HAL Id: jpa-00246276
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Modèle d’anisotropie de susceptibilité magnétique induite par orientation préférentielle de forme de marqueurs paramagnétiques anisotropes dans une roche
déformée
R. Vergne, Arnaud Fernandez
To cite this version:
R. Vergne, Arnaud Fernandez. Modèle d’anisotropie de susceptibilité magnétique induite par orien- tation préférentielle de forme de marqueurs paramagnétiques anisotropes dans une roche déformée.
Revue de Physique Appliquée, Société française de physique / EDP, 1990, 25 (11), pp.1049-1093.
�10.1051/rphysap:0199000250110104900�. �jpa-00246276�
Modèle d’anisotropie de susceptibilité magnétique induite par orientation
préférentielle de forme de marqueurs paramagnétiques anisotropes dans
une
roche déformée
R.
Vergne (1)
et A. Fernandez(2, *)
(1)
Laboratoire demagnétisme
L.Néel, CNRS-UJF,
166X, 38042 Grenoble Cedex, France(2)
Laboratoire deGéologie régionale
etappliquée,
U.F.R. deSciences,
Université deLimoges,
123 rueAlbert
Thomas,
87060Limoges
Cedex, France(Reçu
le 8 décembre 1989, révisé le 18 juin 1990,accepté
le 7 août1990)
Résumé. 2014 De très nombreuses roches contiennent des
phyllosilicates
dont lespropriétés magnétiques
à latempérature
ambiante sont celles d’un milieuparamagnétique anisotrope.
L’élaboration d’un outilmagnétique d’analyse
structurale passe par l’établissement d’une relationquantitative
entre déformation finie etAnisotropie
deSusceptibilité Magnétique (A.S.M.).
Pour yparvenir
on assimile une rochepolyminérale
à unensemble de constituants
dispersés
dans une matrice déformableamagnétique
ayant lespropriétés
d’un fluidevisqueux. Chaque
minéral constitue un groupe de marqueurs ; les différents groupes sontindépendants mécaniquement
etmagnétiquement.
Le comportement d’un minéral s’obtient en considérant ce seul minéraldispersé
dans la matriceamagnétique.
Onrépète l’opération
pourchaque
constituant, la roche se comporte alors comme unmélange
pourlequel
la contribution dechaque
minéral estpondérée
par saproportion
dans laroche. Le comportement
mécanique
de la roche est décrit par le modèle d’orientationpréférentielle
de forme(O.P.F.)
de Fernandez. La naturemagnétique
des constituants et leurindépendance
conduisent à unefabrique magnétique
décrite par le tenseur desusceptibilité
relative[Sij].
Onenvisage
d’abord le cas de marqueurs pourlesquels
on a :K1
=K2 ~ K3 (symétrie cylindrique). L’application
du modèle au cas d’unaplatissement
oud’un étirement de révolution isovolume, en
présence
d’un seul type de marqueurs aboutit à uneexpression analytique particulièrement simple.
Le tenseur[Sij] dépend
de deuxparamètres :
lepremier (k)
est fonctionde la forme des marqueurs et de la déformation finie de la roche, le second
(r)
del’anisotropie magnétique intrinsèque
de ceux-ci. La déterminationexpérimentale
de[Sij]
relatif à la roche et la connaissance despropriétés magnétiques
des marqueurs permettent de remonter à la déformation finie(03BB3)
de celle-ci. Les axespropres de
[Sij]
sont les axesprincipaux
de déformation. La solution estunique.
La « loi depuissance »
introduite par Rathore n’est pas vérifiée dans le cadre du modèle. Elle constitue une
approximation
que nousavons chiffrée. Nous avons
également
donnél’expression
du tenseur[Sij]
dans le cas d’une déformation coaxiale isovolumequelconque
pour des marqueurs desymétrie cylindrique
oumonoclinique.
Le cas ducisaillement
simple
isovolume a été traité pour un seul type de marqueurssignificatifs
et pour unmélange
dedeux marqueurs. Cette étude conduit à une situation
plus complexe.
Le caractèrepériodique
desgrandeurs
résultant du modèle
(03B1, k, ams)
faitqu’à
une valeur déterminée de l’une d’ellescorrespondent plusieurs
valeurs de 03B3. Ceci est dû au fait que
quand
on fait croître 03B3, unepopulation
de marqueurs déterminée peut passer par des stadesd’isotropie
successifs distants de 2 03B3c. Pour avoir une seule solution on doit se borner à 0 Par ailleurs 03B3 est d’autant lus faible ue la forme des mar ueurs se raproche
de celle d’unesphère.
Il y a là une limitation de l’utilisation du modèle pour la détermination de 03B3 àpartir
des mesuresmagnétiques. Fabrique magnétique
etfabrique
structurale ne sont pas semblables, mais liées par une relationdépendant
du modèle. Il y a unchangement
notable de la linéation et de la foliationmagnétique
par rapport àces mêmes
grandeurs
relatives à lafabrique
structurale. Pour passer d’unefabrique
à l’autre il estindispensable
de
disposer
d’un modèle. En cequi
concerne le cas d’une roche contenant deux types de marqueurssignificatifs
la situation la
plus simple
est celle où ils sont suffisammentallongés
ouaplatis
de manière à ce que leurs 03B3c soientimportants
et différents. S’il n’en est pas ainsi, c’est le marqueurqui
tourne leplus
vitequi impose
lesvaleurs de 03B3 où le modèle est utilisable sans difficulté.
Abstract. 2014
Many
rocks contain minerals with asignificant paramagnetic anisotropy
at room temperature.Quantitative relationships
betweenpreferred
dimensional orientation(O.P.F.)
andanisotropy
ofmagnetic
Classification
Physics
Abstracts91.60
(*)
U.R.A.n° 10,
C.N.R.S., Clermont-Ferrand.Article published online by EDP Sciences and available at http://dx.doi.org/10.1051/rphysap:0199000250110104900 Article published online by EDP Sciences and available at http://dx.doi.org/10.1051/rphysap:0199000250110104900 Article published online by EDP Sciences and available at http://dx.doi.org/10.1051/rphysap:0199000250110104900
susceptibility (A.S.M.)
constitute the basesof magnetic
methods of structuralanalysis.
Theserelationships
arederived from strain response models,
assuming
that(1)
apolymineralic
rock is made of distinct groups of mineralsdispersed
in anon-magnetic deforming
viscous matrix and(2)
these groups aremechanically
andmagnetically independent. Accordingly,
thepartial magnetic
contribution of each mineral may be deducedknowing
the theoretical behaviour of onepopulation
of markers of that mineral. The bulkmagnetic
behaviourof the rock is obtained
by weighting
the contribution of eachpopulation by
its volumicproportion
in the rock.The mechanical behaviour of the rock is assumed to be described
by
Fernandez’s O.P.F. model. Because of themagnetic properties
of minerals and themagnetic
and mechanicalindependence
of eachpopulation,
the bulkmagnetic
fabric may be describedby
the RelativeMagnetic Susceptibility
Tensor[Sij].
We considerfirstly
thecase of markers for which
K1
=K2 ~ K3 (cylindrical symmetry).
For isovolumic axialflattening
or constrictionon rocks
containing
onesingle family of magnetic
markers a verysimple analytical
solution is derivedshowing
that the tensor
[Sij]
is related to the strainintensity
and to two parameters : the first parameter(k)
is a function of theshape
of the markers ; the second(r)
is a function of the intrinsicmagnetic anisotropy
of the markers. The
eigenvectors
of[Sij]
coincide with theprincipal
axes of the strain. It isexpected
thatknowing
themagnetic properties
of the mineralsconstituting
arock, experimental
measurements of[Sij] may
be used to estimate the finite strain(03BB3).
The « power law » derivedby
Rathore is not verifiedby
ourmodel. Rathore’s model
gives only approximate
results, thediscrepancies being
estimated here. We also derive theexpression
of the tensor[Sij]
in the caseof any
isovolumic coaxial strain for markers ofcylindrical
ormonoclinic symmetry.
Modeling simple
shearacting
upon systemscontaining
one or two families ofmagnetic
markers has been
attempted.
The behaviourof preferred
dimensional orientationduring simple
shear is known to beperiodic :
theperiod
03B3 is related to theshape
of therigid
markers(the
more anisometric the markers, thehigher
the value of03B3c).
For 03B3 = 03B3c, the initialisotropic
fabric is restored.Similarly,
the behaviour ofmagnetic
fabrics
during simple
shear isperiodic ; accordingly
aunique
value of 03B3 cannot be inferred from agiven magnetic
fabric unless the condition 0 y 03B3c is shown to be satisfied. Moreover, it is shown thatmagnetic
fabric and O.P.F. are
geometrically
dissimilar in the sense thatmagnetic
lineation and foliation differsnoticeably
from the linear andplanar
component of the O.P.F.1. Introduction.
La détermination de
l’anisotropie
de lasusceptibilité magnétique
desroches,
mesurée enchamp
faible(A.S.M.),
s’avère une méthode d’avenir dans le domaine de lapétrologie
structurale. Des travaux récents ont montré que les cartesd’anisotropie magnétique
et les cartes structuralesclassiques
sonttout à fait
comparables
et parlà,
quel’application
deméthodes
magnétiques
à l’étude structurale desgranitoïdes
est duplus grand
intérêt([1-5]).
Dans toutes les roches l’A.S.M. a
toujours
pourorigine
une orientationpréférentielle (O.P.)
desmarqueurs
magnétiques anisométriques.
Dans lesroches,
celle-ci estfréquemment
une orientationpréférentielle
de forme(O.P.F.)
due à leur rotation.Mais ce n’est pas le seul mécanisme de rotation des
grains envisageable ;
nous en citerons deux autres.La déformation interne du marqueur par activation de
plans
deglissement cristallographiques
entraîneune rotation avec
changement
de forme et uneorientation
préférentielle
des axescristallographi-
ques. Dans ce cas et pour des roches monominérales
on
peut
établir une relation entrefabrique
structu-rale et déformation. L’autre est le
phénomène
dedissolution cristallisation. Ce
phénomène
seproduit lorsque
legrain
enrobé d’un milieu aqueux est soumis à ungradient
depression.
Il y a dissolution de la matière dans la zone de fortepression
etdépôt
de celle-ci dans la
partie
abritée. Il en résulte uneorientation
préférentielle
deforme,
alors que lesaxes
cristallographiques
ne sont pas réorientés. Dansce cas, d’une
grande importance pratique,
il n’estpas évident
a priori
d’établir une relationquantita-
tive entre
fabrique
structurale et déformation. Ces relationsquantitatives
traduisant l’orientationpréfé-
rentielle sont le
point
dedépart obligé
d’un modèled’anisotropie magnétique qui
les caractérise. Elles ont faitl’objet
d’un certain nombre de travaux récents[6-11].
Certains de ces modèles sont basés sur des lois de distribution d’orientation des
grains correspondant
àdes cas limites
[6],
à des loisstatistiques d’application
discutable dans les roches
[8, 11]
ou encore à desrelations
empiriques
nonjustifiées théoriquement [9, 10].
La formulation d’un modèlegénéral
restedonc un
problème
ouvert. Nous aborderons dans cet article laprésentation
d’un modèlegénéral
del’A.S.M. liée à l’O.P. de marqueurs
paramagnéti-
ques
anisométriques
dans les rochesmagmatiques.
La
plupart
des modèles concernant ledéveloppe-
ment de l’orientation
préférentielle
degrains
aniso-métriques
sont basés sur l’étudethéorique
deJeffery [12] qui
décrit la rotation de marqueursellipsoïdaux rigides
inclus dans une matricevisqueuse
sous l’effetd’un
champ
de déformation. Leshypothèses
de baseconduisant à la formulation des
équations
deJeffery
sont :
2022 le
régime
d’écoulement du fluide est detype
laminaire(condition d’application
deséquations
deNavier-Stokes),
2022 les
phénomènes
degravité
sontnégligeables
(les
forces dues à la viscosité sontprépondérantes
par
rapport
aux forces depesanteur agissant
sur lesparticules),
2022 les
particules n’interagissent
pas les unes avecles autres
pendant
ladéformation,
2022 la
déformation
estcompatible
dans l’interfaceparticule-matrice,
2022 la relation entre la vitesse de rotation de la
particule
autour de ses axesprincipaux
et le tenseurde vitesse de
déformation
référé aux mêmes axes est linéaire.Dans un magma acide
partiellement cristallisé,
les conditions réelless’approchent
raisonnablement desprémisses précédentes.
Onpeut
donc considérer que dans lesgranitoïdes
l’orientationpréférentielle
sedéveloppe
essentiellement par rotation des cristauxpendant
la mise enplace.
Lesexpériences
de Willis[13],
réalisées sur des marqueurs de formesdiverses,
ont
permis
de vérifier l’existence d’une relation linéaire entre la vitesse de rotation des marqueurs et le tenseur de vitesse de déformation. Il est donc raisonnable de supposer que l’O.P. dans laplupart
des
granitoïdes
sedéveloppe
par rotation des cris- taux, en accord avec leséquations
deJeffery [12]
etde Willis
[13].
Il estpossible
àpartir
de celles-ci de déterminer la distribution d’orientationdéveloppée
par une
population
de marqueurs de forme connue, incluse dans une matricevisqueuse,
sous l’effetd’une déformation donnée. Divers auteurs ont pro-
posé
des distributionscorrespondant
à différentsrégimes
dedéformation,
notamment Tullis[14, 15]
et Debat et ses collaborateurs
[16]
pour la déforma- tioncoaxiale,
Reed etTryggvason [17]
et Blanchardet ses collaborateurs
[18]
pour la déformationplane
coaxiale et par cisaillement
simple,
et Fernandez[19, 20]
pour la déformation coaxialegénérale
àsymétrie orthorhombique.
La validité des modèlesde distribution
développés
en[19]
et[20]
a étévérifiée
expérimentalement
par le même auteur dans le cas d’unproblème plan,
tant pour des déforma- tions coaxiales(Fernandez [21])
que pour les cisaille- mentssimples (Fernandez
et ses collaborateurs[22],
Fernandez
[23]).
Dans
les rochesmagmatiques,
les interactions entreparticules,
deviennent deplus
enplus impor-
tantes au fur et à mesure que la cristallisation avance, et tendent à
bloquer
ledéveloppement
del’orientation
préférentielle.
Le travailexpérimental
d’Ildefonse et Fernandez
[20],
a mis en évidencel’effet de ces interactions. Il diminue la valeur de la densité d’orientation par
rapport
aux valeurs théori- quescorrespondant
à une déformation donnée. Ceci constitueprobablement
la seule limitationphysique significative
audéveloppement
de l’O.P. dans lesroches
magmatiques.
Dans les rochesmétamorphi-
ques, des processus tels que la néoformation ou la recristallisation des
grains,
tendent àmodifier,
voireà
effacer,
l’orientationpréférentielle acquise pendant
la déformation. Un autre
phénomène
tend à limiterle
développement
de l’O.P. dans ces roches : c’est la saturation de lapétrofabrique
desphyllosilicates, qui
seproduit
pour des déformations d’intensité très élevée([24, 25]).
Dans tous les cas,lorsque
ladéformation ductile est inexistante ou
faible,
l’orien- tationpréférentielle
sedéveloppe
essentiellement par rotation des marqueurs. Les modèles basés surles lois de rotation libre des marqueurs sont
applica-
bles pour des déformations faibles ou modérées
(03BB1/03BB3 80).
Dans
un certain nombre deroches,
etplus particu-
lièrement dans les roches
magmatiques acides,
l’A.S.M. a pour
origine
des minérauxparamagnéti-
ques
anisotropes (biotite, muscovite, amphibole, tourmaline).
Il s’avère alors d’ungrand
intérêt dedisposer
d’un modèlegénéral
donnant les relationsentre A.S.M. et O.P. pour des marqueurs de ce
type.
Trois
techniques permettent
d’obtenir la distribu- tion d’orientation d’unepopulation
de marqueursanisométriques correspondant
à une déformation finie donnée. Ce sont :2022 la simulation
numérique
àpartir
deséquations
de
Jeffery ([17, 18]),
2022 la méthode de simulation
numérique
de Willis[13],
2022 le modèle de Femandez
[19],
basé sur lagénéralisation
du modèle de March[26].
Le modèle de March lie la densité d’orientation de marqueurs linéaires
(ou planaires) passifs
dans cha-que direction de
l’espace,
au rayon(1) correspondant
de
l’ellipsoïde
de déformation finie. Enprincipe,
cemodèle n’est pas directement
applicable
à l’orienta- tionpréférentielle
de marqueursrigides
tridimen-sionnels,
mais ilpeut
donner uneapproximation
raisonnable pour des valeurs faibles de la déforma-
tion,
si les marqueurs sont trèsplats
ou trèsallongés.
Les deux méthodes de simulation
numérique présen-
tent l’inconvénient de très mal se
prêter
à la solution duproblème inverse, c’est-à-dire,
à la détermination de la déformationresponsable
d’une distribution d’orientation donnée. Par contre, le modèlegénéra-
lisé de Fernandez donne des relations
analytiques explicites
entre la densité d’orientation et les para- mètresqui
caractérisent la déformation finie. Ilapparaît
de ce fait comme unoutil plus adéquat
àe u e
eorique
es re a i ...pétrofabrique (ou
déformationfinie).
C’est pour cela que nous l’utiliserons dans notreanalyse
duproblème.
2. Elaboration du modèle
d’anisotropie
de la rochedéformée.
2.1 ASPECT
MÉCANIQUE
DU MODÈLE. - Nous nousproposons de traiter deux cas de
déformation
isovo-(1)
Le rayon étant la distance du centre à unpoint
courant de
l’ellipse
ou del’ellipsoïde.
lumique :
la déformation coaxialeorthorhombique
et le cisaillement
simple. Après
avoirrappelé
ladémarche et les
hypothèses physiques permettant
de décrire lecomportement
d’uneroche,
nousprécise-
rons les résultats relatifs au cas du cisaillement
simple
à deux dimensions et nous montrerons comment onpeut
l’étendre auproblème
tridimen-sionnel. En ce
qui
concerne la déformation coaxialeorthorhombique
nous renvoyons le lecteur à la référence[27].
Précisons dès à
présent
unproblème
de notationsayant
trait auxélongations quadratiques principales.
Les « structuralistes » utilisent la convention sui- vante :
À
1 03BB2 03BB3; 03BB3
esttoujours
inférieur ouégal
à1. Comme nous utilisons les
repères
à la fois pour lesgrandeurs mécaniques
etmagnétiques
nouspouvions
difficilement
respecter
cette convention. Dans cequi
suit les A i, i de 1 à
3, correspondant respectivement
à
Jl x, 03BBy, 03BBz.
Nous n’avons pasadopté
cette dernièrenotation car elle conduit à une écriture très lourde pour les tenseurs décrivant les
propriétés magnéti-
ques.
L’orientation
préférentielle
deforme
induite par ladéformation finie
de la roche.2.1.1 Démarche et
hypothèses physiques permettant
de décrire lecomportement mécanique
d’une roche.- On
envisage
d’abord le cas d’une déformation coaxialeorthorhombique
isovolume et l’on seplace
dans un
repère
invariant au cours de celle-ci : lesaxes
principaux
de déformation. La déformation finie de la roche est alors décrite parl’ellipsoïde
dedéformation finie. Ce dernier est le
résultat,
dansl’état
déformé,
del’application
de la transformation linéairereprésentée
par la matrice[ 1 /À i ],
à unesphère
de rayon unité de l’état initial non déformé.Les A i étant
lesélongations quadratiques principales (cf. [27]
p.899).
Pour modéliser une roche
polyminérale,
on consi-dère l’ensemble des
grains
d’un même minéral(les marqueurs)
et le reste de la roche(la matrice).
Onassimile cet ensemble à N marqueurs indéformables
identiques dispersés
dans une matricehomogène
déformable. Ceci revient à inclure dans le modèle le stade
magmatique
de l’évolution de la roche. Pour calculer l’O.P.F. desgrains
résultant de la déforma-tion finie on suppose que les marqueurs sont des
ellipsoïdes
de révolution de demi-axes a,b,
c(a b :0 c )
caractérisés par un facteur de formeK =
(n 2 -1 )/ (n 2 + 1)
avec n =c /a (marqueurs
« axiaux
»).
On attribue à la matrice lespropriétés
d’un fluide
visqueux.
La rotation desgrains
sousl’effet d’un
champ
de déformation s’obtient àpartir
des
équations
deJeffery [12] ;
cequi
supposeimplicitement
que leshypothèses physiques permet-
tant leur formulation soient satisfaites
(cf. 1).
Larépartition volumique
des marqueurs ainsi que cellede leurs axes sont
isotropes
dans l’état initial nondéformé.
Dans ce contexte, A. Fernandez
[21]
fait le lienentre ce
type
de modèle et celui de March etgénéralise
ce dernier. Il donnel’expression analyti-
que de la densité D d’orientation des axes de révolution des marqueurs résultant de leur rotation et de l’invariance de leur nombre. D caractérise l’O.P.F. Le modèle conduit à une
interprétation géométrique simple
de la densité D : c’est le cube du rayon del’ellipsoïde
defabrique.
Dans le cas desfabriques
issues de la déformation coaxiale ce derniera pour axes les
ax nncipaux
dedéformation
et pour demi-axesAi (i
=1, 2, 3 ) avec = À!’
[21].
Avant de traiter le cas du cisaillementsimple
tridimensionnel il est utile de
rappeler
les résultats du modèle de Fernandez concernant le cisaillementsimple
bidimensionnel isoaire et sagénéralisation.
2.1.2 Problème à deux dimensions : cisaillement
simple
isoaire d’un ensemble de marqueursplans elliptiques rigides, dispersés
dans une matrice homo-gène plane
déformable. -L’application
deséqua-
tions de
Jeffery permet
d’obtenir la loi décrivant la rotation des marqueurs deparamètre
de formeK soumis à un cisaillement
simple
isoaired’amplitude
y. Il vient :
0 et 0’ étant
respectivement
lesangles
de l’axec du marqueur avec la direction de cisaillement
avant et
après
déformation. La densité résultant de leur orientation a pourexpression :
avec
Elle est maximale pour une valeur de a de
8’ ;
a estl’angle
de l’axemajeur
del’ellipse
defabrique
avec la direction du cisaillement.Une
population homogène
de marqueurs déve-loppe,
au cours d’une telledéformation,
une O.P.F.dont la
densité
maximaleaugmente
en mêmetemps
que
l’angle
adiminue,
pour atteindre une valeur limiteégale
àn 2 lorsque a
= 0. L’axemajeur
del’ellipse
defabrique
est alors suivant la direction du cisaillement. Ceci seproduit
pour une valeurcritique
03B3c de y fonction de la forme et de la
symétrie
desmarqueurs. On a, dans le cas de marqueurs
ellipti-
ques :
03B3c = 03C0/1 - 03BA2.
Si y continue àcroître,
l’intensité de l’O.P.F. diminue alors quel’angle
a
prend
des valeursnégatives.
Elle s’annule pour 2 ’Y C’ On a une variationpériodique
conduisant à desstades
isotropes
successifs pour 2 03B3c, 4 03B3c, ... ditsrespectivement
de deuxièmeordre,
troisièmeordre,
Ellipse de fabrique.
- Soit un cisaillementsimple isoaire d’amplitude
y et de direction OZ’ défini parrapport
à unsystème
d’axes Z’OX’.L’ellipse
defabrique
de demi-axes,fA,
a pouréquation
dans sesaxes propres :
Soit
f
et n les cosinus directeurs du rayon p, on a :039B’1 $2
+t13 n 2 - l/p2 ,
enposant AI
=1/039Bi.
La den-sité caractérisant l’O.P.F. est D =
p 2 ;
soit :
D est maximale suivant OZ et vaut
t13.
Les axes propres de
l’ellipse
defabrique (ZOX)
se déduisent des axes initiaux liés au milieu non
déformé
(Z’OX’ )
par une rotation d’unangle
a,
angle
maximisant la densité.Ellipse
de déformation finie etellipse
defabrique.
- Si K # i les
deuxellipses
diffèrerit tantpar les
valeurs de leurs demi-axes que par la direction de leurs axes propres. Elles sont
identiques
si K = 1.Remarquons cependant (cf. Fig: 1)
que si y 2 la différenceangulaire
entre l’orientation de l’axemajeur
del’ellipse
de déformation finie et celui del’ellipse
defabrique
est très faible(quelques degrés).
Il en sera de même pour les deux
ellipsoïdes
dans leproblème
à trois dimensions.2.1.3
Passage
auproblème
à trois dimensions : marqueurs axiauxdispersés
dans une matrice homo-gène déformable,
l’ensemble étant soumis à uncisaillement
simple
isovolume. - Onenvisage
unensemble de marqueurs axiaux
(cf. 2.1.1) dispersés
dans une matrice
homogène
déformable. Leur rap-port
d’axes n =c la
estidentique
à celui des mar-queurs bidimensionnels. On
applique
à l’ensembleun cisaillement
simple
isovolume défini dans unrepère R(OX’ Y’Z’ )
lié au milieu non déformé. Il estdirigé
suivant OZ’ et d’intensité y. L’orientationpréférentielle
de formequi
en résulte est décrite parl’ellipsoïde
defabrique qui
a pouréquation :
par
rapport
à ses axes propresR(OXYZ).
Si ladirection du rayon p est définie par les cosinus directeurs
Q, m, n
on a :039B’1 ~2 + 039B’2 m2 + 039B’3 n2 = 1/03C12.
La densitéD = p 3
s’écrit :
L’étude de Fernandez
[21] ]
montre que pour une telle déformation onpeut
écrirel’équation
del’ellip-
soïde de
fabrique
et déterminer ses axes propres parrapport
aux axes initiaux liés au milieu nondéformé ;
c’est-à-dire situer lerepère R(OXYZ)
parrapport
àR’(OX’Y’Z’).
Fig.
1- Evolution del’angle a
en fonction de y pour des marqueurs de formes différentes.L’ellipse
de déformation finie etl’ellipse
defabrique
diffèrent si K # 1, tant par les valeurs de leurs demi-axes que par la direction de leurs axespropres
(a).
Elles sontidentiques
si K = 1. Si y 2 la différenceangulaire
entre l’orientation de l’axemajeur
del’ellipse
de déformation finie et celui del’ellipse
defabrique
est très faible.[Family
of curvesshowing
the evolution of theangle a
as a function of y for markers with differentshapes.
If03BA ~ 1, the orientation
(a )
as well as thelength
of theirprincipal
semi-axes are different for fabricellipse
and finite strainellipse. Length
and orientation ofprincipal
axes for bothellipses
are identical if K = 1. In any case, for y 2, theangular
difference in orientation for theprincipal
axes of bothellipses
issmall.]
Ellipsoïde
defabrique,
densité résultant de l’O.P.F.- La
déformation ayant lieu sans changement
devolume on a :
Al A2 A3
= 1 etA1 039B’2 039B’3
= 1. Comme deplus A2
= 1 il vient :Cette
expression
s’écrit en coordonnéessphéri-
ques :
soit pour la densité D
( 0, ~):
- - - 1 1 - 1 - 1
Section
del’ellipsoïde
defabrique par
leplan
decisaillement ZOX; ’détermination de r13_. - La
section
del’ellipsoïde
defabrique par
leplan
ZOX n’est autre que
l’ellipse
defabrique
du pro- blème à deux dimensionscorrespondant, (cf.
Fer-nandez
[21]).
La résolution duproblème plan
associé(même
direction et même intensité ducisaillement ;
marqueurs bidimensionnels de même
rapport d’axes) permet
d’obtenir la valeur maximale de la densité k =(Dmax)2d qui
n’est autre quer13.
Axes propres de
l’ellipsoïde
defabrique (Fig. 2).
-La-résolution du problème à deux dimensions permet
d’obtenir
l’angle a
que fait l’axemajeur
del’ellipse
de
fabrique
avec la direction du cisaillement. Cetangle a
se retrouve dans la section del’ellipsoïde
defabrique
par leplan
de cisaillement. Les éléments desymétrie
caractérisant le cisaillementsimple envisagé
sont le
plan
de cisaillement Z’OX’ et l’axe de rotation O Y’. Ces éléments restentinchangés
aucours de la
déformation ;
cequi
entraîneZ’OX’ - ZOX et 0 Y’ - 0 Y. Le
repère R (OX YZ )
des axes propres de
l’ellipsoïde
defabrique
se déduitde
R’ (OX’ Y’Z’ )
lié à l’état non déformé par une rotation a autour de l’axe0 Y’,
dans leplan
Z’OX’.
Du
point
de vue de la densité D résultant del’O.P.F.,
un cisaillementsimple
isovolume définidans
(R’ ) équivaut
à une déformationplane
définiedans
(R).
Cette déformationplane équivalente
estcaractérisée par :
Le
paramètre caractéristique
de la densité D est :k =
(A 3 */À t)K/ 2 = A3 = (Dmax)2d (cf. [27]
p.
813).
Deux
paramètres,
l’un d’intensité(k)
et l’autreangulaire ( a )
sont nécessaires pour caractériser le cisaillementsimple.
2.2 LES HYPOTHÈSES RELATIVES AU COMPORTE- MENT
MAGNÉTIQUE
DE LA ROCHE.2022
Rappel
despropriétés cristallographiques
dequel-
ques minéraux
magnétiques.
- L’examen des pro-priétés
de divers minérauxmagnétiques
contenusdans les roches montre que la
symétrie
minimale estcelle du
système monoclinique.
Il en est ainsi desminéraux
ferrimagnétiques, antiferromagnétiques
ou
paramagnétiques anisotropes
à latempérature ambiante,
ces derniers étant essentiellement des substances ordonnées à bassetempérature.
Dans les
granitoïdes, auxquels
nous nous intéres-sons
plus particulièrement ici,
on rencontre essentiel- lement desphyllosilicates (biotite,
muscovite etchlorite dans les roches
altérées),
desamphibotes (essentiellement
deshornblendes)
et de la tourma-line associée à de la muscovite dans les
granites
leucocrates.
L’essentiel de la matrice est constitué de
quartz,
deplagioclases
acides et de cristauxplus
ou moinsgros de
feldspath potassique.
Lesgranitoïdes
richesen
ferromagnésiens
contiennent aussi des minérauxFig.
2. - Position del’ellipsoïde
defabrique
par rapport aux éléments de la déformation. A, éléments de la déformation par cisaillementsimple :
P.G.,plan
deglissement ;
P.D.,plan
de déformation ;Ar,
axe de rotation. B, éléments desymétrie
del’ellipsoïde
defabrique :
X, Y et Z, axes binaires ; XZ, XY et ZY,plans
desymétrie.
C, sectionXZ de
l’ellipsoïde
defabrique (sect. parallèle
àP.D.) ;
a,angle
entre l’axe Z et la direction deglissement.
[Orientation
of the fabricellipsoid
relative to theplanar
and linear elementscharacterizing
the deformation. Asimple
shear : P.G., shear
plane ;
P.D., deformationplane ;
Ar, rotation axis ; B, fabricellipsoid :
X, Y, Z,principal
axes withbinary
symmetry ; XZ, XY, ZY, symmetryplanes.
C-XZ section of fabricellipsoid (section parallel
toP.D.) ;
a,
angle
between Z axis and sheardirection.]
ferrimagnétiques
tels que lamagnétite
et l’ilménite.Le modèle ne leur est pas directement
applicable.
Ilfaut
d’abord,
en cequi
concernel’A.S.M., séparer
lacontribution
ferromagnétique
de la contributionparamagnétique
en utilisantune technique
appro-priée.
Les
phyllosilicates
sont de stucturemonoclinique
et ont un
comportement pseudo-hexagonal
avec unetrès faible
anisotropie
dans leplan
declivage.
Leshornblendes sont
monocliniques
alors que la tourma- line estrhomboédrique.
2022 Relation entre les axes
cristallographiques
et lesaxes
magnétiques
du marqueur,forme
du tenseur[Kij]’
choix des axes du marqueur. - Tout tenseursymétrique
de rang deux[Aij]
est décrit par unequadrique d’équation A y xi xj
= 1(i, j
de 1 à3) ;
lesystème
d’axes ox, x2 x3ayant
pourorigine
le centrede celle-ci. Les
symétries
de laquadrique
sont cellesde la
propriété
décrite par le tenseur[Aij], qui
sontelles-mêmes étroitement liées aux
symétries
cristalli-nes. Le tableau I résume les effets de la
symétrie
cristalline sur les
propriétés représentées
par des tenseurssymétriques
de rang deux.Tableau 1. -
Effets
de lasymétrie
cristalline sur lespropriétés représentées
par des tenseurssymétriques
derang deux.
[Effect
of thecrystal symmetry
on theproperties represented by symmetrical
tensors of ranktwo.]
La
quadrique représentative
du tenseur[Kij] ]
estun
ellipsoïde.
Le tableau II donne
l’expression
de[Kij ]
pour lesdivers
types
de marqueurs contenus dans les rochesmagmatiques
acides etprécise
les axes cnsta ogra-phiques
associés à ox, x2 x3.Nous traiterons le cas des marqueurs de
symétrie cylindrique (K11
=K22 =F K33)
et celui des marqueurs desymétrie monoclinique.
Le cas des marqueurs desymétrie orthorhombique
se traite de la mêmefaçon
que le
précédent
en faisantK13
= 0.Dans les roches
magmatiques
acides lesphyllosili-
cates se
présentent
sous forme degrains aplatis
suivant le
plan
declivage ( a, b ),
alors que lesamphiboles
et la tourmaline sontallongés
suivantl’axe
cristallographique
c.Comme il n’existe pas de solution
analytique
pourdes marqueurs
triaxiaux,
dans le cadre du modèle de l’O.P.F. que nousutilisons,
nous les assimilerons à des marqueurs axiaux. L’axe de révolution des marqueurs axiaux sera note , es eux au es axes -équivalents
- sont notés OX* et 0 Y*(2).
L’axe de
révolution
des marqueurscorrespond
àc’ dans les
phyllosilicates
et à c dans lesamphiboles
et la tourmaline. Dans le cas des
phyllosilicates
et dela
tourmaline,
les axes de forme desgrains
coïncidentavec les axes propres de
[Kj],
l’axe de révolution de laquadratique
étant suivant OZ*. Dans le cas desamphiboles,
lescorrespondances
entre les axes mor-phologiques
et les axescristallographiques
sontOX* suivant
a’,
0Y* suivant b et OZ* suivantc.
Tableau II. - Tenseurs
[Kij] ] relatifs
auxprincipaux
constituants des rochesmagmatiques
acides. Axespropres et axes
cristallographiques.
[Tensors [Kij ] associated
with the maincomponents
of acidmagmatic
rocks.Eigen
axes andcrystallographic axes.]
On suppose que la matrice n’est pas
magnétique,
mais on
peut également envisager
le cas où celle-ci constitue un milieudiamagnétique
ouparamagnéti-
que
isotrope.
Onnéglige
les interactions entregrains
et les effets de
champ démagnétisant
danschaque grain,
cequi
estlégitime compte
tenu de leur natureparamagnétique.
Nous
envisagerons
d’abord le cas où le tenseur[Kij] ]
relatif aux marqueurs est desymétrie cylindri-
que
(2.3
à3.7).
Nous déterminerons ensuitel’expres-
sion du tenseur
[Sij] ]
dans le cas d’une déformation coaxialeisovolumique quelconque
pour des mar-queurs de
symétrie magnétique cylindrique
ou mono-clinique (3.8, 3.9).
2.3 EXPRESSION DE LA SUSCEPTIBILITÉ DE LA ROCHE SUIVANT LA DIRECTION DU CHAMP APPLI-
QUÉ ho.
- Le calcul estanalogue
à celuidéveloppé
dans
[27]
annexe 2 etqui
a trait à lasusceptibilité
réversible de marqueurs suivant une loi de
Rayleigh.
Soit
seo
lasusceptibilité
suivant lechamp magnétisant ho
= uoho, KI
=K2 =1= K3 les susceptibilités principa-
les des marqueurs,
(u. uO)2
le carré du cosinus del’angle
que fait lechamp magnétique
avec la direc-tion de l’axe de révolution des marqueurs orientés suivant le vecteur unitaire courant
u(03B8, ~)
et(2)
Nous avonsadopté
la notation(R’*) (OX’ * Y’ *Z’ * )
pour éviter toute confusion avec lerepère (R’ ) (OX’ Y’Z’ )
utilisé en 4.Do D ( 0, ’P)
df2 le nombre de cesgrains. 0
etç étant les
angles
habituels des coordonnéessphéri-
ques, d03A9 = sin 0 d 6
d’P.
On obtient finalement :On définit une
susceptibilité
réduite S en rappor- tant s à la valeur soqu’elle
aurait pour unerépartition
uniforme de la direction de leurs axes de révolution
sur la
sphère
de rayon unité(D (0, q; )
=1,
Do= N121r).
Ilvient: So = N K = 2 1T Do K, K
étant la
susceptibilité
moyenne(2 KI + K3) / 3. S
s’écrit en faisant
apparaître Hm :
L’anisotropie
de S se déduit de celle de I. Elle estfonction de
l’anisotropie magnétique
dugrain
et del’O.P.F. résultant de la déformation considérée.
Il est à remarquer que l’on retrouve cette même
intégrale
dans d’autres processus d’aimantation réversibles :susceptibilité
initiale d’un ensemble degrains
finsallongés
dontl’anisotropie
de forme estprépondérante, susceptibilité
réversible d’un ensem-ble de