Géologie Structurale UNIKIN

Cours de Géologie Structurale

La géologie structurale est l'étude des déformations subies à différentes échelles par les roches ainsi que la recherche des forces, ou contraintes qui en sont la cause. Les formes issues de ces processus géologiques sont qualifiées de structures et les agencements granulaires internes de microstructures. L'action de transformation est toujours une déformation, qui fait passer un ensemble rocheux d'une structure à une autre. Les deux principales familles de structures que les géologues étudient sont les failles et les plis, il en existe d'autres.

Parmi les processus de déformation étudiés, les principaux sont :

• la rupturedes roches (dite « déformation      fragile ») ;
• le plissement ;
• la déformation      plastique des      roches (dite « déformation pénétrative » ou « déformation      ductile ») ;
• la rhéologie des roches ;

L'analyse microstructurale des minéraux, étudie la déformation au cours de la croissance cristalline des composants des roches.

Les résultats d'une étude structurale trouvent leur application dans la compréhension de la tectonique d'une région. La géologie structurale est donc souvent enseignée dans le cadre de la tectonique et de la géomorphologie structurale.

En pédologie, la structure est la façon selon laquelle s’arrangent naturellement et durablement les particules élémentaires en formant ou non des agrégats [1].

L’agrégat est le résultat de l’organisation naturelle des constituants, ce en quoi il est fondamentalement différent d’un fragment lequel résulte de la brisure d’un objet préexistant. Tous les mécanismes et processus de la pédogenèse (actions physiques, chimiques et biologiques) concourent à transformer des matériaux à structure lithologique (roche et dépôts) en matériaux à structure pédologique.

Structures prédéfinies

Des grands types de structures sont prédéfinis :

Sans structure 

Aucune agrégation visible ni disposition ordonnée et définie autour des lignes naturelles de faible résistance.

Structure lithique (ou lithologique) 

Absence d’agrégats, structures non pédologiques héritées de la roche mère.

Structure massive (ou continue) 

Absence d’agrégats, horizon cohérent, pouvant être plus ou moins induré par des ciments.

Structure particulaire 

Absence d’agrégats, horizon non cohérent, constitué de particules (minérales ou organiques) individualisées et libres.

Structure grenue 

Agrégats à formes nettement arrondies, plus ou moins sphériques, peu ou non poreux, à faces courbes, sans arêtes ni orientation préférentielle.

Structure grumeleuse 

Agrégats à formes nettement arrondies, poreux, présentant un ensemble complexe de faces courbes dominantes et de faces planes à surfaces irrégulières ; agrégats irréguliers et mamelonnés ; ces « grumeaux » sont souvent plus ou moins agglomérés entre eux.

Structure microgrumeleuse (floconneuse) 

Structure grumeleuse dont les éléments ont une dimension inférieure au millimètre.

Structure lamellaire 

Agrégats à arêtes nettement anguleuses et/ou faces planes, à orientation préférentielle horizontale, en général beaucoup plus larges qu’épais.

Structure prismatique 

Agrégats à arêtes nettement anguleuses et/ou faces planes, allongés suivant une orientation préférentielle verticale.

Structure columnaire (en colonnes) 

Structure prismatique à sommet arrondi.

Structure cubique 

Agrégats à faces planes nettes et peu nombreuses, arêtes (verticales et horizontales) vives et toutes sensiblement de la même dimension.

Structure en plaquettes obliques 

Orientation préférentielle oblique (ni verticale, ni horizontale) ; faces généralement planes, parfois gauchies, presque toujours lisses et souvent striées ; arêtes vives.

Structure polyédrique anguleuse 

Agrégats sans orientation préférentielle, faces planes, arêtes anguleuses et vives.

Structure polyédrique sub-anguleuse 

Agrégats avec plusieurs types de faces ou d’arêtes, ou à formes mal définies, arêtes souvent émoussées.

Structure fibreuse 

Matériel composé surtout de résidus organiques fibreux (mousses, fougères).

Structure coprogène (granulaire) 

Matériel constitué en grande partie d’amas millimétriques globulaires (déjections de la mésofaune du sol) plus ou moins remaniés mais toujours individualisés.

En pétrographie, la structure (ou texture) d'une roche qualifie les arrangements des minéraux entre eux. Les pétrographes français font une différence entre structure et texture : la structure se réfère aux minéraux (grenue, microgrenue, microlithique ou vitreuse) tandis que la texture précise l'agencement des minéraux entre eux (fluidale, intersertale, ...).

France :

Texture : à l’échelle de l’affleurement.

Structure : agencement des cristaux.

Pays anglosaxons :

Texture : aspect physique, la taille, la forme et l’arrangement des éléments constitutifs.

Structure : caractère mégascopique à l’échelle de l’affleurement.

Structure grenue

Une roche a une structure grenue lorsqu'elle est composée de grains (visible à l'œil nu, donc de taille > 1 mm) non orientés et pouvant atteindre une taille centimétrique. Exemple : granite.

Structure microgrenue

Une roche a une structure microgrenue lorsqu'elle est composée de grains non orientés de taille < 1 mm. Exemple :microgranite.

Structure aplitique

Une roche a une structure aplitique lorsqu'elle est très finement grenue. Les filons traversant les massifs granitiques ont souvent une structure aplitique.

Structure cryptocristalline

Une roche est cryptocristalline quand elle est composée de cristaux très petits (de l'ordre du µm) donc très peu visibles au microscope photonique, plusieurs cristaux se superposant dans l'épaisseur d'une lame mince.

Structure microlithique

Une roche a une structure microlitique (ou microlithique) lorsque ses minéraux sont formés de microlites, petits bâtonnets millimétriques, noyés dans une pâte vitreuse : un verre. Les roches à structure microlitique sont d'origine volcanique se formant par refroidissement assez rapide du magma. Exemple : basalte.

Sous-catégories de structures microlitiques :

• trachytique : les microlites sont      lités;
• fluidale : les microlites sont      orientés et contournent des grains comme un fluide contourne des obstacles      lors de son écoulement;
• intersertale : les microlithes n'ont      pas d'orientation privilégiée;
• porphyrique : présence de gros      cristaux entre les microlites...

Structure aphanitique

Concerne principalement les roches magmatiques dont le grain n'est pas visible à l'œil nu.

Structure phanéritique

Concerne principalement les roches magmatiques dont le grain est visible à l'œil (roche grenue ou microgrenue).

Structure porphyrique et aphyrique

Une roche magmatique a une structure porphyrique quand les cristaux de grande taille sont entourés d'une pâte aphanitique.

Son contraire est "aphyrique" et signifie "qui ne comporte pas de phénocristaux (cristaux visibles à l'œil nu)". Il peut cependant y avoir des microlites.

Structure vitreuse ou hyaline

Une roche a une structure vitreuse (hyaline) lorsqu'il n'y a pas eu le temps de cristallisation des minéraux. Se dit pour les verres (l'obsidienne par exemple).

La structure est perlitique lorsqu'au refroidissement des perles de verre se sont formées.

Un verre peut évoluer et se dévitrifier. On parle alors de structure hyaline dévitrifiée.

Structure cataclastique

Une roche a une structure cataclastique lorsque tous ses minéraux ont été broyés.

Structure lépidoblastique

Une roche a une structure lépidoblastique lorsque ses minéraux sont disposés en lamelles.

Structure granoblastique

Une roche a une structure granoblastique lorsque ses minéraux sont imbriqués tels des pièces d'un puzzle. Les roches à structure granoblastique sont issues d'un métamorphisme de haute pression.

Structure sphérolitique

La roche présente des sphérolites, qui sont de petites masses sphériques fibroradiées (en aiguilles) présentes au sein d'une matrice vitreuse et apparues lors d’un refroidissement continu du magma (sorte de recristallisation du verre)

Structure fluidale

Une roche a une structure fluidale lorsque les minéraux sont orientés et montrent que la cristallisation s'est effectuée lors d'un écoulement du magma.

Composition des structures

Pour décrire les roches, il est fréquent de composer les structures entre elles.

On parle par exemple de structure granolépidoblastique pour décrire une roche dans laquelle il y a des grains et des feuillets. Les gneiss ont une structure granolépidoblastique.

En géologie, une faille est une déformation consistant en un plan ou une zone de rupture le long duquel deux blocs rocheux se déplacent l'un par rapport à l'autre. Ce plan divise un volume rocheux en deux compartiments qui ont glissé l'un par rapport à l'autre. Ce déplacement et la déformation cisaillante sont dus aux forces exercées par les contraintes tectoniques, qui résultent de la tectonique des plaques ou à la force gravitaire (instabilité gravitaire).

Les failles existent depuis l'échelle microscopique (millimétrique) jusqu'à celle des plaques tectoniques (plusieurs centaines de kilomètres). Les grandes failles se trouvent aux limites de plaques et aussi au sein des zones déformées intraplaques.

Les failles actives sont responsables de la majorité des tremblements de terre. Ceux-ci sont dus au glissement rapide (quelques secondes à quelques dizaines de secondes) sur le plan de faille lors du brusque relâchement des contraintes accumulées de façon élastique pendant une longue période intersismique.

Faille est un déverbal de l'ancien français faillir, littéralement « manquer », terme utilisé par les mineurs du Nord-Est de la France lorsqu'il ne trouvaient plus le filon ou la couche qu'ils exploitaient. Ils disaient alors que cette couche avait « failli », c'est-à-dire qu'elle manquait car elle avait été décalée par une discontinuité^[1].

Il existe toute une terminologie autour de la faille^[2] :

• Compartiments : blocs rocheux séparés par      une faille, l'un est « soulevé », l'autre « affaissé »
• Lèvres : Surfaces de contact engendrées par      la cassure sur chacun des bloc séparés
• Rejet de faille : ampleur du déplacement relatif d'un      compartiment par rapport à l'autre le long du plan de faille
• Regard : côté vers lequel plonge la lèvre du      compartiment soulevé
• Plan de faille : surface de glissement,      verticale ou oblique, d'un compartiment par rapport à l'autre
• Miroir de faille : section du plan de faille      ayant subi par frottement un polissage mécanique ou affecté de stries, de      rayures, de cannelures orientées dans le sens du déplacement.      Morphologiquement, il s'agit de la partie visible en surface du plan de      faille
• Crochon de faille : courbure brusque des      couches au contact d'une faille, la torsion de ces couches s'effectuant en      sens inverse du déplacement des deux compartiments.

Types de failles

Suivant le type de mouvement relatif, on définit trois types de failles : faille normale, faille inverse, décrochement.

Représentation schématique d'une faille normale

Une faille normale accompagne une extension ; le compartiment au-dessus de la faille ("toit") descend par rapport au compartiment situé en dessous de la faille ("mur"). La géométrie obtenue entre des failles normales de pendage convergent opposé est appelée graben. L'inverse (failles normale de pendage divergent opposé) correspond à un horst.

Faille normale en bordure de Þingvellir (Islande)

animation

Faille normale près de Vercorin (Valais)

Représentation schématique d'une faille inverse

Faille inverse de Nojima préservée, responsable du tremblement de terre de Kobé (1995).

Une faille inverse, ou chevauchement accompagne une compression ; le compartiment au-dessus de la faille ("toit") monte par rapport au compartiment situé en dessous de la faille ("mur").

Faille décrochante de San Andreas (dextre).

Représentation schématique d'une faille décrochante, ici un décrochement sénestre.

Un décrochement accompagne un mouvement de coulissage essentiellement horizontal; les décrochements purs (faille verticale et déplacement horizontal) ne s'accompagnent d'aucun mouvement vertical. Les décrochements peuvent être dextre ou sénestre, suivant que le compartiment opposé à l'observateur se déplace vers la droite ou la gauche (respectivement).

Relations hydrogéologiques et géochimiques

En surface, les failles et faillettes interfèrent fortement avec la circulation horizontale et verticale de fluides (eau minéralisée, entre autres) dans le sol (en surface et jusqu'à plusieurs mètres de profondeur) ainsi qu'avec le système racinaire des plantes et surtout des arbres dont certaines racines peuvent être retrouvées jusqu'à plusieurs dizaines de mètres de profondeur. On trouve parfois l'équivalent d'une véritable toile racinaire dans le plan d'une faille, jusqu'à plusieurs mètres de profondeur parfois. Dans les roches carbonatées (calcaires), les racines produisent des acides organiques qui leur permettent de dissoudre la roche et d'éviter le colmatage éventuel des fracturations de la roche par une (re)cristallisation du calcium dissous.
Localement des biofilms bactériens ou des concrétions ferrugineuses (dans un grès ferrugineux par exemple) peuvent se former.

Même en profondeur, les failles peuvent être le lieu d'une circulation préférentielle de l'eau, plus ou moins verticale. Ainsi, les mineurs détectaient-ils souvent l'approche d'une faille (dans un filon de charbon) par une augmentation des infiltrations et des suintements à travers les roches du gisements^[3].

Les failles sont également fréquemment associées à des minéralisations (calcite, quartz, chlorite, épidote, hématite, etc) suivant les conditions minéralogiques et thermiques. Le broyage associé au mouvement forme des brèches de faille (incohésives) ou des cataclasites (cohésives) appelées mylonites. L'altération chimique provoque la formation d'argiles (gouge de faille, de brèches, de cataclasites, etc.)

Relation avec séismes

Décrochement dextre observable en surface après le tremblement de terre du 17 août 1999 en Turquie (observez le décalage de la bordure du chemin).

Des failles peuvent résulter de tremblement de terre, ou modifier les mouvements de la roche en cas de séismes.
La rupture et le glissement le long de la faille s'accompagnent d'un tremblement de terre. Dans les cas relativement rares de glissement libre, apparemment asismique (sur les temps d'observation humaine), on parle de « creeping » ou de mouvement de convergence.

Le mécanisme de rupture d'une faille sismogène comprend 3 stades (notion de « cycle sismique »)^[4] :

• Accumulation de contraintes au niveau de la faille qui est      bloquée
• Initialisation de la rupture (déformation      élastique puis déformation      plastique      lorsque le seuil      d’élasticité est dépassé, enfin rupture)
• Fin de la rupture sismique (quelques secondes      plus tard).

Association des longueurs, profondeur, épaisseur, complexité

Il existe une relation entre :

• la longueur de la faille (en carte)
• la profondeur de la faille
• le mouvement total sur cette faille
• l'épaisseur de la zone fracturée

On peut souvent considérer qu'une faille longue d'environ 10 km affecte une épaisseur de roche d'un kilomètre environ, pour un mouvement total hectométrique (~100 mètres) et une épaisseur de la fracturée décamétrique (~10 mètres). Cette relation géométrique est néanmoins très variable suivant le contexte et le type de faille ^{[réf. nécessaire]}.

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La transition entre la déformation ductile, continue et la déformation cassante (discontinue, faille) dépend de la vitesse de déformation, de la minéralogie de la roche encaissante et de la structure de la roche (présence ou non d'anisotropies).

Il est classiquement admis que la transition ductile-cassant se situe vers 15 km de profondeur pour le granite^[5].

La transition cassant-ductile se fait à une température de 100 °C pour l'argile, 250 °C pour le calcaire, 450 °C pour le granite, 550 °C pour le gabbro et 650 °C pour la péridotite. Elle se fait donc à environ 4 km de profondeur pour les roches sédimentaires, 15 km pour le granite et 60 km pour la péridotite.

Un pli est une structure courbe due à une déformation ductile de la roche sous l'effet d'une contrainte compressive. La connaissance de la forme avant la déformation permet de la quantifier. Le cas le plus simple est le pli de roches sédimentaires, dont la structure et les marqueurs sont planaires avant la déformation.

Éléments d'un pli

Parties d'un pli : Charnière (chamela), flanc (flanco), crête (cresta).

Une surface plane courbée admet localement un arc de cercle pour description. L'inverse de ce rayon est nommé ici courbure de la surface. Plus cette surface est proche d'un plan, plus sa courbure est faible et plus le rayon du cercle associé est grand. Cette définition correspond à la notion de courbure. Ainsi la courbure de la terre est plus faible que la courbure de n'importe quel pli observable.

La région du pli où la courbure est maximale est la charnière du pli. La crête du pli désigne le point topographique le plus élevé du pli. Les régions de courbure minimale, situées de part et d'autre de la charnière sont les flancs du pli. Dans le cas d'un pli dans une roche sédimentaire, les charnières de chaque couche définissent un axe du pli sur une coupe. En volume, ces axes définissent un plan axial du pli. Dans un pli, le sens de la courbure est donné par la direction de sa convexité. Ainsi, une Antiforme a sa convexité vers le haut et une Synforme a sa convexité vers le bas. Les expressions anticlinal et synclinal désignent des antiformes et des synformes dans des roches dont on connait l'âge relatif des couches.

Un pli anticlinal présente les couches les plus anciennes au cœur du pli, tandis qu'un pli synclinal présente les couches les plus récentes en son centre. Ainsi des plis dans des roches sédimentaires présentant des critères de polarités dans les strates peuvent souvent être interprétés en termes d'anticlinaux et de synclinaux. Cependant lorsque des plis affectent une séries renversée, les plis en voûtes ont leur cœur formé de couches plus récentes et ceux en gouttière ont leur cœur formé de couches plus anciennes : ce seront respectivement des "antiformes synclinaux" et des "synformes anticlinaux".

Dans ces dernières, il est possible de distinguer les variations d'épaisseur des plis dues à la déformation ou encore de distinguer les longueurs relatives des flancs de pli. Il est aussi possible d'avoir deux plans axiaux. Il est également possible de hiérarchiser les plis en échelle et dans le temps.

Le tenseur de déformation peut être orienté selon une coupe de pli. Dans la direction de l'axe du pli, la plus grande déformation extensive est donnée. Dans la direction perpendiculaire, c'est la plus grande compression qui prend place. Dans cette même direction, une schistosité apparaît. Elle consiste en une succession de concentrations de la déformation. Dans une alternance roche rigide et roche souple, les roches souples peuvent être le lieu de cisaillement locaux accommodant les couches sédimentaires les unes avec les autres.

Types de plis

Une antiforme est un pli formé par une série de couches sédimentaires dont la convexité (i.e. la courbure) est orientée vers le haut (en forme de n). Si la série est normale (couches plus jeunes au-dessus des couches plus anciennes), un antiforme est un anticlinal. Si la série est inverse (couches plus jeunes en dessous des couches plus anciennes), on parlera d'un antiforme synclinal ou synclinal retourné.

Une synforme est un pli formé par une série de couches sédimentaires dont la convexité est orientée vers le bas (pli en forme de U). Si la série est normale (couches plus jeunes au-dessus des couches plus âgées), la synforme est un synclinal. Par contre, si la série est inverse (couches plus jeunes sous les couches plus âgées), on parlera d'une synforme anticlinale ou d'un anticlinal retourné.

Classification descriptive des plis

La complexité des formes plissées est à l'origine d'une lourde classification descriptive renvoyant à l'un ou l'autre caractère du pli observé. L'ensemble de ces caractères définit le style du plissement. Parmi les qualificatifs les plus fréquents on peut citer :

• cylindrique opposé à non-cylindrique :

Un pli est cylindrique si la forme de toute coupe se retrouve dans toute autre section éloignée. Il est possible de prévoir la forme du pli dans ses parties invisibles. Un pli est non cylindrique s'il est impossible de prévoir sa forme.

• concentrique opposé à non-concentrique

Un groupe d'arcs de cercle sont dits concentriques s'ils se rapportent tous au même centre. Un pli est concentrique, dans une roche sédimentaire, si les couches sont toutes plissées autour du même centre. Un pli est donc non concentrique si cette condition n'est pas vérifiée.

• semblable opposé à parallèle

Un pli est semblable si les épaisseurs des couches sédimentaires définies par le plan axial sont constantes pour chaque couche. Un pli est parallèle si les épaisseurs des couches sédimentaires sont constantes quelle que soit l'orientation locale de la couche.

• harmonique opposé à disharmonique

Dans le cas de plis dans des roches sédimentaires, un pli est harmonique si toutes les couches observées sont plissées selon le même style. Si un changement d'amplitude ou de fréquence dans les plissements est observé à l'intérieur d'un plus grand pli, ce dernier est dit disharmonique.

• isopaque, anisopaque

Un pli est isopaque si l'épaisseur des couches est constante, anisopaque dans le cas contraire.

• droit, déjeté ou couché

Un pli est droit si son plan axial est vertical, déjeté s'il est oblique et couché si son plan axial est presque horizontal. [Pli couché - Saint Clément, Hautes-Alpes, France

• ouvert, serré ou isoclinal

Un pli est ouvert si l'angle entre ses flancs est très important, serré si l'angle est faible et isoclinal si ses flancs sont parallèles.

• principal ou parasitaire

Un pli est dit parasitaire s'il déforme le flanc d'un autre pli, qui sera dit principal. C'est ainsi qu'une flexure locale d'un marqueur peut former un kink band. Ces derniers sont souvent par paires conjuguées.

Tous les plis précédents ont des flancs de même longueur relative et un seul plan axial. Une forme plissée avec un flanc nettement plus grand est dit monoclinal.

• coffré

Un pli coffré est un pli à deux plans axiaux formé par l'association de deux plis monoclinaux, deux plis en genoux ou deux plans de cisaillement à sens de rejet opposé (ou deux kink bands conjugués).

Classification génétique

• slump

Ce terme désigne des plis observés uniquement dans des roches sédimentaires. Ils sont attribués à un mouvement gravitaire de sédiments gorgés d'eau sur une pente continentale.

• pli parasite

Ce terme désigne les plis, de petite taille, attribués à la même déformation qu'un grand pli mais dont les pendages et le style tranchent complètement avec le grand pli.

• pli en fourreau

Un pli en fourreau est un pli dont le plan axial est devenu courbe sous l'effet d'un cisaillement important. Le pli a alors la forme d'un doigt de gant.

• pli sur diapir

Ce genre de pli est associé aux mouvements internes d'un diapir.

• pli d'entraînement, pli en fourreau

Ce genre de pli est provoqué par un cisaillement simple.

• pli de décollement

Pli associé à une zone de chevauchement.

• flexure

Pli de très faible courbure dû à une pression perpendiculaire au marqueur de la déformation.

• pli forcé

Ce type de pli est dû à un processus distinct de celui d'une déformation continue seule.

• plis superposés

Des phases de déformation peuvent se succéder dans le temps et former des plis «superposés».

Style de plissement

• Jura ou coffré

C'est une zone contenant de très nombreux plis dont la courbure est concentrée sur une petite région du pli, dont les flancs verticaux sont parallèles et le sommet plat

• plis en échelon

C'est une suite de pli de même allure dus à un décrochement latéral sous - jacent.

• plis en chevrons

Ces plis sont de petite taille et leur courbure est concentrée sur une petite partie du pli.

• plis sur disharmonie

Ce style de plissement est observé lorsque les plis changent de style d'une couche lithologique à l'autre, créant ainsi des disharmonies.

• bassin

Synclinal de très grande taille et de très faible courbure.

• dome

Anticlinal de très grande taille et de faible courbure concernant le socle cristallin.

En géologie structurale, la déformation est un terme générique qui décrit les changements de forme, d'orientation ou de position d'un corps (roche, portion de la croûte terrestre) soumis à des contraintes. Lorsque ce corps est une roche, la déformation concerne essentiellement la transformation géométrique qui affecte l'aspect, la texture ou les propriétés de cette roche.

Composantes

Ellipsoïde de déformation

• Translation
• Rotation
• Distorsion (déformation interne linéaire,      cisaillante ou angulaire)
• Changement de volume

Taux de déformation

Le taux de déformation est mesuré par la vitesse de déformation qui est la dérivée par rapport au temps de la déformation ε ; on la note donc  :

Types de déformation

La déformation peut être :

• continue (variation progressive de la      transformation) ou discontinue
• homogène (lignes initialement parallèles le      restant après la déformation) ou hétérogène (cas le plus fréquent)
• finie (concerne la forme de l'objet final) ou      incrémentale

Modes de déformation

Zone de transition cassant-ductile.

La déformation peut se traduire de manière :

• élastique (déformation instantanée et réversible)
• plastique (déformation non instantanée et      généralement irréversible)

La déformation sans ou avec cassure caractérise la roche ductile ou cataclastique (en) dont le comportement est décrit par la zone de transition cassant-ductile (en).

Exemples

Les plis sont des exemples de déformation continue hétérogène. Les failles sont des exemples de déformation discontinue tandis que les microfractures s'interconnectant peuvent former une déformation continue de type fluage.

Réarrangement des atomes lors de la déformation plastique par flexion ; les images de gauche montrent la forme extérieure de la pièce, les images de droite sont un gros plan sur les atomes ; les images du haut montrent la pièce initiale, les images du milieu la pièce au plus fort de la sollicitation, et les images du bas la pièce après arrêt de la sollicitation

La déformation plastique est la déformation irréversible d'un objet ; elle se produit par un réarrangement de la position relative des atomes, ou plus généralement des éléments constitutifs du matériau.

Lorsque l'on sollicite une pièce, un objet (on le tire, on le comprime, on le tord...), celui-ci commence par se déformer de manière réversible (déformation élastique), c'est-à-dire que ses dimensions changent, mais il reprend sa forme initiale lorsque la sollicitation s'arrête. Certains matériaux, dits fragiles, cassent dans ce mode de déformation si la sollicitation est trop forte.

Pour les matériaux dits ductiles, lorsque l'on augmente la sollicitation, on déforme de manière définitive la pièce ; lorsque l'on arrête la sollicitation, la pièce reste déformée. C'est par exemple le cas d'une petite cuillère qui a été tordue: on ne pourra jamais la redresser pour lui faire reprendre sa forme initiale. Dans les métaux, ceci se produit par un glissement des plans atomiques les uns sur les autres, à la manière des cartes à jouer d'un paquet, et ce glissement de plans atomiques se fait grâce au déplacement de défauts linéaires appelés « dislocations ». À une échelle plus grande que celle des atomes, dans les émulsions ou les mousses, ce sont les gouttelettes ou les bulles qui changent de position les unes par rapport aux autres.

La déformation plastique permet la mise en forme de pièces (forgeage, martelage, tréfilage, filage, laminage, estampage, emboutissage ...). Elle permet aussi d'absorber l'énergie d'un choc et augmente la capacité de résistance à la rupture et la protection des personnes, comme dans le cas de la tôle d'une voiture ou d'un mousqueton d'escalade.

La rhéologie (du grec rheo, couler et logos, étude) est l'étude de la déformation et de l'écoulement de la matière sous l'effet d'une contrainte appliquée.

Le mot rheology (en anglais) a été introduit en 1928 par Eugene Bingham, professeur à l'université Lehigh aux États-Unis, sur une suggestion de son collègue Markus Reiner. Le mot est emprunté à la fameuse expression d'Héraclite d'Éphèse Ta Panta Rei, « Tout s'écoule ». Le mot a été francisé en « rhéologie » en 1943^[1].

Une espèce animale ou végétale « rhéophile » est une espèce aquatique qui vit dans le courant (mer, eau douce, torrents, estuaires).

La tectonique, du grec τέκτων ou tektōn signifiant « bâtisseur », « charpentier », est l'étude des structures géologiques d'échelle kilométrique et plus, telles les chaînes de montagnes ou les bassins sédimentaires, et des mécanismes qui en sont responsables. Cette discipline est directement rattachée à la tectonique des plaques.

La néotectonique désigne les processus récents (quaternaire) et encore actifs.

À plus petite échelle on parle de microtectonique  :

« La microtectonique se propose d'étudier la déformation à l'échelle de l'affleurement, de l'échantillon et de la lame mince, c'est-à-dire en gros depuis l'échelle du millimètre jusqu'à celle du mètre. »

— M. Mattauer, Les déformations des matériaux de l'écorce terrestre, Hermann, 1980

Principaux processus étudiés

Les phénomènes de convergence lorsque deux plaques tectoniques se rapprochent :

• la subduction continent-océan et océan-océan ;
• la collision      continentale ;
• l'obduction continentale.

Les phénomènes de divergence lorsque deux plaques s'éloignent :

• la divergence océanique ;
• la divergence continentale.

Les phénomènes de transcurrence lorsque deux plaques glissent horizontalement l'une contre l'autre au niveau d'une faille transformante.

Les structures tectoniques se forment dans ces trois systèmes sous les effets dominants d'une compression dans les zones convergentes (Alpes, Himalaya, etc), d'une extension dans les zones divergentes (fossé rhénan, vallée du grand rift, dorsales médio-océaniques, etc) et d'un coulissement dans les régions transcurrentes (faille de San Andreas, faille nord-anatolienne, etc).

La télédétection désigne, dans son acception la plus large, la mesure ou l'acquisition d'informations sur un objet ou un phénomène, par l'intermédiaire d'un instrument de mesure n'ayant pas de contact avec l'objet étudié. C'est l'utilisation à distance de n'importe quel type d'instrument (par exemple, d'un avion, d'un engin spatial, d'un satellite ou encore d'un bateau) permettant l'acquisition d'informations sur l'environnement. On fait souvent appel à des instruments tels qu'appareils photographiques, lasers, radars, sonars, sismographes ou gravimètres. La télédétection moderne intègre normalement des traitements numériques mais peut tout aussi bien utiliser des méthodes non numériques.

La télédétection spatiale, dans le domaine de l'astronautique, est l'ensemble des connaissances et des techniques utilisées pour déterminer les caractéristiques de la surface et de l'atmosphère de la Terre ou d'une autre planète, par des mesures effectuées à partir d'un engin spatial évoluant à distance convenable de cette dernière. Le terme correspondant en anglais est remote sensing from space.

Principe

Ce type de méthode d'acquisition utilise normalement la mesure des rayonnements électromagnétiques émis ou réfléchis des objets étudiés dans un certain domaine de fréquences (infrarouge, visible, micro-ondes). Ceci est rendu possible par le fait que les objets étudiés (plantes, maisons, surfaces d'eau ou masses d'air) émettent ou réfléchissent du rayonnement à différentes longueurs d'onde et intensités selon leur état. Certains instruments de télédétection utilisent des ondes sonores de façon similaire, et d'autres mesurent des variations dans des champs magnétiques ou gravitaires.

Alors que l'astronomie pourrait être considérée comme de la télédétection (poussée à l'extrême), le terme télédétection est généralement réservé aux observations terrestres.

Utilisations

Les exemples de télédétection sont très nombreux :

• Les cartes topographiques sont souvent produites à l'aide      de paires stéréographiques de photos aériennes permettant      de recréer une image en trois dimensions.
• Les tremblements de      terre sont      localisés a posteriori en comparant des sismogrammes enregistrés en différents lieux ;      l'intensité relative et la précision temporelle de l'enregistrement      conditionnent la qualité de l'information sur le lieu du tremblement.
• Les modèles numériques de terrain peuvent être      produits par interférométrie (à l'aide du radar à      ouverture synthétique), méthode consistant à enregistrer une série de      mesures de la cible à partir d'un avion, d'un satellite ou d'une navette spatiale. La combinaison des données      issues de ces mesures offre une carte détaillée contenant de l'information      sur la couverture du sol, le relief ou encore le      mouvement à une échelle centimétrique. Les données couvrent généralement      des bandes de plusieurs kilomètres de largeur.
• Les précipitations, les aéronefs et les navires peuvent être détectés par radars.
• Les fonds marins sont cartographiés grâce à      l'usage des sonars.
• Des inventaires forestiers (comptage d'arbres,      évaluation de la biomasse ou de l'état de stress et de      santé des arbres) utilisent de plus en plus l'imagerie aérienne, voire      satellitaire (dont dans l'infrarouge). La précision est croissante^[1], notamment pour les résineux,      et moindrement pour la forêt tempérée feuillue. L'identification des      espèces n'est pas fiable pour les forêts tropicales (sauf cas particuliers      à floraison ou port caractéristiques).
• Dans le cadre de la lutte contre la désertification (LCD), la télédétection      facilite le suivi et la surveillance à long terme des zones à risques, la      définition des facteurs de désertification, l’aide à la prise de mesures adéquates      de gestion environnementale par les décideurs et l’évaluation de l’impact      de ces mesures^[2].

En France

Il existe à Montpellier une maison de la télédétection, qui réunit des équipes pluridisciplinaire de recherche et des instituts de recherche pour constituer un pôle de recherche appliquée en télédétection et information géographique.

Daniel Litshani
daniellitshani@yahoo.fr