exemples : • chlorite, séricite • illite, vermiculite • kaolinite, montmorillonite

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5.9 ANNEXES 5.9.1 Critères d’identification des minéraux

5.9.1.1 La couleur Ce n’est pas un critère facile à utiliser car les minéraux présentent une grande variété de couleurs. Un même minéral peut présenter plusieurs couleurs différentes. Par exemple, le quartz présente plusieurs couleurs, de l'incolore limpide (cristal de roche), au blanc laiteux, au violet (améthyste), au rouge (jaspe), au noir enfumé, au bleu, etc… Il existe aussi des minéraux qui ont la même couleur apparente mais qui sont tout à fait différents en composition chimique (ex, les minéraux couleur or comme la pyrite, dite or des fous, la chalcopyrite, l’or natif …etc.) Il faut noter qu’en raison de l’altération superficielle inévitable des roches, la couleur doit être observée sur une cassure fraîche. Il ne faut donc pas se fier à la couleur extérieure apparente de la roche.

5.9.1.2 L’Éclat C’est le reflet présenté par le minéral lorsque celui-ci est exposé à la lumière. Il existe deux types principaux:  

l'éclat l'éclat o o o o o o

métallique, brillant comme celui des métaux, non métallique que l'on décrit par des termes : vitreux : comme le verre, gras : comme si la surface était enduite d'huile ou de graisse adamantin : qui réfléchit la lumière comme le diamant résineux : comme la résine, soyeux : comme la soie etc…

5.9.1.3 Le Trait On a remarqué que certains minéraux changent de couleur lorsqu’ils sont broyés ou frottés à une surface non lisse. C’est pourquoi on a utilisé cette propriété, appelée ‘le trait’ pour identifier les minéraux. Son principe est simple, il suffit de frotter le minéral sur une plaque de porcelaine blanche non émaillée. La couleur du trait laissé par ce frottement est dite le trait du minéral étudié. A défaut de porcelaine on peut utiliser tout autre surface ayant des propriétés semblables.

Par exemple : l'hématite (minerai de fer) qui a une couleur noire en apparence externe mais son trait, sur la plaque de porcelaine, est brun rougeâtre. La pyrite, a une couleur jaune or, mais laisse un trait noir sur une plaque de porcelaine. Prof. A. BENAMGHAR

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5.9.1.4 La Dureté Certains minéraux sont très durs, comme le diamant, d'autres sont tendres ou très tendres, comme la craie ou le talc. La dureté varie d'un minéral à l'autre. Elle est définie comme étant sa résistance à la rayure par un corps extérieur. Il existe pour cela une échelle de dureté relative, appelée échelle de Mohs (minéralogiste autrichien), qui utilise dix minéraux communs, classés du plus tendre au plus dur, de 1 à 10 (Figure 5-45 et Figure 5-46).

Figure 5-45 Echelle de Mohs

Figure 5-46 Echelle de dureté relative des minéraux, échelle de Mohs

Dans la pratique on peut déduire la dureté d’un minéral par de simples gestes courants. Prof. A. BENAMGHAR

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Par exemple : si on arrive à rayer le minéral étudié avec l’ongle du doigt, cela veut dire qu’il est de dureté inférieure ou égale à 2, comme le talc et le gypse. Mais si on n’arrive pas à le rayer avec un ongle mais on y arrive avec une pièce de monnaie en cuivre alors c’est un minéral de dureté autour de 3, comme c’est le cas de la calcite. Noter également qu’une lame de canif (couteau de poche), en acier, pourra rayer tous les minéraux de dureté inférieure à 5, mais ne pourra rayer les feldspaths et le quartz. Par contre tout ce qui raye le verre a une dureté supérieure à 5. Un morceau de corindon, très dur, (utilisé dans les outils abrasifs) pourra rayer le quartz, mais sera rayé par un diamant.

5.9.1.5 La Densité En principe elle est mesurée au laboratoire avec les appareils et les manipulations adéquates. Mais sur le terrain il est possible d’estimer la densité d’un minéral simplement en le tenant à la main. Elle permet, dans la plupart des cas, de lever certains doutes concernant le type de minéral auquel on a affaire. La densité est une constante physique mesurable qui caractérise tous les corps. En général, les minéraux de l’écorce terrestre ont une densité moyenne de 2.7. Mais certains minéraux ont une densité relativement faible, ou relativement élevée. Par exemple le sel a une densité de 2.1 et la galène (sulfure de plomb PbS) ou l’or natif (Au) ont des densités de de 7.5 et 19.3 respectivement.

5.9.1.6 La Forme cristalline Tout minéral possède son propre système cristallin dans lequel il cristallise toujours lors de sa formation. Lors de sa formation il reproduira toujours les mêmes formes régies par ce système, depuis sa taille microscopique jusqu’à sa taille macroscopique. Il existe sept systèmes cristallins suivant lesquels cristallisent tous les minéraux (Figure 5-47). Ainsi, si les minéraux sont assez grands et développés, il sera facile d’identifier leur système cristallin à l’œil nu, sinon on a recours à des moyens plus poussés comme la loupe ou le microscope optique.

Par exemple : le quartz cristallise dans le système hexagonal, la halite (sel) cristallise dans le système cubique, la calcite (calcaire) cristallise dans le système rhomboédrique…etc.

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LES ROCHES Figure 5-47 Les 7 systèmes cristallins selon lequels cristallisent tous les minéraux..

5.9.1.7 Le Clivage Le clivage est une propriété très importante de certains minéraux. C’est un défaut naturel dans leur structure cristalline. Pour être plus précis, il s’agit de plans de faiblesse au sein de la structure cristalline qu’on appelle clivages. Noter qu’il existe aussi des minéraux qui ne présentent aucun plan de clivage, c’est pourquoi ils sont réputés très résistants, comme la silice. Un minéral avec clivage présentera toujours le même clivage quelque soit sa taille. Quand il est soumis à des contraintes externes, le minéral avec clivage va se briser facilement le long des plans de clivage, alors qu'il ne se brisera pas selon ses autres faces cristallines.

Par exemple : si on frappe avec un coup de marteau un cristal de calcite (plans de clivage à 75° et 105°) on obtiendra toujours les mêmes angles entre les faces des morceaux 75° et 105°, quelle que soit la dimension du cristal. De même, les micas aussi, se débitent en feuilles grâce à leur clivage selon un plan unique. Par contre, si on brise un cristal de quartz, qui est un minéral sans clivage, on obtient des fragments avec des cassures très irrégulières ou conchoïdales.

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Figure 5-48 Exemple de plans de clivage (faiblesse) dans certains minéraux

5.9.1.8 L’Effervescence au contact de l’acide Généralement les minéraux carbonatés (calcaires) ou contenant des carbonates réagissent énergiquement au contact d’une solution acide. Cette réaction chimique dégage rapidement une quantité de bulles de gaz carbonique d’autant plus importante que l’acide est fort. Cette réaction est appelée effervescence, elle se produit, sur la masse minérale, ou sur la poussière, à froid ou à chaud. L’effervescence au contact de l’acide est un moyen simple et très pratique pour identifier la présence de calcaire.

5.9.1.9 Les Propriétés optiques Les minéraux ont des comportements spécifiques quand ils sont traversés par les rayons de lumière. Ils réfléchissent, absorbent et réfractent certaines longueurs d’ondes selon les propriétés de leurs systèmes cristallins. On parle de propriétés optiques du minéral considéré. Chaque groupe de minéraux possède ses propriétés optiques. Les propriétés optiques d’un minéral sont déterminées en laboratoire à l’aide de microscopes optiques polarisants. C’est un élément de diagnostique fondamental Prof. A. BENAMGHAR

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dans l'identification des minéraux. Il est souvent utilisé pour des cas difficile à réaliser par des moyens simples. Cette technique nécessite une phase de préparation du minéral étudié. Il s’agit de couper l’échantillon à l’aide d’appareils de pointe pour obtenir une tranche très mince de 30 microns environs qu’on colle sur une lamelle de verre. On appelle l’échantillon obtenu « lame mince », tellement mince qu’il devient transparent aux rayons lumineux. On peut alors étudier ces minéraux au microscope polarisant.

5.9.2 CARACTERISTIQUES MECANIQUE DES ROCHES Mesures et essais en place et au laboratoire pour utilisation éventuelle de la roche en construction, empierrage...

5.9.2.1 Rupture à la compression et à la traction Presse hydraulique. Essai triaxial

Figure 5-49 Presse hydraulique (coupe)

a) Compression La rupture varie selon la valeur de la pression de confinement (2 = 3).



pression de confinement faible: l'éprouvette se casse selon une fente parallèle à la direction de 1.

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LES ROCHES pression de confinement forte: la déformation est d'abord ductile, l'éprouvette prend une forme de barillet, puis 2 plans de cassure apparaissent formant un dièdre de 60° environ dont le plan bissecteur contient la direction de 1. Les blocs délimités glissent le long de ces 2 plans qui sont donc des plans de cisaillement. L'angle formé par les deux plans est l'angle de rupture.

Résistance à la Roches compression (MPa) GRANITE

100-280

GRES

40-110

CALCAIRE

50-60

QUARTZITE 150-600 MARBRE

100-125

Tableau 5-6 Pression nécessaire pour provoquer la rupture par compression à l'air libre de quelques roches (d'après KELLER, 2000). L'unité est le MPa (1 MPa = 106 Pa = 1 N/m2)

b) Traction La résistance de rupture des roches à la traction est plus faible qu'en compression.

 

pression de confinement faible: l'échantillon se casse suivant des plans perpendiculaires à la direction de 3. pression de confinement forte : l'échantillon s'allonge par déformation ductile puis se casse selon 2 familles de plans de cisaillement conjugués se coupant selon un angle d'environ 120° et dont le plan bissecteur contient la direction de 3.

c) Cercle de Mohr Pour des échantillons d'une même roche, on fait varier expérimentalement 1 et 3 ; on note les valeurs provoquant la rupture et l'angle de rupture correspondant. La représentation graphique dite du Cercle de Mohr situe le domaine de la rupture par rapport aux valeurs des contraintes 1,3 et à la contrainte tangentielle exercée sur le plan de rupture. Par convention, on prend des valeurs négatives de 3 dans le cas de la traction. Le cercle de Mohr permet donc de prévoir la résistance à la rupture d'un matériau, les conditions limites de la rupture et l'angle de rupture correspondant pour des valeurs données de 1,3 et .

5.9.2.2 Résistance à l'usure Mesure de la résistance à l'attrition ou l’érosion. Essai Deval Roche cassée en fragments à arêtes vives, enfermés dans un cylindre mis en rotation; usures des arêtes des fragments par frottements et chocs modérés. On Prof. A. BENAMGHAR

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pèse les fragments arrondis à la fin de l'essai. La perte de masse est proportionnelle à la fragilité de la roche. Essai Los Angeles Même principe, mais on ajoute des boulets d'acier de 47 mm de diamètre; on tamise à la fin de l'essai. La taille du cylindre, le nombre de boulets, le nombre de tours/minute et la durée de l'essai sont normalisés.

Figure 5-50 Essais Los Angeles, Deval, Proctor et cercle de Mohr

5.9.3 METHODES DE RECONNAISSANCE ET D'ETUDE DE TERRAIN

5.9.3.1 Forage En terrain meuble, la foration se fait à la pelle hydraulique (jusqu'à 8m de profondeur) ou à la tarière à main ou mécanique portée sur camion (jusqu'à 50 m de profondeur). Elle se fait par forage rotary et par marteau fond de trou pour avancer dans les matériaux résistants; le carottier permet de prélever des échantillons. Des outils spéciaux descendus dans le trou de foration fournissent des mesures in situ (résistivité, perméabilité...) constituant les diagraphies. Prof. A. BENAMGHAR

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5.9.3.2 Sondage électrique La mesure de la résistivité donne des indications sur la porosité et la teneur en eau des roches: les sables et graviers sont facilement identifiés. Un courant continu ou de basse fréquence d'intensité i est envoyé à 2 électrodes A et B fichées dans le sol. La différence de potentiel dV est mesurée entre 2 électrodes intermédiaires M et N. La résistivité apparente r a pour valeur:

r = k dV / i 5.9.3.3 Sismique réfraction La sismique réfraction situe l'emplacement du substratum rocheux sous des matériaux meubles et son degré de fissuration. Elle mesure le temps de propagation des ondes sonores envoyées par une source (choc d'un marteau sur une plaque, explosion..) et reçues par des récepteurs (géophones). Une série de mesures est faite en augmentant la distance entre source et récepteurs. Le traitement du signal permet de calculer l'épaisseur des terrains traversés et les vitesses v de propagation des ondes. Quelques valeurs de v: terre végétale: v < 1000 m/s argile: v =1000 à 2000 m/s granite: v =1000 à 3700 m/s Ces valeurs aident à déterminer le mode d'exploitation ou de terrassement (roche "rippable" ou non). Pour des valeurs supérieures à 2000 m/s l'explosif est nécessaire.

5.9.3.4 Gravimétrie Elle mesure les variations d'intensité de la pesanteur g. Après de multiples corrections, on peut déterminer la densité des roches sous-jacentes.

5.9.3.5 Pénétromètre Cette technique permet d'évaluer les propriétés mécaniques d'un terrain meuble pour des fondations. On enfonce un outil en mesurant la force nécessaire à exercer pour la pénétration: on distingue les niveaux compacts des niveaux plus mous, ce qui permet de calculer la capacité portante du sol et les caractéristiques des pieux de fondation à utiliser.

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Figure 5-51 Diagramme d'essai au pénétromètre

5.9.3.6 Pressiométrie On introduit l'outil dans un trou de forage et on augmente son volume à l'aide d'air comprimé pour exercer une pression sur les parois du trou; on mesure la déformation résultante. Comme dans l'essai précédent, on peut connaître ainsi la résistance du sol à la déformation.

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Figure 5-52 Profil pressiométrique

5.9.4 INSTABILITE DU SOL Les deux causes principales d'instabilité du sol sont le tassement et le glissement. Il y a aussi les gonflement ou soulèvements de terrains, qui sont plus rares, et les effondrements. Ces derniers sont causés par la présence de cavités souterraines, naturelles ou artificielles, qui finissent par rompre et provoquent des affaissements spectaculaires.

5.9.4.1 Les tassements Le sol est un matériau compressible; lorsqu'une charge est appliquée à sa surface, le sol se déforme; le tassement est la déformation verticale vers le bas (vers le haut, c'est un gonflement). Les tassements sont dangereux pour les constructions qui s'affaissent ou basculent quand les tassements sont inégaux. Les tassements subis par le sol sous l'effet d'une contrainte sont dus à 3 phénomènes: Prof. A. BENAMGHAR

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- la compression des grains solides du sol; - la compression de l'air contenu; - l'évacuation de l'eau et de l'air contenus. Sous l'action d'une charge, le sol se consolide: son indice de vides décroît pour se stabiliser à une valeur fonction de la charge appliquée.

5.9.4.2 Les glissements de terrain La vitesse de ces déplacements en masse est très variable La solifluxion est un déplacement très lent de la pellicule superficielle sur une pente. Les coulées de boues sont constituées d'un fluide visqueux fait d'un mélange d'eau et de formations superficielles. La vitesse dépend de la viscosité et de la pente. Les coulées de boues suivant le lit des torrents sont appelées "laves torrentielles" ("lahar" pour les cendres volcaniques). Les écroulements sont les plus rapides (chute d'un pan de falaise). La vitesse des glissements de terrain en montagne peut approcher 10 cm par jour: elle varie selon la période de l'année (pluviosité, fonte des neiges...) Les glissements se font rarement sur un plan car il faut un plan de glissement préexistant: stratification, natures de matériaux différentes, revêtement de talus rapporté... Le plus souvent la surface de rupture d'une pente est courbe et ressemble à une section de cylindre. L'eau joue un rôle important sur la stabilité d'une pente par la pression hydrostatique développée par une nappe ou les forces dues à l'écoulement: l'eau s'écoule dans le sol selon la ligne de pente et ajoute son action à la gravité. La stabilité d'un sable sur un talus est réduite de moitié si le sable est traversé par un écoulement d'eau. Les terrains contenant des corps plastiques comme les argiles gorgées d'eau seront instables sur des pentes même faibles (une pente de 1% suffit à une coulée de boue). La végétation en revanche en consolidant le sol et limitant les infiltrations et le ravinement superficiel stabilise le sol.

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Figure 5-53 Eboulement (A) et glissement de terrain (B) banc sur banc.

Figure 5-54 Glissement des calcaires jurassiques sur les marnes sous-jacentes (Chaînes subalpines)

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Figure 5-55 Loupes de glissement sur une série marneuse

Figure 5-56 Glissement actuel de La Clapière (St Etienne-de-Tinée): le détachement se fait suivant une surface courbe (d'après DUROUCHOUX).

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Figure 5-57 Vitesse de glissement (en mm/jour) mesurée à La Clapière (d'après DURVILLE).

5.9.4.3 Les soulèvements Ils peuvent résulter du gonflement d'une assise argileuse par imbibition, de l'arrêt de travaux souterrains de creusement, de la remontée du niveau piézomètrique par arrêt du pompage...etc.

Figure 5-58 Soulèvement du quartier de la gare St Lazare (Paris) suivi par interférométrie radar satellitaire. La cause en est l'arrêt des travaux et du pompage. L'amplitude de la déformation est de quelques mm depuis 1998 (document BRGM).

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5.9.4.4 Les effondrements L'effondrement du toit d'une cavité souterraine (grotte, galerie de mine...) peut atteindre la surface: c'est le cas des "fontis" dans la région parisienne dus à la dissolution du gypse en profondeur.

Figure 5-59 Effondrement de terrain (fontis) en zone pavillonnaire (document BRGM)

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5.9.5 Propriétés des argiles Cette partie donne un bref aperçu sur les minéraux argileux. Rappelons que les argiles sont des roches sédimentaires particulières dans les travaux publiques. Les minéraux argileux se caractérisent par trois propriétés principales: - leur forme et leur surface spécifique; - leur capacité d’adsorption d’eau et de gonflement; - leur multiples possibilités d’échanges ioniques.

5.9.5.1 Forme et surface spécifique Les argiles se présentent sous trois formes (Fig. 4.1a): -

en flocons, caractérisés par même dimension dans les deux directions et une épaisseur équivalente à 1/20ième de la longueur;

-

en lattes, avec une dimension plus longue, épaisseur toujours équivalente à 1/20ième de la longueur;

-

en aiguilles, deux dimensions identiques et la 3ième beaucoup plus grande (assez rare).

Figure 4.1a – Forme des particules argileuses (Velde, 1995).

Les argiles sont définies depuis le XIX siècle comme des minéraux de petite taille. Ces minéraux ne sont donc pas identifiables au microscope optique. En fait, la majorité des argiles ont des caractéristiques communes, ce qui justifie à posteriori la définition. La fine taille des argiles leur confère une surface importante par rapport au volume des particules (Fig. 4.1b). La surface relative augmente avec la diminution du diamètre. La surface des argiles est supérieure par rapport à celles de minéraux de même taille mais de forme différente. Le rapport épaisseur/largeur est de l’ordre de 20 pour les argiles. Les propriétés des argiles sont principalement contrôlées par leur surface.

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Le tableau 4.1 donnent les valeurs caractéristiques des surfaces des grandes familles argileuses. La surface totale comprend la surface externe, comprise entre les particules argileuses, et la surface interne, correspondant à l’espace interfoliaire (Fig. 4.2). Les smectites ont les surfaces totales maximales: surface Smectites > Vermiculites >>> Illites > Kaolinites = Chlorites.

Figure 4.1b – Forme des particules argileuses (Velde, 1995).

Table 4.1 – Surface spécifique des particules argileuses (Eslinger & Peaver, 1988).

Figure 4.2 – Surface des particules argileuses : interne et externe (Eslinger & Peaver, 1988). Prof. A. BENAMGHAR

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5.9.5.2 Degré d’hydratation Le degré d’hydratation varie d’une famille argileuse à une autre. Certains minéraux argileux ont la capacité d’incorporer dans leur structure des molécules d’eau (Fig. 4.3). Cette eau modifie la dimension de la couche en provoquant son gonflement. Ces argiles sont appelées argiles gonflantes (“ swelling clays ” - Tab. 4.2). Les smectites, vermiculites et minéraux interstratifiés offrent des capacités d’expansion beaucoup plus importantes que celles des autres espèces argileuses. L’incorporation d’eau est réversible à la pression atmosphérique et dépend de la température et de la pression de vapeur. Plus l’air est humide, plus l’argile pourra incorporer de l’eau. Les minéraux gonflants ont une structure de base à 10A. Selon l’hydratation, une couche d’eau de 2.5 ou 5.2A d’épaisseur se développe. Cette hydratation conduit à une augmentation de volume pouvant atteindre 95%. Notons qu’il existe des minéraux comprenant de l’eau adsorbée mais qui n’ont pas pour autant de propriétés de gonflement. Dans un climat à saisons contrastées, la présence de smectites conduit une déstructuration du sol (e.g., vertisols): en été les smectites gonflent; en hiver les smectites se déshydratent et entraînent la formation de larges fissures.

illite chlorite kaolinite

sépiolite palygorskite

smectites

Figure 4.3a – Capacité d’adsorption d’eau par les particules argileuses (Velde, 1992 ; 1995).

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Chapitre 5

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Chapitre 5

LES ROCHES

Figure 4.3b – Localisation de l’eau dans les particules argileuses (Velde, 1995).

Table 4.2 – Classification des argiles selon leurs propriétés de gonflement (Velde, 1995).

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Chapitre 5

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LES ROCHES

Figure 4.4. – Conséquence du gonflement des argiles dans la déstructuration d’un sol (La Nature, 1981).

5.9.5.3 Charge des surfaces argileuses Les minéraux argileux se caractérisent par une surface électrique non neutre (Fig. 4.5). Il existe deux types de charge: (1) une charge permanente ou structurelle liée aux substitutions ioniques (Al3+ pour Si4+ dans T, Mg 2+ ou Fe2+ pour Al3+ dans O), de signe négatif; (2) une charge de surface variable selon le pH du milieu, liée au réactions chimiques qui se produisent à la surface des minéraux ou suite à l’adsorption de surfactants, de signe + ou -.

(a) Kaolinite: for 1:1 structure, positive ions are attracted to the light-blue tetrahedral basal oxygen surface. At the same time, negative ions are attracted to the dark-blue octahedral hydroxyl surface.

(b) Vermiculite or smectite.for 2:1 structure, mostly positive ions are attracted to the light-blue tetrahedral basal oxygen surfaces.

Figure 4.5ab – Adsorption à l’équilibre et échange ionique (Schroeder, 2002). Prof. A. BENAMGHAR

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Chapitre 5

142

Chapitre 5

LES ROCHES

La charge de surface est liée à l’hydrolyse de liens rompus Si-O et Al-OH le long des surfaces. A faible pH, l’argile se caractérise par une capacité d’échange anionique: H+ se lie davantage par rapport à OH-, une charge positive se développe. A fort pH, une capacité d’échange cationique (CEC) se développe: Les OH- se lient davantage que H+ et une charge négative se développe (Fig. 4.5cd). A l’équilibre ou “ au point de charge zéro ” (ZPC), il n’existe pas de capacité d’échange (Fig. 4.6).

(c) At low pH: MOH + H + = MOH

2

+

(d) At high pH: MOH + OH- = MO- + H2O

Figure 4.5cd – Adsorption à l’équilibre et échange ionique (Schroeder, 2002).

With pH's below the pHZPC the solid has would have anion exchange capacity.

pH's above the pHZPC, the solid would have cation exchange capacity.

pH's at the pHZPC , the solid would have no exchange capacity.

Figure 4.6 – Charge de surface (Schroeder, 2002).

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Chapitre 5

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Chapitre 5

LES ROCHES

L’étude de la distribution des cations à la surface des particules argileuses est modélisée par la théorie de la double couche. Les modèles expliquent les interactions entre la surface des argiles, les cations interfoliaires, l’eau interfoliaire et les solutions environnantes. La figure 4.7a présente le modèle de Gouy-Chapman. dans ce modèle, des smectites sont mises en solution. Si la concentration en smectite est faible, les smectites vont se dispersées, l’eau va se troubler et il y aura peu de sédimentation. On obtient une solution colloïdale. Sans eau, les couches T-O-T sont liées par des forces électrostatiques mais en présence d’eau les couches T-O-T sont isolées. Vu la surface négative des argiles, les cations de la solution de la solution vont être attirés par la surface des particules argileuses pour atteindre un nouvel équilibre. La concentration en cation sera plus grande à proximité de la surface des argiles. Un gradient va s’établir et les cations vont avoir tendance à diffuser vers la solution. On atteint une situation d’équilibre dans laquelle il existe une one limitée mais diffuse dans laquelle la concentration en cation diminue avec la distance jusqu’à ce que la concentration égale celle de la solution. Deux couchent s’individualisent: (1) une couche négative à la surface des argiles; (2) une couche positive juste à côté (d’où la notion de “ double couche ”). L’épaisseur de la double couche dépend de la charge de la surface argileuse et de la salinité. Dans un bècher, il existe une répulsion entre les particules. Si on augmente la concentration en smectites, la diffusion des cations vers la solution est moins prononcée. la couche de Gouy est comprimée et les argiles se rapprochent davantage. Si on augmente encore la concentration en smectite, il peut y avoir une superposition des couches de Gouy et l’attraction électrostatique peut permettre aux particules de s’associer avec éventuellement floculation et sédimentation.

Figure 4.7a – Modèle de distribution des cations adjacents à une surface argileuse : Modèle de Gouy-Chapman (Eslinger & Peaver, 1988).

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Chapitre 5

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Il existe une variation du modèle précédent connu sous le nom de modèle de Stern (Fig. 4.7b). Ce modèle considère que les cations ont des dimensions finies. La charge négative des argiles est compensée par les charges adsorbées dans la couche de Stern et dans la couche diffuse.

Figure 4.7b – Modèle de distribution des cations adjacents à une surface argileuse: Modèle de Stern (Eslinger & Peaver, 1988).

5.9.5.4 Capacité d’échange cationique La capacité d’échange cationique (CEC) mesure la capacité d’une argile à échanger des cations. Elle mesure la concentration en cations non fixés dans la couche diffuse et dépend de la charge totale (i.e., charge de surface et structurale). La CEC est fonction du pH, elle est généralement donnée pour un pH neutre (7). Le principe de la mesure est illustré à la figure 4.8.

Figure 4.8 – Mesure de la CEC (Eslinger & Peaver, 1988). Prof. A. BENAMGHAR

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Un échantillon est saturé avec un cation en le mélangeant dans une solution de chlorures. Les cations qui se trouvaient dans la couche diffuse vont être échangés et seuls les cations ajoutés seront fixés. L’excès de cation est rincé puis remplacé par un autre cation. On mesure ensuite la quantité de cations libérés. Les valeurs de CEC pour le principales familles argileuses sont reportées dans le tableau 4.3.

Table 4.3 – CEC des minéraux argileux (Eslinger & Peaver, 1988).

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