2- La zone de faille

I – 2 – 1-Notion de zone de faille

Une faille est une discontinuité structurale localisant une rupture, ou déformation discontinue, avec déplacement relatif des deux compartiments individualisés (Mattauer, 1973). Dans la majorité des cas, une faille ne se limite pas à un plan et possède un volume. En effet, la surface de glissement est entourée d’un volume de roche déformée. La faille correspond au volume rocheux déformé, localisant le rejet, contenant un matériel mobilisé entre ses épontes et une zone endommagée en périphérie.

La description d’un volume de faille ou zone de faille (terme qualitatif) se fait généralement suivant le modèle de Caine et al. (1996), en distinguant une zone cœur (core zone) et une zone d’endommagement (damage zone) (Fig. I-2-1). Cette zonation avait déjà été

sont définis en opposition à la roche non déformée appelée « protolithe », encaissant ou, dans la bibliographie des réservoirs géologiques, « roche hôte ».

Figure I-2-1 : Définition structurale d’une zone de faille au sens de Caine et al. (1996).

I – 2 – 2 La zone « cœur » de faille

Par définition, La zone de déformation maximale dans laquelle la fabrique initiale a partiellement ou totalement disparue est appelée zone cœur de faille (Fig. I-2-1). Le déplacement principal est localisée dans ce volume. Ce dernier se définit par un critère structural et/ou un critère pétrologique.

Le critère structural fait référence au fait que la zone cœur de faille est la zone dans laquelle la déformation est la plus intense. Cette déformation maximale est généralement spatialement associée au(x) plan(s) de glissement principaux.

Le critère pétrologique fait référence à un ou plusieurs types de roches présents dans la zone de faille et différant, de part leur nature ou leur proportion, des roches de la zone d’endommagement ou du protolithe.

La combinaison de ces deux paramètres donne des roches de faille de types variables en fonction de la lithologie du protolithe et des conditions de la déformation (cf. section I-2-4 ci-dessous) (Fig.I-2-2&3).

Figure I-2-2: Voir légende Faulkner et al. (2010).

I – 2 – 3 La zone « d’endommagement» de faille

La zone d’endommagement de faille est caratérisée par des déformations modérées à faibles qui ne masquent pas la fabrique originelle (Fig. I-2-1). Elle borde le cœur de faille et peut être composée de faisceau de plis, de fractures, de failles satellites de rejet inférieur à la faille principale, de stylolithes et de veines. Classiquement, la densité de ces objets diminue avec la distance à la faille principale (voir partie I-3).

I – 2 - 4 Distribution des objets géologiques le long d’une zone de faille

Les objets géologiques présents dans les zones de failles évoluent en fonction de la lithologie affectée, de l’état diagénétique du protolithe, des caractéristiques mécaniques du protolithe, du rejet, des conditions pression-température d’activité de la faille, du contexte tectonique, de l’écoulement de fluides et de la pression de fluide. Ceux-ci ont déjà été largement étudiés (e.g. Fossen, 2010 ; Hobbs et al., 1986 ; Sverdrup & Bjorlykke, 1997 ; Scholz, 2002 et références citées). La figure I-2-3illustre la succession généralement admise des types de déformation à température (A & B) et profondeur croissantes (C) ; soit les brèches, les gouges, les cataclasites, et les mylonites. Ces roches sont classées en fonction de leur texture, granulométrie, cohésion, foliation et minéralogie (Sibson, 1977). Scholz (1990) définit les brèches comme des roches de faille peu cohésives ayant une proportion de fragments visibles supérieure à 30% et les gouges comme des roches de faille foliées peu cohésives ayant une proportion visible de fragments visibles inférieure à 30%. Les cataclasites sont définies comme des roches de faille cohésives à matrice partiellement à totalement cimentée dans lesquelles la réduction de la taille des grains donne respectivement les appellations de proto-cataclasite (fragment>0.5 cm ; matrice = 10 à 50%), cataclasite (0.5 cm >fragment>0.1cm ; matrice = 50 à 90%) et ultra-cataclasite (fragment<0.1 cm ; matrice = 90 à 100%). Cette nomenclature s’applique également aux mylonites selon les mêmes critères (protomylonite, mylonite, ultramylonite) ; La part de recristallisation est cependant bien plus importante que dans les cataclasites. Notons toutefois que les mylonites et ultramylonites sont des variétés de phyllonites ; ces dernières roches ayant les mêmes caractéristiques que les mylonites mais montrant des recristallisations de phyllosilicates.

Les interactions fluide-roche et les transformations minéralogiques associées évoluent en fonction de la température et de la profondeur. Pour un grès arkosique, ces interactions sont répertoriées en partie dans la figure I-2-3B, qui recouvre les faciès diagénétiques et métamorphiques jusqu’au faciès « schiste vert ». La néoformation de phyllosilicates est classiquement observée suivant l’ordre d’apparition suivant, à température croissante : la kaolinite, la smectite, l’illite et les micas blancs (ces derniers à partir d’environ 200°C) (Kubler & Jaboyedoff, 2000).

L’expression de la déformation en milieu silicoclastique poreux (i.e. sauf exception considéré comme proche de la surface) est gouvernée à l’échelle du grain par quatre mécanismes principaux (Aydin, 1978 ; Antonellini & Aydin, 1994 ; DuBernard & Labaume

intragranulaire ou cataclase (liée aux contacts hertziens entre les grains), (iii) la fracturation transgranulaire et (iv) la pression-solution – précipitation (cimentation). Ces modes de déformation ne sont pas exclusifs l’un de l’autre et sont contrôlés par les paramètres suivants : la porosité du protolithe, la cimentation, le champ de contraintes (spécialement la pression effective de confinement), la minéralogie (dont la proportion en argiles) et la température (Fig.I-2-3C).

Les bandes de déformation sont l’expression commune de la déformation dans les roches granulaires poreuses. Il s’agit de structures tabulaires d’épaisseur finie localisant la déformation (Aydin, 1978).

Trois pôles cinématiques définissent un premier type de classification des bandes de déformation : les bandes dilatantes, les bandes compactantes et les bandes cisaillantes (Fig. I-2-4). Cependant, Antonellini & Aydin (1994)proposent aussi une classification à partir de la présence ou l’absence de cataclase ; l’apparition de cataclase se produisant dans le cas d’une cinématique en pression ou transpression (i.e. avec une composante cisaillante). Actuellement, la classification par objet structural est la plus répandue. Elle est proposée par Fossen et al. (2007),qui distingue des bandes de désagrégation, des bandes à phyllosilicates, des bandes de déformation cataclastiques (présence de cataclase) et des bandes de déformation avec pression-solution cimentation (Fig.I-2-3C). Nous pouvons ajouter à cette classification quatre autres types de bandes de déformation : les slipped deformation bands (e.g. Rotevatn et al., 2008) , les dilatational bands (e.g. DuBernard et al., 2002), les bandes de compaction (e.g. Mollema & Antonellini, 1996), et les shear-enhanced compaction bands (e.g. Eichhubl et al., 2010). Ces différents objets géologiques ont été étudiés en détails, notamment dans les études associées à la prospection pétrolière.