Book_roches & Mineraux

Initiation à la Géologie Volume 1

Préambule à l’étude des roches et des minéraux

FIGURE 1. Prismes volcaniques (Île de Milos, Grèce).

Tanguy JEAN 2007

Club CPN des Sittelles Connaître et Protéger la Nature La Tullaye 42 boulevard des Pas enchantés 44230 Saint-Sébastien-sur-Loire http://cpn.sittelles.free.fr

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Initiation à la Géologie

L

a collection Initiation à la Géologie est un ensemble d’ouvrages édités par le club CPN des Sittelles (Saint-Sébastien-sur-Loire) qui visent à rendre accessibles au plus grand nombre les principales notions des Sciences de la Terre. Le texte est généralement original et soumis aux droits d’auteur, malgré l’absence de dépôt légal. Le Club CPN des Sittelles et les auteurs collaborant à cette collection autorisent l’utilisation et la diffusion de son contenu à la seule condition d’en citer la source.

Préambule à l’étude des roches et des minéraux « Initiation à la Géologie », volume 1 Club CPN des Sittelles, Saint-Sébastien-sur-Loire (44, France) Texte et mise en page de Tanguy JEAN Illustrations : crédits cités en fin d’ouvrage

Contacter l’auteur : Tanguy Jean 10 impasse des Trois Métairies F – 44120 Vertou +33 (0)2 40 33 15 82 +33 (0)6 30 00 83 58 [email protected] http://tanguy.jean.free.fr

Les remarques éventuelles seront les bienvenues et seront prises en compte par l’auteur.

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Sommaire Sommaire

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Introduction

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I. Présentation des roches, minéraux et notions corrélées et de leurs disciplines d’étude A. Définition des roches et minéraux 1. Définition d’un minéral 2. Définition d’une roche 3. Remarques sur une terminologie courante B. Sol, sous-sol, terrain, affleurement C. Notions de magmas, laves et projections D. L’étude des roches et minéraux : terminologie

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II. Un premier aperçu de la diversité des roches : les grandes groupes et leur identification A. Grands groupes de roches 1. Roches sédimentaires (exogènes) 2. Roches endogènes (magmatiques, métamorphiques) a. Les roches magmatiques α. Les roches volcaniques β. Les roches plutoniques γ. Les roches de type intermédiaire b. Les roches métamorphiques c. Cas particulier des roches hydrothermales B. Identification des grands groupes de roches 1. Tableau comparatif des critères distinctifs 2. Identification par la structure et proposition d’un tableau de détermination a. La structure pétrographique et son intérêt dans l’identification b. Proposition d’un tableau d’identification

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Références

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Introduction

L’année 2007 marque un tournant pour le club CPN des Sittelles la géologie apparaît dans les activités de l’association. Il s’agit là d’une discipline très intéressante mais, hélas, relativement complexe et dont l’appréhension requiert souvent un minimum de connaissances. Pour faciliter la compréhension, lors des sorties, des phénomènes observés sur le terrain, la collection « Initiation à la Géologie », éditée par le club CPN des Sittelles, se propose de fournir une première approche des Sciences de la Terre accessible au plus grand nombre, de manière à vulgariser les bases de ce vaste domaine scientifique et naturaliste. Et il faut commencer par le début : définir les roches et les minéraux, et notions corrélées, qui sont le premier support d’étude du géologue. La Terre est une planète du système solaire de forme globalement ellipsoïdale, presque sphérique, dont le rayon moyen mesure environ 6370 km. Diverses techniques comme les études sismologiques mettent en évidence une « zonation » concentrique dans la structure de notre planète (la Terre se présente sous la forme de couches concentriques se superposant les unes aux autres). La partie solide la plus superficielle de la Terre a reçu le nom de lithosphère (du gr. lithos, pierre) et se compose de matériaux nommés roches qui sont constitués d’assemblages d’espèces chimiques naturelles se présentant le plus souvent sous la forme de solides cristallins, les minéraux. Dans tous les domaines des sciences de la Terre, c’est avant tout à des roches qu’on est confronté et tout géologue doit pouvoir disposer de bases lui permettant de connaître et reconnaître ces corps pour ensuite, par leur intermédiaire, appréhender notre planète et son fonctionnement. Qu’est-ce qu’une roche ? Qu’est-ce qu’un minéral ? Quels sont les concepts de base de la pétrologie et de la minéralogie ? Ce petit travail a pour but de répondre succinctement à ces questions. Notez que la diversité des roches et des minéraux feront l’objet d’autres petits ouvrages de la collection.

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I. Présentation des roches, minéraux et notions corrélées et de leurs disciplines d’étude Qu’est-ce qu’une roche ? Qu’est-ce qu’un minéral ? Commençons par définir et resituer dans leur contexte ces deux notions géologiques fondamentales sans, pour l’instant, entrer dans trop de détails.

A. Définition des roches et minéraux 1. Définition d’un minéral Pour FOUCAULT & RAOULT (2005), un minéral1 est une « espèce chimique naturelle se présentant le plus souvent sous la forme d’un solide cristallin » (on aurait pu dire « presque toujours »), les minéraux étant les unités élémentaires constitutives des roches (que nous définissons au point suivant) même si on retrouve aussi des minéraux non organisés en roches proprement dites dans l’asthénosphère par exemple. On rappelle qu’une espèce chimique est un corps pur, composé d’une seule et même entité chimique (aux impuretés près), qu’un solide consiste en un état condensé de la matière où les molécules sont globalement fixes les unes par rapport aux autres (et qui résiste au cisaillement) et qu’un cristal est un état de la matière solide caractérisé par une structure spatiale périodique, le motif élémentaire qui se répète par translation dans les trois dimensions de l’espace portant le nom de maille (un ou plusieurs atomes, ions ou molécules) ; on parle de réseau cristallin pour désigner cette répétition de motifs élémentaires (voir par exemple ROBERT, 2004).

FIGURE 2. Cristaux de calcite et de pyrite. Marquise (62, France)

2. Définition d’une roche Une roche2 est un matériau constitutif de la lithosphère, formé d’un assemblage massif de minéraux (rarement un seul) et présentant une certaine homogénéité statistique (entendez : ces minéraux se trouvent représentés et assemblés de manière globalement homogène au sein de la roche). Attention, le fait de dire que les roches constituent la lithosphère ne signifie pas nécessairement que la lithosphère est leur lieu de formation.

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De minerai qui vient lui-même de mine (dérivant du gallo-roman mina). Du latin populaire rocca, roche. Initiation à la Géologie 1 ● Préambule à l’étude des roches et de minéraux ● Tanguy JEAN (2007) – Page 6 –

FIGURE 3. Gneiss chloritoïdique. Petrolina (Brésil)

3. Remarques sur une terminologie courante On attribue souvent à un échantillon rocheux le terme de « pierre » ou « caillou ». Ces termes sont acceptés et reconnus par l’ouvrage de FOUCAULT & RAOULT (2005) et couramment employés par les géologues, au moins oralement. Il est à noter néanmoins qu’en pétrologie sédimentaire, ces mots peuvent prendre une signification plus précise basée sur la granulométrie. Les termes de roche ou d’échantillon rocheux sont donc d’un usage préférable pour éviter toute confusion avec une terminologie plus précise. Les termes de gemme3 ou pierre précieuse désignent quant à eux des minéraux, assemblages de minéraux ou concrétions (comme la perle) dont la beauté (éclat, limpidité, couleurs, etc.) et la rareté en font des objets de bijouterie. Remarque : le terme de gemme peut aussi désigner la résine de pin ou encore la halite (sel gemme, ou sel NaCl).

B. Sol, sous-sol, terrain, affleurement Le sol est la formation superficielle qui résulte de l’altération sur place des roches sous-jacentes par l’eau, l’air et les êtres vivants – ce qui en fait une interface hydrosphère-atmosphère-lithosphère-biosphère – et du mélange des produits de cette altération avec une proportion variable de matière organique ; il est organisé verticalement en différents niveaux nommés horizons (voir les chapitres de pédologie). Le mot sous-sol désigne les roches situées sous le sol et, de manière plus générale, oppose les roches vraies au sol. Un terrain est un ensemble de roches que l’on regroupe pour des raisons tectoniques ou stratigraphiques et qui ont une cohérence d’ensemble de ces points de vue. Un affleurement est une partie de terrain visible à la surface de la Terre et qui n’est donc pas masquée par le sol ou des alluvions (on dit de la roche qu’elle « affleure »).

C. Notions de magmas, laves et projections Un magma4 est un liquide à haute température (au moins 600 °C) qui est constitué de matériaux mantelliques formés plus ou moins en profondeur (magma primaire) ou provient de la fusion de roches préexistantes (magma d’anatexie). Les magmas prennent le nom de laves5 quand ils sont émis à la surface de la Terre sous forme

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Du latin gemma, bourgeon. Mot grec désignant un résidu pâteux. De l’italien lava, même signification. Initiation à la Géologie 1 ● Préambule à l’étude des roches et de minéraux ● Tanguy JEAN (2007) – Page 7 –

visqueuse où ils s’écoulent (coulées) et cristallisant plus ou moins rapidement (notez que la cristallisation commence généralement avant l’arrivée à la surface). Ils forment des projections volcaniques ou éjectas6 quand ils sont projetés sous forme solide par les volcans. Notez qu’on réserve le terme d’émission aux matériaux gazeux et aux laves.

FIGURE 4. Éruption du Piton de la Fournaise. La Réunion (France)

D. L’étude des roches et minéraux : terminologie L’étude des roches porte le nom de pétrologie7 ou pétrographie8 au sens large (le terme de lithologie9 semble aujourd’hui désuet). La pétrologie comprend la description des roches (pétrographie au sens strict), leur classification et l’interprétation de leur genèse. L’étude des minéraux est la minéralogie (et celle plus particulière des pierres précieuses est appelée gemmologie) ; celle-ci s’appuie largement sur la cristallographie (étude des propriétés de l’état cristallin de la matière) et la géochimie (étude des éléments chimiques et de leur comportement dans les roches10). La magmatologie désigne, dans un sens restreint, l’étude des magmas et particulièrement leur chimie et, dans un sens global, l’étude de l’ensemble du phénomène magmatique. La volcanologie quant à elle est tout simplement l’étude des volcans et du volcanisme.

6 Participe passé latin pluriel (signifie « éléments éjectés »), s’écrit ejecta (singulier ejectum) ou francisé éjectas (singulier éjecta) ; surtout employé au pluriel. 7 Du grec petra, pierre, et logos, discours (et, par extension, étude, science). 8 Du grec petra, pierre, et graphein, écrire. 9 Du grec lithos, pierre, et logos, discours (et, par extension, étude, science). On réserve aujourd’hui le terme de lithologie pour désigner la nature des roches d’une formation donnée. 10 La géochimie comprend également l’étude des éléments chimiques dans les eaux et l’atmosphère.

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II. Un premier aperçu de la diversité des roches : les grands groupes et leur identification La diversité des roches et minéraux tout comme leur classification constitue l’objet d’autres livrets de la collection « Initiation à la Géologie ». Néanmoins, donnons tout de suite quelques éléments pour avancer dans notre étude relativement aux grands types de roches. Nous listons ci-après les principaux groupes de roches généralement reconnus en donnant, dans le tableau I, les critères utiles à leur reconnaissance ; notez que la frontière entre ces différents groupes est parfois floue et que les auteurs ne s’entendent pas tous sur une même nomenclature (nous avons de notre côté essayé de présenter les choses de la manière la plus consensuelle possible, en retenant les options majoritairement admises). Attention, tous les termes techniques de pétrologie ou de minéralogie utilisés sont définis dans d’autres livrets.

A. Grands groupes de roches 1. Roches sédimentaires (exogènes) Les roches sédimentaires sont les roches résultant de l’accumulation et la compaction de fragments minéraux ou débris biologiques, de la précipitation à partir de solutions, ou se formant à partir de roches préexistantes auxquelles les eaux ont enlevé des éléments ; dans ce dernier cas, on les nomme roches résiduelles. Les roches sédimentaires sont aussi appelées roches exogènes car elles se forment à la surface de la Terre, sous l’effet d’agents externes (eau, vent, etc.) et non d’agents des profondeurs de la Terre. Le terme de sédiment11, d’où est issue l’expression « roches sédimentaires », désigne un ensemble de matériaux sous forme de particules d’origine plus ou moins grosses ou de matières précipitées ayant séparément subi un certain transport. Un sédiment devient une roche sédimentaire après une étape nommée diagenèse12 que nous traiterons en pétrologie sédimentaire. Notez que, pour FOUCAULT & RAOULT (2005), les roches exogènes sont divisées en deux groupes, celui des roches sédimentaires et celui des roches résiduelles qu’ils excluent des roches sédimentaires. Nous n’avons pas retenu cette option car elle ne domine pas la littérature française, même si on peut considérer qu’il n’y a pas vraiment de passage par un état « sédiment » dans une roche résiduelle puisque les matériaux résiduels ne subissent généralement pas de transport.

FIGURE 5. Un conglomérat de type « poudingue ». Provenance inconnue

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Du latin sedimentum, dépôt, de sedere, séjourner, demeurer Du grec dia, à travers, et genêsis, formation Initiation à la Géologie 1 ● Préambule à l’étude des roches et de minéraux ● Tanguy JEAN (2007) – Page 9 –

2. Roches endogènes (magmatiques, métamorphiques) Les roches endogènes sont formées au moins en partie à l’intérieur du globe ou sous l’effet d’agents internes, à des températures et pressions généralement supérieures à celles qui règnent habituellement en surface. Notez que certains auteurs considèrent certaines roches métamorphiques (métamorphisme de contact ou hydrothermal par exemple) comme exogènes car parfois formées en surface. Il s’agit là de savoir si l’opposition endogène-exogène repose sur le lieu où s’est formé la roche ou sur l’origine des agents responsables de cette formation. Nous préférons quant à nous nous en tenir à la solution la plus simple qui est aussi la plus couramment retenue et qui considère comme endogènes toutes les roches métamorphiques. Notez que POMEROL et al. (2003) semblent restreindre les roches endogènes aux seules roches magmatiques, ce qui ne nous semble pas justifié.

a. Les roches magmatiques On désigne sous le terme de roches magmatiques les roches qui résultent de la solidification d’un magma. On y distingue deux grands « types », les roches volcaniques et les roches plutoniques, auxquels s’ajoutent des cas intermédiaires. Le mot magmatisme (ou phénomène magmatique) regroupe l’ensemble des phénomènes liés à la formation, au déplacement et à la cristallisation des magmas.

α. Les roches volcaniques Les roches volcaniques (synonyme vulcanites, terme vieilli) sont les roches magmatiques qui se sont solidifiées, au moins en partie, à la surface de la lithosphère. Ces roches ont une structure microlitique ou vitreuse. L’adjectif volcanique vient de volcan : un volcan est un relief, généralement de forme conique et pouvant atteindre plusieurs km de haut, qui est constitué par l’empilement de laves ou d’éjecta. On désigne par volcanisme l’ensemble des manifestations des volcans et des phénomènes qui s’y rapportent.

FIGURE 6. Lame mince de basalte demi-deuil. (LPNA) Massif central (France)

FIGURE 7. Andésite à phénocristaux de hornblende et de plagioclase. Provenance inconnue Initiation à la Géologie 1 ● Préambule à l’étude des roches et de minéraux ● Tanguy JEAN (2007) – Page 10 –

β. Les roches plutoniques Les roches plutoniques (synonyme plutonites, terme vieilli) sont les roches magmatiques qui ont cristallisé au sein de la lithosphère. Elles présentent une structure grenue. L’adjectif plutonique vient de pluton : un pluton est un massif de roches plutoniques (évidemment !) constituant une grosse masse ovoïde ou une grande lentille. Le plutonisme désigne l’ensemble des phénomènes associés à la mise en place et à la cristallisation des plutons et des roches plutoniques. Notez que les roches dites plutoniques ne sont pas toutes sous forme de plutons à proprement parler ; une roche plutonique est une roche magmatique qui se définit par sa structure grenue.

FIGURE 8. Granite rose poli. La Clarté, Perros-Guirec (22, France)

γ. Les roches de type intermédiaire Ce sont des roches de composition magmatique à structure microgrenue (parfois appelées microplutonites, terme vieilli, ou roches microplutoniques) ; elles souvent constituées en filons (roches filoniennes). On appelle filon13 une lame de roche, d’épaisseur quelques cm à quelques m, recoupant les structures de l’encaissant (roche environnante, antérieure) ou une lame de roche magmatique, épaisse d’un à plusieurs m, parallèle aux structures de l’encaissant (on parle alors de filon-couche ou sill).

FIGURE 9. Lame mince de microgranite à deux micas. (LPNA) Carrière du Tacot, Arleuf (58, France)

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De l’italien filone, augmentatif de filo, fil Initiation à la Géologie 1 ● Préambule à l’étude des roches et de minéraux ● Tanguy JEAN (2007) – Page 11 –

b. Les roches métamorphiques On appelle roche métamorphique une roche qui s’est formée à partir de roches préexistantes (magmatiques, sédimentaires ou déjà métamorphiques – termes respectifs : orthométamorphisme, paramétamorphisme, polymétamorphisme) essentiellement par des recristallisations minérales sous l’effet de modifications des conditions de température et de pression, à des températures ne permettant cependant pas ou peu la fusion (à la différence des roches magmatiques). On appelle métamorphisme14 (ou phénomène métamorphique) l’ensemble des processus de transformation de roches à l’état solide sous l’effet d’une modification des conditions de température et/ou de pression avec cristallisation de nouveaux minéraux – minéraux néoformés – et acquisition de textures ou structures particulières.

FIGURE 10. Schistes bleus à niveaux d’épidote (vert clair) et de glaucophane (bleue). Le Lavoir, Groix (56, France). Loupe : ∅ ≈ 2 cm

c. Cas particulier des roches hydrothermales FOUCAULT & RAOULT (2005) disent des roches hydrothermales qu’elles constituent « une catégorie un peu particulière de roches formées à partir de gaz ou de solutions à haute température, ayant des relations variées avec les magmas ». Ils placent cette catégorie dans les roches magmatiques mais elles sont en fait en position intermédiaire entre roches métamorphiques (on parle de métamorphisme hydrothermal) et magmatiques, et présentent en outre souvent des minéraux présents dans les roches sédimentaires ! Épineux problème de classification pétrologique…

FIGURE 11. Brèche hydrothermale à lamprophyre. Provenance inconnue

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De méta- et du grec morphê, forme Initiation à la Géologie 1 ● Préambule à l’étude des roches et de minéraux ● Tanguy JEAN (2007) – Page 12 –

B. Identification des grands groupes de roches 1. Tableau comparatif des critères distinctifs

Roches magmatiques

Roches sédimentaires

1. Fossiles absents (ou rarissimes) 2. Pas d’orientation spatiale des gros minéraux (phénocristaux) 3. Pas de schistosité ni de foliation

Roches volcaniques

Roches plutoniques

1. Structure microlitique ou vitreuse 2. Matrice vitreuse 3. Nombreuses petites vacuoles 4. Structure fluidale fréquente 5. Débit en prismes fréquent

1. Holocristallines 2. Grands cristaux reconnaissables à l’œil nu 3. Structure fluidale rare 4. Très compactes : cavités absentes (ou très rares) 6. Altération et fissures particulières : a) Les fissures se recoupent plus ou moins perpendiculairement b) Altération en boules c) Formes d’altération le plus souvent molles et ondulées

Roches intermédiaires

1. Structure microgrenue 2. Souvent en filons 3. Cf. pétrologie magmatique

1. Stratification le plus souvent très nette 2. Souvent fossilifères 3. Grandes formes d’altération le plus souvent abruptes et tourmentées 4. NB. Moraines : jamais litées, éléments non triés ; calcaires récifaux : presque jamais lités

Roches métamorphiques

1. Holocristallines : masse totalement cristallisée (sauf métamorphisme léger et inachevé) 2. Souvent cristaux de grande taille reconnaissables à l’œil nu 3. Structure parallèle, schistosités(s) 4. Très compactes, sans cavité 5. Fossiles généralement absents (mais pas toujours) 6. Pas de surfaces de clivage lisses 7. Grandes formes d’altération molles et ondulées 8. Éclat soyeux fréquent

TABLEAU I. Caractéristiques des principaux grands groupes de roches. Inspiré de SCHUMANN (1989 : page 370).

. Le tableau I est un tableau comparatif qui regroupe quelques critères (qui nécessitent parfois le recours au microscope ; c’est le cas par exemple de la différence entre structures microlitique et microgrenue notamment) utiles à la reconnaissance des grands groupes de roches que nous avons présenté (attention toutefois aux cas limites !). Nous rappelons que les termes techniques de pétrologie ou de minéralogie utilisés sont définis dans d’autres ouvrages de la collection.

2. Identification par la structure et proposition d’un tableau de détermination a. La structure pétrographique et son intérêt dans l’identification Lorsque l’on souhaite déterminer une roche, il convient d'abord d’essayer de la rattacher à un des groupes principaux. Pour cela, il faut examiner sa structure pétrographique, c'est-à-dire l'agencement et la disposition relative de ses constituants, et déterminer une éventuelle orientation (et, dans ce cas, laquelle). Cette méthode est utile face à tout échantillon de roche pour orienter rapidementt l’identification, particulièrement sur le terrain. Face à un affleurement, on s’efforcera d’observer plusieurs échantillons pour ne pas être trompé par un échantillon non caractéristique. Bien entendu, des échantillons de grande taille révèlent plus de détails que de petits fragments. On utilisera une loupe lorsque la stratification est très fine et on vérifiera toujours qu’un échantillon est représentatif de l'ensemble.

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Figure 12. Schistosité dans un schiste. Nohèdes (66, France)

b. Proposition d’un tableau d’identification Vous trouverez ce tableau dans le Mémento de Géologie distribué à tous les membres ainsi que sur le site Internet du club CPN des Sittelles (disponible en téléchargement : http://cpn.sittelles.free.fr/Detroches.pdf). Il est inspiré de SCHUMANN (1989) dont sont par ailleurs extraits les croquis. Il est à noter que cet ouvrage contient, dans sa traduction française, diverses inexactitudes que nous avons corrigées en ce qui concerne notre tableau. Notez que le tableau en question ne vise qu’à fournir un outil pratique d’orientation rapide de la détermination mais ne prétend à aucune exhaustivité ni à une efficacité totale. D’autre part, rappelons que rien ne vaut une étude approfondie, une diagnose en bonne et due forme et… une lame mince !

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Références BREUIL, M., 2003. Dictionnaire des Sciences de la Vie et de la Terre. Nathan, Paris, 2e édition (1e édition 1997), 544 pages. CARON, J.-M., A. GAUTHIER, J.-M. LARDEAUX, A. SCHAAF, J. ULYSSE & J. WOZNIAK, 2003. Comprendre et enseigner la planète Terre. Ophrys, Gap – Paris, 2e édition (1e édition 1989) 303 pages. FOUCAULT, A. & J.-F. RAOULT, 2005. Dictionnaire de Géologie. « UniverSciences », Dunod, Paris, 6e édition (1e édition 1980), 382 pages. KORNPROBST, J., 2001. Métamorphisme et roches métamorphiques. Signification géodynamique. « Sciences Sup », Dunod, Paris, 3e édition (1e édition 1994), 235 pages. MACKENZIE. W. S. & A. E. ADAMS, 2005. Initiation à la pétrographie. « Sciences Sup » (série « Atlas »), Dunod, Paris, 192 pages. MEHIER, B., 1995. Magmatisme et tectonique des plaques. « Sciences de la Vie et de la Terre », Ellipses, Paris, 256 pages. POMEROL, C., Y. LAGABRIELLE & M. RENARD, 2003. Éléments de géologie. « Masson Sciences », Dunod, Paris, 12e édition (1e édition 1965), 746 pages. ROBERT, J. (dir.), 2004. Dictionnaire de Physique et de Chimie. Nathan, Paris, 521 pages. SCHUMANN, W., 1989. Guide des Pierres et minéraux. « Les Guides du Naturaliste », Delachaux et Niestlé, Neuchâtel (Confédération helvétique) – Paris, 381 pages.

Crédits iconographiques Page 1, figure 1 : http://www.milos-travel.com/milos_travel_f/uebersicht.htm Page 6, figure 2 : http://euromin.w3sites.net/mineraux/CALCITE.html Page 7, figure 3 : http://www.geol.umd.edu/pages/meetings/Post-071606.htm Page 8, figure 4 : http://www.fournaise.info/ Page 9, figure 5 : http://encyclopedia.erpi.com/rochesEtMineraux/conglomerat_image_9262_6205_2552 © Dorling Kindersley Page 10, figure 6 : http://www.flickr.com/photos/fredlab/429700798/ Page 10, figure 7 : http://www.pitt.edu/~cejones/GeoImages/2IgneousRocks/IgneousCompositions/5Andesite.html Page 11, figure 8 : http://www.bretagne-environnement.org/galerie?id_photo=1159798315&id_album=1147677998&popup=&album=article&format=original Page 11, figure 9 : http://perso.orange.fr/jacques.delfour/mg2m.htm Page 12, figure 10 : http://christian.nicollet.free.fr/page/enseignement/SBGroix.html © Christian Nicollet Page 12, figure 11 : http://www2.brgm.fr/divers/br%C3%A8ches.htm © BRGM Page 14, figure 12 : http://www.catalanes.reserves-naturelles.org/siteweb_fran%C3%A7ais/patrimoine/patgeol.htm

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Connaissance géologique de La Réunion - Livret de l'enseignant

3. Les roches À l'exception de quelques récifs coralliens actuels (Saint-Gilles, Saint-Leu et SaintPierre) ou fossiles, La Réunion est une île entièrement formée de roches volcaniques ou apparentées et des produits qui en dérivent. C'est ainsi que la partie aérienne de l'île de La Réunion est pour l'essentiel formée par un empilement de coulées de laves, de projections volcaniques et de brèches* de démantèlement.

3.1. LA CLASSIFICATION DES ROCHES VOLCANIQUES Les produits volcaniques de La Réunion recouvrent une assez grande diversité pétrologique allant des basaltes* à des comendites* en passant par des hawaiites*, des mugéarites*, des benmoréites* et des trachytes*. Les classifications des roches volcaniques reposent sur plusieurs critères. Ainsi, les classifications peuvent être minéralogiques (d'après les minéraux contenus dans les produits volcaniques), chimiques (d'après le chimisme des roches) ou encore génétiques (d'après le mode de mise en place).

3.2. UNE GRANDE DIVERSITÉ DE COMPOSITIONS MINÉRALOGIQUES La classification minéralogique des laves repose sur la nature et la quantité de minéraux présents dans les produits volcaniques (figure 6). À La Réunion, les produits volcaniques sont des basaltes, des hawaiites, des mugéarites, des benmoréites des trachytes, des comendites.

Roches

Phénocristaux possibles

Mésostase

Basalte Hawaiite Mugéarite Benmoréite Trachyte Comendite

ol cpx plag mt plag cpx mt ol plag cpx plag fsp cpx fsp bio cpx fsp (bio)

ol cpx mt ilm plag ap cpx plag mt il mol ap fsp amph cpx plag mt ilm ap fsp amph cpx plag mt ilm ap fsp (qtz) fsp bio cpx plag mt ilm ap (qtz) fsp plag cpx ap amph qtz zircon

© BRGM - 2005

(fsp = feldspaths* alcalins ; amph = amphibole* ; ap = apatite* ; bio = biotite* ; cpx = clinopyroxène* ilm = ilménite ; mt = magnétite* ; ol = olivine* ; opx= orthopyroxène* ;plag = plagioclase* ; qtz = quartz*)

Figure 6 - Assemblages minéralogiques observés dans les différentes roches volcaniques de La Réunion.

Kit Pédagogique Sciences de la Terre

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Connaissance géologique de La Réunion - Livret de l'enseignant

3.3. LES BASALTES L'essentiel de l'édifice volcanique de La Réunion est constitué de basaltes à olivine* (figure 7), d'océanites (figure 8) et de basaltes aphyriques*. Les océanites sont une variété de basalte qui contient beaucoup de mégacristaux d'olivine (basalte à olivine contenant plus de 20%), visibles à l'œil nu, englobés dans une pâte finement cristallisée contenant des microlites* de plagioclase*, du clinopyroxène*, de l'olivine et des minéraux opaques*.

© BRGM - 2005

© BRGM - 2005

Figure 7 - Échantillon de basalte à olivine prélevé sur la coulée 2002 dans le Grand Brûlé.

Figure 8 - Échantillon d’océanite prélevé sur la coulée 1977 à Piton Sainte-Rose.

Les basaltes à olivine contiennent surtout des phénocristaux d'olivine auxquels s'ajoutent du clinopyroxène et du plagioclase. Les basaltes de La Réunion se situent à tous les niveaux stratigraphiques, en dykes*, en sills*, en coulées et sous forme de projections, de la base de l’édifice à son sommet (figure 9).

© BRGM- 2005

Figure 9 – Schéma d’un dyke et d’un sill

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La matrice, finement cristallisée, renferme des microlites de clinopyroxène, de plagioclase calcique, d’oxydes et d’olivine (figure 10). Les vésicules* peuvent être nombreuses. La présence de mégacristaux d’olivine confère à la roche une structure microlitique porphyrique*. Ces cristaux sont parfois automorphes*, mais plus souvent xénomorphes* et corrodés. Dans ce cas, ils renferment souvent des inclusions de spinelle chromifère. Le clinopyroxène est parfois présent, ainsi que des oxydes, toujours en quantité moindre que l’olivine. © LSTUR - 2005

Figure 10 - Photographie au microscope en lumière polarisée d’une lame mince de basalte à olivine.

3.4. LES LAVES DIFFÉRENCIÉES : DES HAWAIITES AUX TRACHYTES Leur volume par rapport aux basaltes est faible (inférieur à 10 %) mais comme il s'agit des derniers produits émis par le Piton des Neiges, ils tendent à recouvrir les basaltes antérieurs et donc à être surreprésentés en surface. Les hawaiites (figure 11) sont abondantes sur les pentes externes du Piton des Neiges. Elles se rencontrent sous deux faciès : - un faciès porphyrique* à très grands cristaux automorphes de plagioclases représentant jusqu'à 50 % du volume de la lave. Elles ont été appelées « Roches Pintades » et utilisées anciennement comme repère stratigraphique ; - un faciès aphyrique compact avec une texture* fluidale soulignée par des baguettes de plagioclase.

Cette lave possède une structure microlitique porphyrique avec des mégacristaux de plagioclase calcique (labrador), de clinopyroxène, d’oxydes et d’olivine. Ils sont le plus souvent sub-automorphes ou xénomorphes ; les olivines sont ici assez largement altérées, envahies d’oxydes sur leur pourtour ou le long des craquelures. Ces cristaux sont inclus dans une matrice riche en oxydes, où ont également cristallisé des plagioclases calciques, des pyroxènes, de l’olivine et des oxydes. © LSTUR - 2005

Figure 11 - Photographie au microscope en lumière polarisée d’une lame mince d’hawaiïte.

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Les mugéarites sont abondantes sur les parois hautes des cirques et sur les pentes externes du Piton des Neiges (figure 12). Le magma* juvénile présent dans les ignimbrites du cirque de Salazie a lui aussi une composition de mugéarite.

© BRGM- 2005

Figure 12 - Affleurement de mugéarite au lieu-dit Pente Carozin dans le cirque de Salazie.

Cette roche possède une structure microlitique avec une matrice assez largement cristallisée, envahie par les microlites de plagioclase (andésine*, labrador), de clinopyroxène, d’olivine et d’oxydes (figure 13). Le plus souvent, ces laves sont aphyriques. Toutefois, de rares mégacristaux de plagioclase (andésine, labrador) peuvent être présents. Ils sont le plus souvent subautomorphes ou xénomorphes.

© LSTUR - 2005

Figure 13 - Lame mince de mugéarite photographiée au microscope en lumière polarisée.

Les benmoréites sont peu abondantes. Elles apparaissent en coulées au sommet des remparts et sur les planèzes* du Piton des Neiges. Les trachytes sont plus riches en silice que les précédentes, plus visqueux et se rencontrent donc plutôt sous la forme de dômes-coulées (plateau de Bélouve) (figure 14). Ils se trouvent aussi sous forme de dykes et de sills dans le cœur des

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trois cirques du Piton des Neiges. Des pyroclastites trachytiques peuvent être observées à l'exutoire des cirques : nuées de ponces* et de blocs* de Saint-Pierre et Saint-Louis. Les trachytes prennent souvent une couleur rosée en s’altérant.

© LSTUR - 2005 © BRGM - 2005

Figure 14 - Échantillon de trachyte prélevé dans le lit de la rivière des Fleurs Jaunes, cirque de Salazie.

Figure 15 - Photographie au microscope en lumière polarisée d’une lame mince de trachyte.

Cette roche peut présenter une matrice assez largement cristallisée, envahie de microlites de feldspath alcalins et de plagioclases montrant une orientation marquée (figure 15). Ils sont accompagnés de clinopyroxènes, d’oxydes, d’amphiboles, d’olivine, d’apatite* et de quartz*. Les mégacristaux sont constitués de feldspaths alcalins (anorthose* principalement) et de feldspath plagioclase (andésine et oligoclase), parfois accompagnés de pyroxènes et d’amphibole.

3.5. UN GRAND ÉVENTAIL DE COMPOSITIONS CHIMIQUES La petite taille des minéraux des laves et l'abondance de verre* font qu'il est souvent plus facile mais pas forcément plus rigoureux (car il faut alors faire abstraction de l'altération des roches) de nommer les roches volcaniques en fonction de leurs compositions chimiques. Ce mode de classification repose principalement sur les teneurs en silice et en éléments alcalins, principalement le sodium et le potassium. Reportées dans un diagramme SiO2 (Na2O + K2O) (figure16), les laves de La Réunion montrent une localisation préférentielle dans le domaine des séries faiblement alcalines.

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16 Piton des Neiges

14 12 Na2O+K2O (%)

Piton de la Fournaise

Phonolite

Foidite

10

Tephritic phonolite

Trachyte

Phonolitic tephrite

8

Benmoreite Basanite - Tephrite

Rhyolite

Mugearite

6 Alkaline basalt

Hawaiite

4

Dacite Andesite Basaltic andesite

Picrobasalt

2

Sub-alkaline Basalt

0 40 © BRGM - 2005

45

50

55

60

65

70

75

SiO2 (%) Figure 16 – Diagramme SiO2 (Na2O + K2O)

3.6. LE RÉCIF L'île est bordée sur sa côte occidentale et sud par un modeste récif frangeant (figure 17). Il est plat ; sa largeur n'excède jamais 200 mètres et la profondeur du lagon ne dépasse pas deux mètres. De la haute mer vers la côte, on relève tout d'abord un front récifal qui résulte de l'écroulement du platier* vivant battu par les vagues. Lui succède un platier compact. Celui-ci est colonisé par des mélobésiées* concrétionnaires, des hydrocoralliaires* et des madréporaires* (figure 18). La partie arrière du récif comprend des platiers nécrosés. Les datations du récif montrent qu’il s'est édifié au cours du Pléistocène et plus précisément depuis 8 500 ans, à une vitesse moyenne de croissance verticale de 0,4 cm/an.

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© IGN - 1997, modifié par le BRGM - 2005

Figure 17 - Répartition des récifs coralliens sur la côte ouest de La Réunion.

Le corail : une pierre vivante

© BRGM - 2005

Figure 18 - Schémas des étapes de la construction du récif corallien.

Sur 16 kilomètres, entre la Pointe de Trois-Bassins à la Pointe Barre à Mine (SaintPaul) s’étend la zone principale des plages coralliennes de La Réunion avec un continuum sableux partant de Trois-Bassins jusqu’à Boucan Canot. Le massif du Cap

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La Houssaye fixe la limite Nord de ces plages. Deux types principaux de plages coralliennes se rencontrent dans cette zone : il s’agit des plages relativement évoluées de La Saline / l’Hermitage (figures 19 et 20) et présentant une extension sous-marine appelée à tort « lagon» localement (un lagon est l’espace marin situé entre la terre et un récif barrière, or le récif de La Saline / l’Hermitage est un récif frangeant). De part et d’autre les plages de Trois-Bassins et de Saint-Gilles (figure 21) (de Roches Noires à Boucan Canot) sont moins évoluées et ne possèdent qu’une extension sous-marine limitée aux passes dans le récif au débouché des ravines (figure 22).

© BRGM - 2005 © BRGM - 2005

Figure 19 - La barrière de corail, plage de La Saline.

Figure 20 - Le débouché d’une rivière dans le lagon et la rencontre de l’eau douce et de l’eau salée créent une interruption dans la barrière de corail : la passe de l’Hermitage.

© BRGM - 2005

Figure 21 - La plage de Boucan Canot © BRGM - 2005

Figure 22 - La passe de Saint-Gilles

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3.7. PLAGES DE SABLES Les plages de sable noir Du point de vue minéralogique, il n'existe pas de sable purement siliceux à La Réunion. Tous les sables existants sont d'origine basaltique et sont constitués par des débris de basalte, des cristaux d'olivine, d'augite* et des oxydes métalliques, d’où leur couleur noire (figure 23) ou verte (figures 24 et 25) quand les olivines sont abondantes. De tels sables marins sont situés sur la côte ouest de l'île où ils forment quelques plages et une bande de dunes côtières dans la région de l'Etang-Salé (cf. p 28).

© BRGM - 2005

Figure 23 - Plage de sable noir volcanique à la Ravine des Sables.

© BRGM - 2004

Figure 24 - Dunes de sable vert riche en olivines à la Ravine des Sables.

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© BRGM - 2004

Figure 25 - Sable vert vu à la loupe binoculaire contenant une forte proportion de minéraux d’olivine roulés, émoussés par la houle et le vent.

Les plages de sable blanc Certains de ces sables sont mélangés à des débris coralliens ou coquilliers. Dans la région de Saint-Gilles et de Saint-Leu, ces débris calcaires sont nettement prépondérants et le sable présente alors une couleur blanche (figure 26).

© BRGM – 2004

Figure 26 - Sable blanc corallien vu à la loupe binoculaire.

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Le cycle des roches

ROCHES IGNÉES

ROCHES SÉDIMENTAIRES

ROCHES MÉTAMORPHIQUES

À certains endroits dans les profondeurs de l'écorce terrestre, les roches ont fondu et se sont transformées en magma, qui est un mélange de cristaux et de roches liquides. Quand le magma fait surface en jaillissant d'un volcan, on l'appelle « lave ». Lorsque la lave refroidit et durcit sur la surface terrestre, elle devient une « roche ignée volcanique ». Toutefois, lorsque le magma refroidit et durcit sous la terre, il devient une « roche ignée plutonique ».

Le vent et l'eau causent l'érosion en détachant de petits morceaux de roches et en les transportant d'un endroit à un autre. Petit à petit, ces morceaux s'ajoutent au sable, aux cailloux, aux coquilles et aux matières végétales pour former des couches qu'on appelle « sédiments ». Au cours d'une longue période de temps, les sédiments durcissent et deviennent de la roche. C'est ainsi que se forme la roche sédimentaire. La plupart des roches sur la surface terrestre sont des roches sédimentaires.

Les roches changent au fur et à mesure qu'elles sont chauffées et pressées, un peu comme la pâte à biscuits change lorsqu'elle cuit. Les roches qui se trouvent dans les profondeurs de la terre sont soumises à une chaleur et à une pression intenses. Avec le temps, ces forces transforment les roches sédimentaires ou ignées en un autre type de roche qu'on appelle « roche métamorphique ».

Les roches sédimentaires Si les roches ignées forment le gros du volume de la croûte terrestre, les roches sédimentaires forment le gros de la surface de la croûte. Quatre processus conduisent à la formation des roches sédimentaires: l'altération superficielle des matériaux qui produit des particules, le transport de ces particules par les cours d'eau, le vent ou la glace qui amène ces particules dans le milieu de dépôt, la sédimentation qui fait que ces particules se déposent dans un milieu donné pour former un sédiment et, finalement, la diagenèse qui transforme le sédiment en roche sédimentaire.

Le matériel sédimentaire peut provenir de trois sources : une source terrigène, lorsque les particules proviennent de l'érosion du continent; une source allo chimique, lorsque les particules proviennent du bassin de sédimentation, principalement des coquilles ou fragments de coquilles des organismes; une source ortho chimique qui correspond aux précipités chimiques dans le bassin de sédimentation ou à l'intérieur du sédiment durant la diagenèse. L'altération superficielle. Les processus de l'altération superficielle sont de trois types: mécaniques, chimiques et biologiques. Les processus mécaniques (ou physiques) sont ceux qui désagrègent mécaniquement la roche, comme l'action du gel et du dégel qui à cause de l'expansion de l'eau qui gèle dans les fractures ouvre progressivement ces dernières. L'action mécanique des racines des arbres ouvre aussi les fractures. L'altération chimique est très importante : plusieurs silicates, comme les feldspaths, souvent abondants dans les roches ignées, sont facilement attaqués par les eaux de pluies et transformés en minéraux des argiles (phyllosilicates) pour former des boues. Certains organismes ont la possibilité d'attaquer biochimiquement les minéraux. Certains lichens vont chercher dans les minéraux les éléments chimiques dont ils ont besoin. L'action combinée de ces trois mécanismes produit des particules de toutes tailles. C'est là le point de départ du processus général de la sédimentation. Le transport. Outre le vent et la glace, c'est surtout l'eau qui assure le transport des particules. Selon le mode et l'énergie du transport, le sédiment résultant comportera des structures sédimentaires variées: stratification en lamelles planaires, obliques ou entrecroisées, granoclassement, marques diverses au sommet des couches, etc. Les roches sédimentaires hériteront de ces structures. Le transport des particules peut être très long. En fait, ultimement toutes les particules devront se retrouver dans le bassin océanique.

La sédimentation. Tout le matériel transporté s'accumule dans un bassin de sédimentation, ultimement le bassin marin, pour former un dépôt. Les sédiments se déposent en couches successives dont la composition, la taille des particules, la couleur, etc., varient dans le temps selon la nature des sédiments apportés. C'est ce qui fait que les dépôts sédimentaires sont stratifiés et que les roches sédimentaires issues de ces dépôts composent les paysages stratifiés comme ceux du Grand Canyon du Colorado par exemple. La diagenèse. L'obtention d'une roche sédimentaire se fait par la transformation d'un sédiment en roche sous l'effet des processus de la diagenèse. La diagenèse englobe tous les processus chimiques et mécaniques qui affectent un dépôt sédimentaire après sa formation. La diagenèse commence sur le fond marin, dans le cas d'un sédiment marin, et se poursuit tout au long de son enfouissement, c'est-à-dire, à mesure que d'autres sédiments viennent recouvrir le dépôt et l'amener progressivement sous plusieurs dizaines, centaines ou même milliers de mètres de matériel. Les processus de diagenèse sont variés et complexes : ils vont de la compaction du sédiment à sa cimentation, en passant par des phases de dissolution, de recristallisation ou de remplacement de certains minéraux. Le processus dia génétique qui est principalement responsable du passage de sédiment à roche est la cimentation. Il s'agit d'un processus relativement simple : si l'eau qui circule dans un sédiment, par exemple un sable, est sursaturée par rapport à certains minéraux, elle précipite ces minéraux dans les pores du sable et ceux-ci viennent souder ensemble les particules du sable; on obtient alors une roche sédimentaire qu'on appelle un grès. Le degré de cimentation peut être faible, et on a alors une roche friable, ou il peut être très poussé, et on a une roche très solide. La cimentation peut très bien se faire sur le fond marin (diagenèse précoce), mais il est aussi possible qu'il faille attendre que le sédiment soit enfoui sous plusieurs centaines ou même quelques milliers de mètres de matériel (diagenèse tardive). L'induration (cimentation) d'un sédiment peut se faire tôt dans son histoire dia génétique, avant l'empilement de plusieurs mètres de sédiments (pré compaction), ou plus tardivement, lorsque la pression sur les particules est grande due à l'empilement des sédiments.

Dans le cas de la cimentation pré compaction (schéma du haut), les fluides qui circulent dans le sédiment précipitent des produits chimiques qui viennent souder ensemble les particules. Exemple : la calcite qui précipite sur les particules d'un sable et qui finit par souder ces dernières ensemble. La compaction d'un sédiment (schéma du bas) peut conduire à sa cimentation. Ainsi, la pression élevée exercée aux points de contact entre les particules de quartz d'un sable amène une dissolution locale du quartz, un sursaturation des fluides par rapport à la silice et une précipitation de silice sur les parois des particules cimentant ces dernières ensemble. Le nom des sédiments et roches sédimentaires. La dénomination des sédiments et roches sédimentaires se fait en deux temps. D'abord selon la taille des particules (la granulométrie) chez les terrigènes et les alchimiques. Deux tailles sont importantes à retenir : 0,062 et 2 mm. La granulométrie n'intervient pas dans le cas des ortho chimiques puisqu'il s'agit de précipités chimiques et non de particules transportées.

Ensuite, on complète la classification par la composition minéralogique. La composition des particules des terrigènes se résume au quartz, feldspath, fragments de roches (morceaux d'anciennes roches qui ont été dégagés par l'érosion) et minéraux des argiles (par exemple, les sables des plages de la Nouvelle-Angleterre sont surtout des sables à particules de quartz avec un peu de feldspaths). Quant aux allo chimiques, ce sont principalement des calcaires, ce qui est reflété par le suffixe CAL dans le nom. Les particules des allo chimiques sont formées en grande partie par les coquilles ou morceaux de coquilles des organismes (calcite ou aragonite). Les sédiments des zones tropicales sont surtout formés de ces coquilles, comme par exemple les sables blancs des plages du Sud! Chez les ortho chimiques, le nom est essentiellement déterminé selon la composition chimique.

Avec l'aimable autorisation de : Pierre-André Bourgue (Université Laval Québec, Canada) D’après : http://www.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s2/r.sedim.html

Les roches sédimentaires

• 75% de la surface terrestre • 5% du volume de la croûte • roches exogènes : formées en surface

Qu’est-ce qu’une roche sédimentaire ? Roche résultant de l’accumulation d’éléments (fragments minéraux, débris coquilliers..) et/ou de précipitations à partir de solutions (Dictionnaire de géologie)

Caractères d’une roche sédimentaire • Cristaux non jointifs (en général) • Fossiles (souvent) • Faible densité • Roche litée mais cristaux pas orientés dans le plan du litage

Problématiques • Sur quels critères peut-on se baser pour classer les roches sédimentaires ? • Quelles sont les conditions de formation des roches sédimentaires ?

I. Classification générale des roches sédimentaires

I. Classification générale des roches sédimentaires A. Classification génétique

Cycle d’évolution d’une roche

(Dercourt et Paquet)

Diagenèse : 4 étapes principales

(Caron et coll.)

Formation en 2 étapes 1. Dépôt de particules ou de coquilles / précipitation d’ions dissous => sédiment meuble 2. Transformation du sédiment meuble en roche sédimentaire consolidée = diagenèse (ou lithification)

Subdivisions de base : 3 classes génétiques

(Brahic et coll.)

I. Classification générale des roches sédimentaires A. Classification génétique B. Classification minéralogique ou chimique

Critères d’identification • Macroscopiques : - Observations : Couleur d’ensemble, aspect de la cassure, texture, structures…

- Tests : HCl, dureté, cohérence, comportement vis-à-vis de l’eau, goût…

• Microscopiques : Eléments figurés, liant, porosité, fractures...

Quelques tests • Lécher la roche - happe la langue => argile - goût salé => sel gemme

• Test au HCl effervescence => carbonate CO32CaCO3 + 2 HCl → CO2 + H2O + CaCl2

• Dureté résistance d’un minéral à la destruction mécanique de sa structure => un minéral est plus dur qu’un autre s’il le raye Ongle

très tendre

Verre

tendre

Acier

dur

Classement selon l’échelle de Mohs

très dur

• Cohérence frotter la roche : - bonne cohésion, ne s’effrite pas => cohérente - s’effrite, éléments peu soudés => friable - aucune cohésion => meuble

Comportement vis-à-vis de l’eau • Porosité ensemble des volumes de petite taille pouvant être occupés par des fluides dans une roche

• Perméabilité aptitude d’un milieu à se laisser traverser par un fluide

• Solubilité aptitude d’un composé à être dissout dans un solvant

Clé de détermination des roches sédimentaires

Grandes catégories

I. Classification générale des roches sédimentaires II. Classifications particulières à chaque catégorie de roche

I. Classification générale des roches sédimentaires II. Classifications particulières à chaque catégorie de roche A. Roches détritiques

• Roches détritiques : Roches sédimentaires composées d’au moins 50% de débris

• Plusieurs catégories : - roches détritiques terrigènes (80 à 90 % des roches sédimentaires), dont les roches siliciclastiques - roches biodétritiques => roches carbonatées - roches volcanoclastiques (pyroclastiques)

1. Roches terrigènes

(Dercourt et Paquet)

a. Caractérisation • Taille des éléments (granulométrie) et leur classement (granularité) • Nature de ces éléments • Nature et importance du ciment reliant les grains (roche consolidée) • Nature et importance de la diagenèse • Structures sédimentaires

Etat d’agrégation • Roches meubles : grains indépendants

• Roches plastiques : nombreux minéraux argileux => déformation possible

• Roches cohérentes : constituants intimement soudés

Dimension des éléments

- 3 grandes classes - 2/3 argiles et silts, 1/3 sables et graviers (Brahic et coll.)

b. Roches meubles • Sédiment bien classé => dimension des grains • Sédiment mal classé => diagrammes ternaires

Diagrammes (A) de Flint et al. (1960) et (B) de Folk (1954) (Univ. Liège)

(Brahic et coll.)

Analyses granulométriques Distribution granulométrique d’un gravier : A: histogramme B: courbe cumulative C: courbe cumulative à ordonnée de probabilité

(Univ. Liège)

Analyses morphoscopiques

A: sable quartzeux éolien dont les grains ont un aspect "rond-mat" (Cervantès, Australie). B: sable marin, également quartzeux, dont les grains ont un aspect "émoussé-luisant" (Kalbarri, Australie). (Univ. Liège)

Analyses exoscopiques • Etude au MEB • Traces de frottements, de chocs => actions mécaniques • Traces de dissolution => actions chimiques

c. Roches cohérentes

(Brahic et coll.)

Conglomérats • Éléments de dimension > 2mm • 2 grands types de conglomérat : - à éléments arrondis => poudingue - à éléments anguleux => brèche

• Classification de Prothero et Schwab (1996) : dimension, diversité, provenance des éléments ; nature du liant

Classification des brèches et conglomérats (Univ. Liège)

Grès • Eléments de dimensions de 62 µm à 2 mm (= sable consolidé) • Composition : grains + phase de liaison • Grains : quartz, feldspath, débris lithiques • Phase de liaison (liant) : - matrice : boue terrigène ou carbonatée, déposée en même temps que les grains - ciment : siliceux, carbonaté ou ferrugineux, qui précipite au cours de la diagenèse

• Classification selon Dott (1964) - composition des grains - % de matrice

(Univ. Liège)

Sédiments argileux et silteux • Éléments de dimensions < 62 µm • Composition moyenne d’un shale : -

50 % de minéraux argileux 30 % de quartz 10 % de feldspaths 10 % de carbonates et oxydes de fer

• Classification de Lundegard et Samuels (1980) : - proportion de silt - lamination

d. Notion de maturité • Maturité minéralogique Basée sur la résistance des minéraux à l’altération : quartz > muscovite > feldspaths alcalins > plagioclases > biotite > pyroxène > olivine - roche immature : présence de minéraux vulnérables - roche mature : seulement des minéraux résistants => lié à la longueur du transport subi

• Maturité texturale Basée sur : - la proportion en matériel fin - le classement des grains - la sphéricité des grains

Abondance en grains / argile

(Univ. Liège)

• Maturité texturale Basée sur : - la proportion en matériel fin - le classement des grains - la sphéricité des grains

Exercices

- roche immature : plus de 5 % d’argile, grains anguleux et mal classés - roche mature : peu ou pas d’argile, grains anguleux et bien triés - roche supermature : pas d’argile, grains arrondis et bien classés => lié à l’importance du transport subi

2. Roches pyroclastiques • Téphra (= éjectas) : matériaux éjectés par une éruption volcanique • Roche pyroclastique : roche issue de la lithification des téphra Taille des constituants anguleux > 64 mm arrondis 2 à 64 mm < 2 mm

Tephra blocs bombes lapilli cendre

Roche pyroclastique brèche volcanique agglomérat tuf à lapilli tuf

I. Classification générale des roches sédimentaires II. Classifications particulières à chaque catégorie de roche A. Roches détritiques B. Roches chimiques et biochimiques

1. Roches carbonatées • Au moins 50 % de carbonate - CaCO3 : calcite ou aragonite - CaMg(CO3)2 : dolomite

• Formation proche voire sur le site d’accumulation du sédiment • Processus principalement biologiques

Précipitation des carbonates • Formule chimique : Ca2+ + 2 HCO3- ⇌ CaCO3 + CO2 + H2O

• Facteurs influençant la réaction : - teneur en CO2 atmosphérique => + de dissolution si la teneur en CO2 augmente - organismes photosynthétiques => + de précipitation en cas de photosynthèse - température => + de précipitation si la température augmente

a. Classification de Folk (1959) • Constituants majeurs des calcaires : - allochèmes : grains carbonatés - orthochèmes : phase de liaison

• 2 types de phase de liaison : - matrice : formée de calcite en cristaux de taille < 4 µm (= micrite) => aspect mat - ciment : formé de calcite en cristaux de taille > 10 µm (= sparite) => aspect brillant

• 4 catégories d’allochèmes : - bioclastes : microfossiles et fragments de fossiles - ooïdes : particules ovoïdes à structure concentrique de taille < 2µm, dont les oolithes - peloïdes : particules microcristallines sans structure interne, dont les pellets - intraclastes : fragments de sédiments carbonatés consolidés puis fragmentés (Univ. Liège)

3 familles de roches : • Allochimiques (> 10% d’allochèmes) => nom en fonction des allochèmes et du liant • Orthochimiques => micrites • Récifales autochtones => biolithites (= calcaires construits)

(Univ. Liège)

b. Classification de Dunham (1962) et Embry & Klovan (1972) • Basée sur : - la texture de la roche - le type de liaison entre les grains

(Univ. Liège)

• Intérêt : informations sur l’hydrodynamisme dans le milieu de dépôt mudstone → wackestone → packstone → grainstone Milieu de basse énergie (profond ou protégé)

Milieu de haute énergie (action des vagues)

c. Lien avec le milieu de dépôt Répartition des faciès carbonatés le long de profils de dépôts côtiers A: Rampe carbonatée B: Plate-forme carbonatée barrée par un récif LVBT : Limite d’action des vagues de beau temps (5 à 25 m) LVT : Limite d’action des vagues de tempête (50 à 100 m) (Pomerol et coll.)

2. Roches siliceuses • Silicites (chert s.l.) - noduleuses : silex, meulière => origine secondaire (diagenèse) - litées : radiolarite, diatomite => origine primaire

Radiolaires nacellaire (à gauche) et spumellaire (à droite) (Cojan et Renard)

3. Evaporites • Roches chimiques précipitation d’ions d’une eau très concentrée

• Domaine de précipitation : – % d’évaporation – température (Pomerol et coll.)

4. Roches carbonées • Matière organique ayant subi une carbonification : - enrichissement en carbone (> 70 %) - appauvrissement en matière volatile (Brahic et coll.)

Bilan • Diversité importante des roches sédimentaires • 3 catégories génétiques, non exclusives • Critères de classifications variés • Lien avec les conditions de formation : reconstitution de paléoenvironnements

Bibliographie • Géologie générale - A. BRAHIC et coll., Sciences de la Terre et de l'Univers, Ed. Vuibert - J.M. CARON et coll., Comprendre et enseigner la planète Terre, Ed. Ophrys - J. DERCOURT et J. PAQUET, Géologie : Objets et méthodes, Ed. Dunod - A. FOUCAULT et J.-F. RAOULT, Dictionnaire de géologie, Ed. Dunod - C. POMEROL, Y. LAGABRIELLE, M. RENARD, Éléments de géologie, Ed. Dunod

• Sédimentologie - H. CHAMLEY et J.-F. DECONINCK, Bases de sédimentologie, Ed. Dunod - I. COJAN et M. RENARD, Sédimentologie, Ed. Dunod - http://www2.ulg.ac.be/geolsed/sedim/sedimentologie.htm (Université de Liège)

Les roches sédimentaires Si les roches ignées forment le gros du volume de la croûte terrestre, les roches sédimentaires forment le gros de la surface de la croûte. Quatre processus conduisent à la formation des roches sédimentaires: l'altération superficielle des matériaux qui produit des particules, le transport de ces particules par les cours d'eau, le vent ou la glace qui amène ces particules dans le milieu de dépôt, la sédimentation qui fait que ces particules se déposent dans un milieu donné pour former un sédiment et, finalement, la diagenèse qui transforme le sédiment en roche sédimentaire.

Le matériel sédimentaire peut provenir de trois sources : une source terrigène, lorsque les particules proviennent de l'érosion du continent; une source allo chimique, lorsque les particules proviennent du bassin de sédimentation, principalement des coquilles ou fragments de coquilles des organismes; une source ortho chimique qui correspond aux précipités chimiques dans le bassin de sédimentation ou à l'intérieur du sédiment durant la diagenèse. L'altération superficielle. Les processus de l'altération superficielle sont de trois types: mécaniques, chimiques et biologiques. Les processus mécaniques (ou physiques) sont ceux qui désagrègent mécaniquement la roche, comme l'action du gel et du dégel qui à cause de l'expansion de l'eau qui gèle dans les fractures ouvre progressivement ces dernières. L'action mécanique des racines des arbres ouvre aussi les fractures. L'altération chimique est très importante : plusieurs silicates, comme les feldspaths, souvent abondants dans les roches ignées, sont facilement attaqués par les eaux de pluies et transformés en minéraux des argiles (phyllosilicates) pour former des boues. Certains organismes ont la possibilité d'attaquer biochimiquement les minéraux. Certains lichens vont chercher dans les minéraux les éléments chimiques dont ils ont besoin. L'action combinée de ces trois mécanismes produit des particules de toutes tailles. C'est là le point de départ du processus général de la sédimentation. Le transport. Outre le vent et la glace, c'est surtout l'eau qui assure le transport des particules. Selon le mode et l'énergie du transport, le sédiment résultant comportera des structures sédimentaires variées: stratification en lamelles planaires, obliques ou entrecroisées, granoclassement, marques diverses au sommet des couches, etc. Les roches sédimentaires hériteront de ces structures. Le transport des particules peut être très long. En fait, ultimement toutes les particules devront se retrouver dans le bassin océanique.

La sédimentation. Tout le matériel transporté s'accumule dans un bassin de sédimentation, ultimement le bassin marin, pour former un dépôt. Les sédiments se déposent en couches successives dont la composition, la taille des particules, la couleur, etc., varient dans le temps selon la nature des sédiments apportés. C'est ce qui fait que les dépôts sédimentaires sont stratifiés et que les roches sédimentaires issues de ces dépôts composent les paysages stratifiés comme ceux du Grand Canyon du Colorado par exemple. La diagenèse. L'obtention d'une roche sédimentaire se fait par la transformation d'un sédiment en roche sous l'effet des processus de la diagenèse. La diagenèse englobe tous les processus chimiques et mécaniques qui affectent un dépôt sédimentaire après sa formation. La diagenèse commence sur le fond marin, dans le cas d'un sédiment marin, et se poursuit tout au long de son enfouissement, c'est-à-dire, à mesure que d'autres sédiments viennent recouvrir le dépôt et l'amener progressivement sous plusieurs dizaines, centaines ou même milliers de mètres de matériel. Les processus de diagenèse sont variés et complexes : ils vont de la compaction du sédiment à sa cimentation, en passant par des phases de dissolution, de recristallisation ou de remplacement de certains minéraux. Le processus dia génétique qui est principalement responsable du passage de sédiment à roche est la cimentation. Il s'agit d'un processus relativement simple : si l'eau qui circule dans un sédiment, par exemple un sable, est sursaturée par rapport à certains minéraux, elle précipite ces minéraux dans les pores du sable et ceux-ci viennent souder ensemble les particules du sable; on obtient alors une roche sédimentaire qu'on appelle un grès. Le degré de cimentation peut être faible, et on a alors une roche friable, ou il peut être très poussé, et on a une roche très solide. La cimentation peut très bien se faire sur le fond marin (diagenèse précoce), mais il est aussi possible qu'il faille attendre que le sédiment soit enfoui sous plusieurs centaines ou même quelques milliers de mètres de matériel (diagenèse tardive). L'induration (cimentation) d'un sédiment peut se faire tôt dans son histoire dia génétique, avant l'empilement de plusieurs mètres de sédiments (pré compaction), ou plus tardivement, lorsque la pression sur les particules est grande due à l'empilement des sédiments.

Dans le cas de la cimentation pré compaction (schéma du haut), les fluides qui circulent dans le sédiment précipitent des produits chimiques qui viennent souder ensemble les particules. Exemple : la calcite qui précipite sur les particules d'un sable et qui finit par souder ces dernières ensemble. La compaction d'un sédiment (schéma du bas) peut conduire à sa cimentation. Ainsi, la pression élevée exercée aux points de contact entre les particules de quartz d'un sable amène une dissolution locale du quartz, un sursaturation des fluides par rapport à la silice et une précipitation de silice sur les parois des particules cimentant ces dernières ensemble. Le nom des sédiments et roches sédimentaires. La dénomination des sédiments et roches sédimentaires se fait en deux temps. D'abord selon la taille des particules (la granulométrie) chez les terrigènes et les alchimiques. Deux tailles sont importantes à retenir : 0,062 et 2 mm. La granulométrie n'intervient pas dans le cas des ortho chimiques puisqu'il s'agit de précipités chimiques et non de particules transportées.

Ensuite, on complète la classification par la composition minéralogique. La composition des particules des terrigènes se résume au quartz, feldspath, fragments de roches (morceaux d'anciennes roches qui ont été dégagés par l'érosion) et minéraux des argiles (par exemple, les sables des plages de la Nouvelle-Angleterre sont surtout des sables à particules de quartz avec un peu de feldspaths). Quant aux allo chimiques, ce sont principalement des calcaires, ce qui est reflété par le suffixe CAL dans le nom. Les particules des allo chimiques sont formées en grande partie par les coquilles ou morceaux de coquilles des organismes (calcite ou aragonite). Les sédiments des zones tropicales sont surtout formés de ces coquilles, comme par exemple les sables blancs des plages du Sud! Chez les ortho chimiques, le nom est essentiellement déterminé selon la composition chimique.

Avec l'aimable autorisation de : Pierre-André Bourgue (Université Laval Québec, Canada) D’après : http://www.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s2/r.sedim.html

Manuel de

Mécanique des Roches Tome 1 : Fondements

par le Comité français de mécanique des roches Coordonné par Françoise Homand et Pierre Duffaut !"#$%" '()

*+,$-" #. /.0-1).

Pierre BÉREST Daniel BILLAUX Marc BOULON François CORNET Christian DAVID Pierre DUFFAUT Jean-Louis DURVILLE Sylvie GENTIER Albert GIRAUD Mehdi GHOREYCHI Jean-Pierre HENRY Françoise HOMAND Djimedo KONDO Pierre LONDE Frédéric PELLET Jack-Pierre PIGUET Jean-Paul SARDA Jian-Fu SHAO Mountaka SOULEY

Pierre BÉREST Pierre HABIB Jean-Paul SARDA Gérard VOUILLE

2)"3(0. Pierre BÉREST

Les Presses de l’École des Mines Paris, 2000

© École des Mines de Paris, 1999 60, Boulevard Saint-Michel, 75272 Paris CEDEX 06 FRANCE email : [email protected] http://www.ensmp.fr/Presses ISBN : 2-911762-23-1 Dépôt légal : mai 2000 Achevé d’imprimer en mai 2000 (Grou-Radenez, Paris) Tous droits de reproduction, d’adaptation et d’exécution réservés pour tous les pays Photo de couverture : versant rive gauche de la vallée du Verdon, immédiatement à l’aval du grand barrage voûte de Castillon (Alpes Maritimes). Les bancs calcaires inclinés sont affectés de failles et leur stabilité, compte tenu de la poussée de la voûte, est assurée par des tirants précontraints depuis sa mise en service par EDF en 1948. Il s’agit d’un problème typique de mécanique des roches, heureusement résolu avant la naissance de cette discipline (photo P. Duffaut, 1998).

CHAPITRE 2

PHYSIQUE DES ROCHES

2.1 INTRODUCTION La physique des roches couvre, selon les auteurs, un domaine plus ou moins vaste. Il s’agit, dans ce manuel, de la description du milieu poreux (grains, pores et fissures) et de la quantification de ses principales propriétés physiques, à l’exclusion des propriétés mécaniques, traitées au chapitre 3. Une roche peut être définie comme un assemblage de minéraux ayant hérité de liaisons plus ou moins fortes au cours de son histoire géologique. La description d'une roche se fait sur un échantillon observé à la loupe et éventuellement au microscope optique polarisant ou électronique à balayage. On décrit la texture, les minéraux présents, la taille des grains, les fissures et les altérations. On présente ensuite les définitions et les méthodes d’étude de la porosité et de la perméabilité, dont l’incidence est grande sur les propriétés mécaniques, à sec ou en présence de fluides. Les propriétés acoustiques sont considérées comme participant à la caractérisation des roches (l’ensemble est appelé en anglais index properties). On évoque les propriétés thermiques mais on laisse de côté les propriétés magnétiques et électriques en dépit de certaines applications. Les propriétés mesurées au laboratoire ne tiennent pas compte des discontinuités apparaissant à l’échelle du massif, joints de stratification, diaclases, failles, qui sont traitées aux chapitres 4 et 5. Lorsque ces discontinuités sont rares ou espacées l’échantillon est représentatif du massif jusqu’à une large échelle, comme dans les craies et les roches argileuses. 2.2 LES PRINCIPALES CATÉGORIES DE ROCHES Le nom d'une roche est donné en fonction de sa composition minéralogique, de sa texture et de son mode de formation. Ce dernier conduit à distinguer trois grandes familles de roches : sédimentaires, métamorphiques et magmatiques.

TABLEAU 2-1 : PRINCIPALES ROCHES MAGMATIQUES

Avec quartz & feldspath Feldspath alcalin dominant Granite Rhyolite Feldspaths alcalins Monzogranite + plagioclases Rhyolite Granodiorite Rhyodacite Plagioclase seul Diorite quartzique (50% Anorthite)

Sans quartz Syénite Trachyte Monzonite Trachyandésite Diorite Andésite Gabbro Basalte

les noms en italique sont les équivalents volcaniques, ceux en gras sont les roches les plus répandues

32

Manuel de Mécanique des Roches

Les roches magmatiques, résultent de la solidification de magmas. Ceux qui parviennent directement à la surface forment les roches volcaniques ou effusives, les laves, dans lesquelles on n'observe à l'œil nu que très peu de cristaux (en raison d’un refroidissement rapide). Au contraire la solidification en profondeur donne les roches plutoniques dont la lenteur du refroidissement permet la croissance des cristaux, bien visibles donc à l’œil nu. Les minéraux sont essentiellement des silicates : quartz, feldspaths alcalins et plagioclases, amphiboles, micas etc.. Les classifications font intervenir la texture de la roche (arrangement et taille des cristaux) et la composition minéralogique (tableau 2-1). Associées aux roches métamorphiques, les roches magmatiques, dont les plus répandues sont les granites, forment l’essentiel de la croûte terrestre continentale, bien qu’elles soient souvent cachées sous les roches sédimentaires. Les roches sédimentaires sont formées à la surface de la terre sur le sol ou au fond de l'eau. Elles résultent de la désagrégation des roches préexistantes. Leur dépôt en couches initialement proches de l'horizontale résulte : !

de l'action des agents d'érosion et de transport (eaux, crues, glaciers, vent) qui déposent finalement des roches détritiques ;

!

de l'activité des êtres vivants (roches organogènes) ;

!

de phénomènes physico-chimiques (roches hydrochimiques et salines formées essentiellement par précipitation).

Ces actions se combinent souvent et beaucoup de roches sédimentaires sont en fait d'origine mixte). Ces sédiments se consolident et se cimentent lorsqu'ils sont enfouis en profondeur (l’augmentation de la température et de la pression favorisant des réactions entre les minéraux et les fluides interstitiels). Les roches sédimentaires couvrent 75 % de la surface des continents et la quasi totalité des fonds océaniques, mais leur épaisseur est limitée. Il y a de nombreuses classifications des roches sédimentaires fondées sur la composition chimique, la granularité des constituants ou le mode de formation qui sont présentées dans les ouvrages de géologie. On se limite à citer les quatre groupes principaux : grès, calcaires, roches argileuses, évaporites, en laissant de côté les roches carbonées (pétroles, charbons et lignites). Les grès sont essentiellement constitués de grains de quartz (99,5 % pour le grès très pur de Fontainebleau), ils contiennent souvent des feldspaths et des micas. Les grès feldspathiques sont appelés arkoses, les grès recristallisés quartzites, les grès contenant des galets, poudingues ou conglomérats. Les calcaires sont constitués essentiellement de carbonates de calcium (calcite ou aragonite) et de carbonate de magnésium (dolomie). Leur origine est organique, par accumulation de débris d’organismes marins (craies), ou de précipitation chimique. Les roches argileuses dont nous étudierons le comportement dans le chapitre 11, sont composées de minéraux argileux (illite, kaolinite, montmorillonite, interstratifiés), avec éventuellement des grains de petite dimension de quartz et carbonates. Le terme argilite désigne les roches argileuses au sens large. Les shales sont des argilites litées. Les évaporites sont des sels précipités lors de l'évaporation d'un liquide. A partir de l'eau de mer les principaux minéraux précipités sont le gypse, l'anhydrite, le sel gemme sous ses diverses formes dont la halite et la potasse (sylvinite).

Physique des Roches

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Il faut faire attention aux dénominations issues des cartes géologiques, dérivées de l'appellation chronologique (étage) pour les roches sédimentaires. Il peut y avoir des variations latérales de faciès qui font que le nom de la formation ne représente pas la lithologie de tout l'ensemble. Les roches métamorphiques résultent de la transformation profonde à l'état solide de roches sédimentaires ou magmatiques préexistantes sous l'effet d'une augmentation de la température et/ou de la pression. Il y a recristallisation complète des roches primitives. Les roches formées portent en général la trace de l'anisotropie du tenseur des contraintes sous lequel elles ont cristallisé, ce qui peut se traduire par une schistosité ou une foliation accompagnée de linéation. Les roches les plus communes sont les schistes, les micaschistes et les gneiss, beaucoup plus massifs, mais dans lesquels les minéraux apparaissent nettement orientés. Les marbres et les quartzites sont des roches massives entièrement recristallisées dans lesquelles l'orientation des minéraux (calcite ou quartz) n'est que rarement visible à l'œil nu. La description d'une roche comprend les observations suivantes, effectuées à l'œil nu ou de préférence à la loupe ou au microscope : !

identification des minéraux présents,

!

taille, arrangement des minéraux et des vides associés (texture),

!

proportion des différents constituants,

!

vides et défauts : pores et fissures,

!

état d'altération des minéraux.

L'analyse minéralogique des constituants contribue à une meilleure description de la roche et permet d'approcher son altérabilité, son potentiel de gonflement, son aptitude au « collage », éventuellement son abrasivité. L'analyse minéralogique s'effectue couramment par diffraction X, et dans le cas où des minéraux argileux gonflants sont susceptibles d'être présents il est nécessaire de réaliser un traitement spécial. Cette analyse conduit à une identification des minéraux présents et après interprétation une composition quantitative peut être obtenue. Pour les roches carbonatées argileuses, le dosage de la teneur en CaCO3 précise l'identification de la roche. L’état d'altération de la roche se décrit précisément en s'attachant à identifier s'il s'agit d'une altération essentiellement météorique ou d'une altération d'origine profonde, hydrothermale (souvent liée au volcanisme actuel ou plus ancien). 2.3 LE MILIEU POREUX 2.3.1 DÉFINITION ET MESURE

Dans les roches la matière minérale forme un squelette solide qui ne remplit pas tout l’espace, et dont le complément est appelé vide. La proportion de vide est appelée porosité (du grec !"#"$, passage, ou détroit, entre les îles). La forme des vides, leur taille, leur répartition, leurs liaisons ou au contraire l’isolement de certains, influent sur le comportement mécanique (chapitre 3) et sur les propriétés de couplage (chapitre 10). La porosité n est, par définition, le rapport du volume des vides Vv au volume total Vt :

34

n"

Manuel de Mécanique des Roches

Vv Vt

(2-1)

ou par rapport au volume du squelette Vs,

Vt % Vs V " 1% s (2-2) Vt Vt Ces deux expressions peuvent différer car les techniques de mesures de Vv et Vs ne sont pas équivalentes (tableau 2-2). Les méthodes 3 et 6 sont équivalentes, et permettent de déterminer la porosité connectée. Les méthodes 4 et 6 (sur poudre) déterminent le volume des solides sans les vides non connectés et donnent donc la porosité totale, au sens strict. n"

TABLEAU 2-2 : PRINCIPALES MÉTHODES DE MESURE DE LA POROSITÉ

Volume total 1. Mesure directe des dimensions de l'éprouvette 2. Poussée d'Archimède dans le mercure, qui ne mouille pas la roche et ne pénètre pas dans les pores sans une forte pression Volume des vides 3. Absorption d'un fluide mouillant par saturation sous vide Volume du solide 4. Mesure au pycnomètre de la masse volumique du solide, après broyage 5. Poussée d'Archimède dans un fluide mouillant saturant la roche, par différence entre masse sèche et immergée 6. Compressibilité des gaz parfaits, en réalisant une détente isotherme en reliant une enceinte V1 (contenant l'échantillon) de volume V1 à la pression P1 à une enceinte vide de volume V2 (pycnomètre à hélium). Après détente, la pression d'équilibre P2 permet de calculer le volume d’une masse connue de poudre ou de roche. La porosité est de l’ordre du centième pour certains marbres et quartzites, du dixième pour beaucoup de roches sédimentaires, elle peut atteindre 0,5 pour certaines craies et tufs. La forme des vides est représentée en première approximation par un coefficient de forme, rapport de la plus petite dimension à la plus grande. Ceci permet de distinguer les vides de type pore dont le coefficient de forme est entre 10-1 et 1) et les vides de type fissure, dont le coefficient de forme est très faible, entre 10-2 et 10-4, et dont l’épaisseur est négligeable. La part des pores dans le volume des vides est prépondérante, mais par contre les fissures contribuent pour l’essentiel à la surface spécifique (§ 2.5.3). L'espace poreux peut être étudié de manière directe par observation au microscope optique ou électronique, éventuellement après remplissage par un produit colorant. Les techniques d’analyse d'images permettent ensuite une estimation quantitative de la porosité. 2.3.2 MASSES VOLUMIQUES ET TENEUR EN EAU

On appelle masse volumique d’un matériau la masse de l’unité de volume (dimension L-3M).

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On définit, suivant l’état du matériau, #s la masse volumique absolue ou masse volumique du solide, #h la masse volumique naturelle à réception du matériau, #d la masse volumique sèche, et # sat la masse volumique saturée (après saturation de la roche) : #s =

Ms Ms M sat Mh #d = #h = #sat = Vt Vs Vt Vt

(2-3)

avec Ms la masse du matériau sec, Vs le volume des grains après broyage, Vt le volume de l'échantillon, Mh la masse naturelle, Msat la masse de l'échantillon saturé. #d varie en fonction de la porosité de la roche, par contre #s ne dépend que de la minéralogie (tableau 2-3). La teneur en eau w est le rapport de la masse d’eau, à la masse du solide sec w=

Mw Ms

Et on appelle degré de saturation Sr "

(2-4)

w#d Vw w " " #w #w Vv n#s + #d #s

(2-5)

2.3.3 ÉTUDE DES DIMENSIONS DES PORES AU POROSIMÈTRE A MERCURE Le porosimètre à mercure permet d’étudier la répartition des vides de rayon d’entrée compris entre 200 $m et 0,0036 $m (voire 0,0018 $m). La mesure est fondée sur les équilibres capillaires entre plusieurs fluides non miscibles dans un même espace poreux. Un fluide mouillant s'étendra préférentiellement au contact du solide par rapport à un fluide non mouillant. Les équilibres fluide mouillant / fluide non mouillant sont régis par les pressions capillaires à leurs interfaces :

& 1 1 ) Pca " t s ( % + ' R1 R 2 *

(2-6)

avec R1 e t, R 2 : rayons de courbures principaux, tS : tension superficielle à l'interface entre les deux fluides et le signe ± suivant que les centres de courbure sont ou non du même coté de l'interface. On appelle drainage le déplacement d’un fluide mouillant, par un fluide non mouillant sous l'effet d'une pression qui contrebalance les forces capillaires. On appelle imbibition l’augmentation de la saturation en fluide mouillant, à la suite d’une chute de pression. Les courbes de pression capillaire sont obtenues par une suite de drainages et d'imbibitions en augmentant ou diminuant les pressions qui s'opposent aux pressions capillaires. La figure 2-1 correspond au cas d’un échantillon saturé initialement par de l’eau dans lequel on réalise un drainage par application d’une pression d’air dans une enceinte étanche. Il apparaît un état de saturation irréductible en fluide mouillant qui correspond à une configuration de la phase mouillante telle que les déplacements y sont devenus impossibles, car l’eau est sous forme d’amas reliés entre eux par des couches d’eau très minces dont la viscosité est très élevée. Si on relâche la pression d’air, l’eau pénètre dans l’échantillon par imbibition, mais le phénomène n’est pas réversible, il y a un fort hystérésis. A pression capillaire nulle, la saturation en eau est inférieure à 100 %. Une partie de l’air a été piégée pendant le processus d’imbibition. Cette fraction d’air est appelée saturation

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résiduelle en fluide non mouillant et sa valeur rapportée au volume total de l’échantillon est la porosité piégée.

Saturation irréductible

Saturation résiduelle

L'augmentation de pression capillaire en drainage conduit à des rayons de courbure de l'interface de plus en plus petits. Par contre l’imbibition correspond à une augmentation progressive du rayon de courbure moyen de l’interface fluide mouillant–fluide non mouillant, il se produit alors des piégeages. Pca Figure 2-1 : Courbes de pression capillaire

Drainage final Drainage initial

p acc pression d'accès

Imbibition Saturation en fluide mouillant (%)

0

20

40

60

80

100

Il n’y a pas de saturation irréductible lorsque le fluide mouillant est un gaz raréfié (vide) qui disparaît au fur et à mesure de la pénétration du fluide non mouillant Le mercure est un fluide non mouillant alors que la vapeur de mercure est un fluide mouillant. On réalise ainsi un drainage par pénétration de mercure dans un échantillon dans lequel on a fait préalablement le vide. Pour interpréter la porosimétrie au mercure on assimile le milieu poreux à un réseau de capillaires dont on calcule le rayon moyen R par la

formule de Jurin :

Pca "

2 t s cos , R

(2-7)

avec Pca : pression capillaire ou pression de mercure tS : tension superficielle, , : angle de mouillabilité et R : rayon d’accès au pore. Il est clair d’après la figure 2-2 que le rayon calculé par la formule de Jurin est un rayon d’accès et non le rayon des élargissements. Les paramètres recueillis par le porosimètre à mercure permettent de représenter sur un diagramme le volume de mercure injecté en fonction du rayon d'accès des pores et fissures envahis. Le modèle du réseau poreux est constitué de pores (sphériques) reliés entre eux par des étranglements capillaires. Ce sont les rayons d'accès qui sont déterminés.

R1

2$cos, R1

R2 r

-P<

2$cos, r

MERCURE VIDE

P.

2$cos, r

Figure 2-2 : Passage du mercure dans un réseau capillaire

Physique des Roches

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Le volume de mercure injecté fournit la porosité totale. La différence entre l'injection et le retrait (figure 2-3) donne une valeur du piégeage du mercure dans le réseau poreux. Cette valeur est une estimation par excès de la porosité piégée (np) car le retrait s'effectue jusqu'à la pression atmosphérique et ne permet pas de connaître le volume poreux abandonné par le mercure entre la pression atmosphérique et la pression effective de début d'injection (3.10-3 MPa). nt

1ère injection

Porosité (%)

np 2ème injection

nl

1° et 2° retraits

R(µm) 0 0,001

0,01

0,1

1

10

100

Figure 2-3 : Courbes d’injection et de retraits 12 10

nt

n(%)

GUDMONT Calcaire oolithique

8 6

nl

2 0,001

8

np

6

nl

4 2

r (mm) 0,01

0,1

1

10

nt

EUVILLE Calcaire à entroques

10

np

4

14 n(%) 12

r (mm) 100

0,001

0,01

0,1

1

10

100

Figure 2-4 : Exemples de spectres de porosité de calcaires Si l'échantillon subit un second cycle d'injection, la porosité libre (n1) est mesurée ainsi que la valeur réelle de la porosité piégée (np), par différence entre la porosité totale (nt du 1er cycle d'injection) et la porosité libre (n1 du 2ème cycle d'injection). Cette différence entre la courbe de retrait et celle de la 2è m e injection est due essentiellement à une variation de la valeur de , en injection et en retrait, provoquée par des phénomènes irréversibles. La figure 2-4 présente des exemples de courbes porosimétriques obtenues sur deux calcaires. Le calcaire d’Euville est un calcaire à entroques (débris de Crinoïdes, de l’ordre de 2 à 4 mm) cimentées de calcite. Le calcaire de Gudmont est un faciès oolithique (grains de 1 mm). La courbe de porosité totale du calcaire d’Euville indique deux familles de pores : une macroporosité dans les vides du ciment et une microporosité dans les entroques. La macroporosité dans le calcaire de Gudmont est absente. Une microporosité se développe soit au sein des oolithes, soit dans la matrice carbonatée.

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Manuel de Mécanique des Roches

2.4 CIRCULATION DES FLUIDES : LA PERMÉABILITÉ La perméabilité caractérise l’aptitude d’une roche (ou de tout autre milieu poreux) à laisser circuler des fluides au sein dans son espace poreux. 2.4.1 DÉFINITION DE LA PERMÉABILITÉ

A l’échelle macroscopique, la loi qui décrit l’écoulement d’un fluide en milieu poreux est la loi de Darcy, mise en évidence par une expérience très simple dans laquelle Darcy a montré que le débit volumique Q à travers une colonne de sable de longueur L est proportionnel à la section S de la colonne et au gradient de charge hydraulique /h/L. La charge hydraulique h (ou hauteur piézomètrique) est fonction de l’altitude z, de la pression du fluide P, de la densité du fluide # et de la gravité g.

P Q k/h avec h " z + . " #g S L

(2-8)

Le facteur de proportionnalité k est appelé coefficient de perméabilité ou conductivité hydraulique. La dimension de k est celle d’une vitesse. La loi de Darcy exprime la proportionnalité entre un flux hydraulique et la force motrice responsable de ce flux (gradient de hauteur piézométrique ).Un inconvénient majeur de la loi de Darcy sous la forme précédente est que le coefficient de perméabilité k dépend non seulement des propriétés du matériau, mais aussi des propriétés du fluide (notamment sa viscosité $). Une formulation plus générale de la loi de Darcy est préférable :

Q k /P " S $ L

(2-9)

Le paramètre k est la perméabilité intrinsèque du milieu poreux traversé. La perméabilité est homogène à une surface : son unité SI est donc le m2. En pratique, on utilise souvent comme unité le Darcy, avec l’équivalence 1 Darcy = 0,987 10 12 m2. Par comparaison on voit que k = (#g/$)k et donc pour de l'eau à 20°C, on a la correspondance suivante 1 Darcy = 0,96 10-5 m/s. Dans le cadre général de la mécanique, à partir de la combinaison de l'équation d'état, de celle de continuité et de celle de mouvement, on établit la relation fondamentale de l'hydrodynamique en milieu homogène et isotrope : V = - k grad 0, et pour un milieu anisotrope V = - k . grad 0

(2- 10)

Expressions dans lesquelles V désigne le champ de vitesse du fluide, 0 le potentiel (chapitre 6), la conductivité hydraulique prenant une forme tensorielle dans le milieu anisotrope. Un exemple important de milieux poreux anisotropes est celui des roches réservoirs où la compaction se fait préférentiellement selon la direction verticale en raison des forces de gravité : la perméabilité verticale kv est alors souvent plus faible que la perméabilité horizontale kh, avec une anisotropie marquée (le rapport kh/kv peut aller jusqu’à 100). La loi de Darcy ne s’applique, en toute rigueur, que pour un régime d’écoulement laminaire, par opposition au régime d’écoulement turbulent. Lorsque la vitesse du fluide devient grande, les forces d’inertie ne sont plus négligeables devant les forces de viscosité. Le domaine de validité de la loi de Darcy correspond aux nombres de Reynolds faibles. Cette condition est généralement remplie pour les circulations de fluides dans le massif rocheux, mais pas forcément dans les mesures en laboratoire.

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2.4.2 MÉTHODES DE MESURE DE LA PERMÉABILITÉ

Selon l’ordre de grandeur des perméabilités à mesurer, différentes techniques peuvent être utilisées en laboratoire. Pour les fortes perméabilités, les techniques basées sur l’établissement d’un écoulement à travers un volume représentatif de roche sont préférables : méthodes à charge constante, à charge variable. Dans ce cas la perméabilité est déduite par application directe de la loi de Darcy. Pour les perméabilités plus faibles, une méthode transitoire est couramment utilisée : elle consiste à estimer la perméabilité à partir de l’analyse de la diffusion d’un incrément (pulse) de pression dans un échantillon de roche, en système fermé. Pg injection

Eprouvette

Débimètre

Figure 2-5 : Exemple de dispositif expérimental de mesure de la perméabilité

Le perméamètre de type I.F.P. présenté sur la figure 2-5 permet de réaliser des essais de perméabilité en conditions de charge constante. Dans le cas de l’injection de liquide, le calcul de perméabilité se fait avec les Pf notations suivantes, S : surface Enveloppe en sortie Confinement caoutchouc d'injection (m2), Pg : pression d'injection (Pa), Pf : pression en sortie (Pa), L : longueur de l'éprouvette, Q : débit mesuré (m3/s), µ : viscosité du fluide (Pa.s), (1 Pa.s = 1 Poiseuille = 10 poises), par la formule :

k"

Q$L ( Pg % Pf )S

(2-11)

La perméabilité au gaz est avec les paramètres définis dans l’équation 2-11 et Patm, la pression atmosphérique (Pa) :

k"

2Q$LPatm ( Pg2 % Pf2 )S

(2-12)

2.4.3 VARIABILITÉ DE LA PERMÉABILITÉ DES ROCHES

La perméabilité des roches présente une très large gamme de valeurs : plus de 14 ordres de grandeur séparent les roches les plus perméables des roches les moins perméables. Pour fixer les idées, une perméabilité de 1 Darcy est une forte perméabilité, celle par exemple d’un bon aquifère ; dans le domaine pétrolier, la perméabilité des roches réservoirs intéressantes est supérieure à la centaine de millidarcy. A l’opposé, pour le stockage en profondeur de déchets radioactifs, on recherche des perméabilités bien inférieures au microdarcy. Les roches étant soumises in situ à des conditions (contraintes, température ...) qui ne sont pas celles de la surface, il est intéressant de connaître quelle est l’évolution de la perméabilité en profondeur. Celle-ci est en grande partie tributaire de la manière dont les propriétés géométriques des réseaux de pores ou de fissures (volume accessible au fluide, connectivité) sont modifiées en réponse à l’application de contraintes ou de températures élevées. Pour ce qui est de l’effet des contraintes, il faut séparer l’effet de la contrainte moyenne de celui du déviateur.

40

Manuel de Mécanique des Roches

Dans un premier temps, examinons comment varie la perméabilité d’une roche soumise à une pression moyenne croissante. Pour des roches saturées, la contrainte moyenne à prendre en considération est la contrainte effective $' = $ – bp. Dans cette relation, $ est la contrainte moyenne totale égale à la trace du tenseur des contraintes, p est la pression du fluide présent dans l’espace poreux ou pression de pore, et b est le coefficient de Biot, compris entre 0 et 1 (chapitre 10). Cette loi constitue une manière synthétique de prendre en compte les rôles antagonistes joués par l'état de contrainte et la pression de pore sur la déformation du milieu poreux. Une augmentation de contrainte effective a toujours pour effet de rendre le milieu plus compact, et par conséquent de réduire le volume accessible au fluide : il en résulte une diminution de perméabilité. La chute de perméabilité observée dépend fortement de la géométrie des pores : elle prend souvent la forme d’une loi exponentielle du type : k = k0 exp[-1$’]

(2-13)

L’amplitude de la décroissance est fixée par le paramètre 1 qui dépend de la nature des roches : d’une manière générale, plus le facteur de forme des pores est faible, plus le milieu poreux est déformable, et plus la perméabilité sera sensible à des variations de pression. L’application d’un déviateur de contrainte provoque dans la roche des déformations importantes : lorsque la contrainte est suffisamment basse, la déformation reste élastique, mais lorsque la contrainte déviatorique devient grande, la déformation devient inélastique, avec développement de fissures qui vont affecter profondément le comportement du matériau. En laboratoire la configuration classiquement utilisée pour mettre en évidence le rôle des contraintes déviatoriques est celle de l’essai triaxial. L'évolution de la perméabilité suit celle des microstructures : décroissance lorsque la déformation de la roche est contractante, augmentation lorsque la déformation devient dilatante. Cette hypothèse, somme toute logique, a été vérifiée dans des roches à faible porosité mais peut être mise en défaut. 2.4.4 LIEN ENTRE PERMÉABILITÉ ET MICROSTRUCTURE

La perméabilité d’une roche est entièrement déterminée par la géométrie de son réseau de porosité. La relation entre les deux est cependant loin d’être évidente, et nombre de modèles ont été développés pour estimer la perméabilité à partir des propriétés microstructurales des roches. Dans tous ces modèles, le problème clé consiste à déterminer une longueur caractéristique pour les processus de transport de fluide : en effet une telle échelle de longueur doit exister, puisque la perméabilité, d’un point de vue dimensionnel, est homogène à [L2 ]. Comment à partir de la connaissance (même approximative) des propriétés géométriques du milieu poreux peut-on prédire la valeur de la perméabilité de ce milieu ? Quels sont les paramètres microstructuraux qui contrôlent les propriétés de transport dans les roches ? La physique des roches essaie de répondre à ces questions depuis très longtemps déjà. Le problème posé consiste à établir une passerelle entre l’échelle microscopique (celle des pores et des grains) et l’échelle macroscopique (celle à laquelle est définie la perméabilité). Dans le modèle de milieu équivalent, la longueur caractéristique est définie à partir de grandeurs macroscopiques très simples, à savoir le volume de porosité Vv et l’aire Ap de l’interface pore-solide. La relation classique de Kozeny-Carman donne l’expression de la perméabilité dans l’approche du milieu équivalent :

Physique des Roches

k"

R 2h n 2 t2

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(2-14)

où le paramètre Rh = Vv /Ap, appelé rayon hydraulique, constitue la longueur caractéristique recherchée. Les autres paramètres sont la porosité n et la tortuosité t, alors que 2 est un facteur qui dépend de la géométrie des pores, et qui présente une variabilité très faible (approximativement entre 2 et 3). Le point faible du modèle réside dans le paramètre «tortuosité», qui quantifie l’accroissement de la distance parcourue par le fluide, difficile à estimer en raison de la complexité topologique du milieu poreux. Une approche différente est possible. Au lieu d’utiliser des grandeurs macroscopiques, on peut s’attacher à décrire les processus d’écoulement à l’échelle des composants élémentaires (les pores, les fissures), puis par différentes techniques remonter à la propriété macroscopique, la perméabilité. A l’échelle locale, l’écoulement dans les pores et les fissures considérés comme des entités propres est régi par la loi de Poiseuille. Ces pores et ces fissures interagissent entre eux du fait de l’existence de connexions multiples dans les milieux poreux. L’information essentielle à fournir concerne la distribution statistique des propriétés dimensionnelles des pores ou des fissures, représentés par des canaux d’écoulement individuels. On peut considérer une distribution aléatoire de tubes ou s’attacher à décrire de manière plus détaillée la topologie complexe des milieux poreux par une approche de type réseau. 2.5 PROPRIÉTÉS ACOUSTIQUES La caractérisation des matériaux rocheux par des méthodes ultrasoniques est couramment utilisée. L'étude de la propagation des ondes de compression et de cisaillement dans un matériau à l'état sec et saturé permet d'évaluer les propriétés physiques du matériau telles que sa porosité, son état de fissuration et ses propriétés élastiques (module de Young, coefficient de Poisson). L'analyse des signaux ultrasoniques en terme d'atténuation a été surtout exploitée en physique des roches pétrolière. Ce paramètre est particulièrement intéressant pour l'analyse de l'anisotropie d'un matériau, soit structurale, soit liée à une microfissuration. 2.5.1 PROPAGATION DES ONDES DANS UN MILIEU ÉLASTIQUE

La physique des roches classique s'intéresse à la propagation des ondes de volume P et S, caractérisées par leurs vitesses (premières et secondes, d’après l’ordre de leur réception) et leur atténuation. Les équations de propagation des ondes dans un milieu élastique et viscoélastique sont indiquées en annexe du présent chapitre. Pour une onde P, le mouvement vibratoire a lieu suivant la direction de propagation et affecte le volume de la roche. Vp est donc la vitesse d'une onde de compression (ou onde longitudinale).Vs est la vitesse d'une onde de c i s a i l l e m e n t (ou onde transversale), dont le mouvement vibratoire a lieu dans un plan normal à la direction de propagation. Elles sont plus lentes que les ondes P et ne se propagent pas dans l'eau. Vp et Vs étant exprimées en fonction des coefficients de Lamé, la mesure du temps de propagation d'une onde ultrasonique dans une roche permet de remonter aux modules élastiques. Dans le cas d'un matériau isotrope, le calcul du coefficient de Poisson 3 et du module de Young E est le suivant :

42

Manuel de Mécanique des Roches

3 =

1/2 - (Vs / Vp)2 1 - (Vs / Vp)2

(2-15)

E= #

Vp2 (1+3) (1-23) (1-3)

(2-16)

Il est donc indispensable de mesurer Vp et Vs pour calculer E et 3 ; trop souvent Vp est seul mesuré, E est déduit en supposant 3 = 0,25. L’état de saturation du matériau influe sur l'évolution de ses propriétés ultrasoniques et a fait l'objet de nombreux travaux dont une grande partie concerne des calculs prédictifs de vitesses ultrasoniques sur un matériau multiphasique et traite généralement d'un état totalement saturé par rapport à un état sec. La propagation d'une onde purement élastique dans un milieu biphasique solide/liquide (roche totalement saturée) a été décrite par Biot qui a introduit les notions de couplage inertiel fluide-solide et de déplacements relatifs de ces deux phases. Les relations entre saturation partielle et propriétés ultrasoniques sont plus complexes ; leur analyse nécessite des suivis expérimentaux très rigoureux et fait intervenir, d'un point de vue théorique, des mécanismes à l'échelle du pore (écoulements locaux) et des notions de distribution des fluides dans les réseaux poreux. générateur

oscilloscope

Figure 2-6 : Mesure des vitesses des ondes ultrasonores

Les vitesses des ondes sont mesurées à l’aide d’un dispositif dont un exemple est représenté sur la figure 2-6. L’éprouvette a deux faces planes et parallèles, un produit émetteur micro - ordinateur couplant est placé entre l’éprouvette et les céramiques piézoélectriques P et S. Les céramiques ondes S doivent conduire à un mouvement perpendiculaire à la direction de propagation, émetteur et récepteur récepteur sont donc polarisés. Le signal est visualisé sur l’oscilloscope et stocké pour un traitement en terme d’atténuation. Les vitesses des ondes P et S sont ensuite calculées de la façon suivante : Vp ou Vs (m/s) =

L t

(2-17)

avec : L (en mètres), longueur de l'échantillon ; t (en secondes), temps de parcours lu sur l'oscilloscope. 2.5.2 ATTÉNUATION

Le signal ultrasonique qui se propage dans une roche s'atténue au cours de son trajet. Cette atténuation est due à des interactions entre l'onde et le milieu de propagation. Il faut distinguer l'atténuation intrinsèque, liée à l'anélasticité de l'ensemble matrice solide-fluide saturant, de l'atténuation extrinsèque due à la diffraction de l'onde par réflexion (interfaces, géométrie de l’éprouvette). L'atténuation se caractérise par une

Physique des Roches

43

diminution de l'amplitude de l'onde et une perte préférentielle de ses hautes fréquences. L'atténuation est quantifiée par un coefficient d'atténuation 4 (voir l'annexe) ou par Q, appelé facteur de qualité qui est inversement proportionnel au coefficient d'atténuation. Le calcul de l’atténuation est généralement réalisé à l’aide d’une méthode dite du rapport des spectres. L’atténuation peut être extrinsèque par perte d’énergie due à la diffraction de l’onde sur les discontinuités ou obstacles dans le matériau (grains, pores, microfissures) et peut être importante lorsque la longueur d'onde devient comparable à l'échelle de l'hétérogénéité. Les mécanismes avancés pour expliquer le phénomène d'atténuation intrinsèque sont très divers et complexes. De plus, ces mécanismes seraient différents selon l'état de saturation de la roche considérée. On consultera la littérature spécialisée indiquée en fin de chapitre pour tout ce qui concerne l'atténuation. 2.5.3 VITESSES ET PROPRIÉTÉS PHYSIQUES DES ROCHES

La lithologie est un facteur déterminant en ce qui concerne les vitesses Vp et Vs dans la mesure où les caractéristiques élastiques des minéraux constitutifs sont différentes (Tableau 2-3 ). Les valeurs indiquées dans ce tableau sont des moyennes calculées à partir des vitesses des ondes suivant différentes directions mesurées sur des cristaux non altérés. Le rapport Vp/Vs est intéressant à utiliser et permet de différencier nettement grès et calcaires, car le coefficient de Poisson de la calcite est très différent de celui du quartz.

TABLEAU 2-3 : PROPRIÉTÉS PHYSIQUES ET MÉCANIQUES DES PRINCIPAUX MINÉRAUX

Minéraux

#s (g/cm3)

E (GPa) 3

Vp (m/s)

Quartz Olivine Augite Amphibole Muscovite Biotite Orthose Plagioclase Magnétite Calcite Dolomie Halite Gypse

2,65 3,2-3,6 3,2-3,6 2,9-3,2 2,7-3 2,8-3,1 2,5-2,6 2,6-2,8 4,4-5,2 2,7 2,8-3,1 2,1-2,6 2,3-2,4

96,4 216 14 3 110 80 67 63 77 218 84

6 050 8 770 7 330 6 800 5 880 5 360 5 680 6 220 7 410 6 320 7 900 4 320 5 200

36

0,08 0,24 0,24 0,29 0,25 0,30 0,29 0,29 0,19 0,28

D’après Belikov (1967)

La vitesse des ondes P varie à lithologie constante avec la porosité de pores, mais diminue plus fortement encore avec la porosité de fissures. Pour estimer la part relative de porosité de pore ou de fissure dans des roches de lithologie différente on utilise l’indice de continuité IC défini comme le rapport de la vitesse des ondes P mesurée dans l’échantillon à la vitesse des ondes calculée Vp* à partir de la composition minéralogique. Vp* est la moyenne arithmétique pondérée des vitesses

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Manuel de Mécanique des Roches

des ondes Vi , de chaque minéral constitutif de la roche, les coefficients de pondération étant les teneurs ci, de la roche en chaque minéral : Vp IC (%) = 100 V * p

avec Vp* = 5 ci x V i

(2-18)

Ce rapport des vitesses varie comme le rapport K/K* des compressibilités K globale (bulk modulus) de la roche et K* de la matrice (les minéraux constitutifs de la roche) en fonction de la porosité de pores np et de la porosité de fissures nf , mais la sensibilité à la présence de fissures est beaucoup plus marquée. On peut écrire : IC = 100(1 –A np - B nf)

(2-19)

avec nf + np = ntotale et nf