Géologie structurale 1ère partie Tectonique analytique

Classe Education /S4 Module M25 : GEOLOGIE STRUCTURALE

Géologie structurale 1ère partie

Tectonique analytique

Pr. Mohamed SAADI

Année universitaire : 2019/2020 [Choisir la date]

Université Med V Faculté des Sciences Département de Géologie Rabat

INTRODUCTION

La tectonique ou géologie structurale, est une discipline des Sciences de la Terre qui étudie les structures, les déformations et les mouvements qui affectent les terrains géologiques ainsi que les mécanismes qui en sont responsables.

1- Structure : Les roches déformées sont organisées en « structures » (les plis, les failles, sont des structures tectoniques).

2- Déformation : les couches perdent leur structure originelle, généralement, horizontales.

3- Mouvements tectoniques : ensemble des déformations que subit l'écorce terrestre sous l'effet des forces géologiques, ou contraintes.

4- Mécanismes : phénomènes qui sont à l’origine de ces déformations et qui trouvent leur explication dans le mouvement des plaques lithosphériques (tectonique des plaques).

, les matériaux de l'écorce terrestre se déforment, parfois sous nos yeux. Par En résumé

exemple, à l'occasion de grands tremblements de terre, on observe couramment l'apparition de fractures qui tranchent les terrains. Le plus souvent, les déformations ne sont visibles ni à l’oeil nu, ni à l’échelle humaine. Elles se déroulent sur des millions d’années, à une échelle géologique.

Echelles d'étude

• spatiales : - tectonique analytique, au niveau microstructural (microscopique, métrique à décamétrique)

- mégatectonique, au niveau d'un massif (hm à km) - tectonique globale, au niveau des plaques

• temporelles : déformations à l'échelle de (s):

- temps géologiques : plissements, failles...

- la durée de vie d'un ouvrage: glissements, affaissement, séisme...

(heur, journée)

I. Déformation

En géologie, “déformation” est un terme générique qui décrit les changements de forme, de position ou d’orientation d’un corps soumis à des contraintes.

1. Les composants de la déformation

La déformation peut se décrire comme une combinaison de 4 composants :

 Translation

 Rotation

 Distorsion (ou « déformation (interne) »,

 Dilatation (Changements de volume).

a. Translation = changement de position

Figure 2. Exemples de translation, à différentes échelles (de l’affleurement au continent). Les vecteurs déplacement sont tous parallèles.

b. Rotation = changement d’orientation

Figure 3. Exemples de rotation, à différentes échelles ; surtout en association avec des failles courbes (failles listriques).

c. Déformation interne (distorsion) (= strain) = changement de forme

C’est le composant le plus important de la déformation, pour le géologue - Déformation linéaire

Allongement dans un sens, raccourcissement dans l’autre, comme un élastique qu’on étend ou une boule de pâte à modeler qu’on écrase.

- Déformation cisaillante (ou angulaire)

De la même façon, une déformation angulaire peut se mesurer par l’angle que font deux droites initialement orthogonales : le cisaillement angulaire (angular strain) Φ. On utilise aussi la déformation cisaillante (shear strain).

Figure 4. Déformation cisaillante.

d. Gain/perte de volume

Elle peut avoir lieu par différents mécanismes tels que:

- Compaction et fermeture de vides (porosités) entre les grains ; - Dissolution d’une partie de la roche ;

- Fracturation de la roche (qui augmente le volume en créant des vides entre les fragments) ;

- Réaction minérales et formation de nouveaux minéraux de volume molaire différent (métamorphisme).

Figure 5. Changement de volume. En haut, dessin de principe. En bas, exemples plus réalistes avec dilatation (à droite, formation de fissures remplies) ou contraction (en bas, fracturation).

2- Types de déformation

a. Homogène ou hétérogène

La déformation est dite homogène (b) si des lignes initialement parallèles le restent après la déformation.

On parle sinon de déformation hétérogène (c) dans le cas contraire, ce qui est d’ailleurs le cas général dans la nature.

Figure 6. Déformation homogène et hétérogène

b. Continue ou discontinue

La déformation est continue si ses propriétés varient progressivement dans l’objet déformé (pli, par exemple) ; elle est discontinue sinon (faille).

II- Les déformations cassantes et ductiles

Les roches, ou couches géologiques, peuvent subir deux types de déformation :

- Elles se cassent. On parle alors de tectonique cassante qui donne naissance à des fractures ou failles.

- Elles se plissent, forment des plis. On parle de tectonique souple.

a- La tectonique cassante

Ce type de tectonique donne naissance à des fractures de plusieurs catégories. On distingue les diaclases et les failles.

 Les diaclases

On parle de diaclase lorsque les terrains se cassent en deux ou en plusieurs blocs sans que ces derniers s’éloignent les uns des autres. On dit qu’il n’y a pas de déplacement relatif.

Photo 1 : diaclases

 Les failles :

Une faille est une cassure des couches avec un déplacement entre les deux parties. Les terrains se trouvent morcelés et déplacés les uns par rapport aux autres.

Figure 7 : Représentation schématique de couches affectées par une faille normale.

Figure 8 : Eléments des failles :a- rejet de la faille b- miroir de la faille c et d couche décalée par la faille e- jeu de la faille α- pendage de la faille ou pendage.

La déformation cassante se traduit par des plans de cassures avec déplacement relatif d’un compartiment par rapport à l’autre: les failles.

•El Asnam (1980), rejet de 2m

•Stries nées du frottement entre les deux compartiments

Figure 9 : Stries et rejet d’une faille

1- Les différents types de failles :

On distingue trois types de failles en fonction du glissement des compartiments situés de part et d'autre de la faille :

- Une faille normale : elle présente un glissement du compartiment supérieur vers le bas. Ce glissement se traduit par un écartement des deux compartiments.

Figure 10 : Faille normale

- Une faille inverse présente un glissement du compartiment inférieur vers le compartiment supérieur. Ce glissement se traduit par le rapprochement des deux compartiments.

Figure 11 : Faille inverse

Remarque

- Les failles normales accommodent la divergence et la distension

- Par contre les failles inverses accommodent la convergence et le raccourcissement

- Une faille de décrochement (décrochement ou faille décrochante) présente un glissement horizontal des deux compartiments suivant une direction parallèle à la faille.

Figure 12 : Faille décrochante

2- Les associations de failles :

 Les grabens :

Un graben est une structure tectonique constituée par des failles normales de même direction, et limitant des compartiments de plus en plus abaissés en allant vers le milieu de la structure. Elle peut se traduire dans la morphologie par un fossé d’effondrement (ou fossé tectonique). La formation d’un graben exige une extension (ou distension) de la région concernée (ce qui explique leur présence aux premiers stades d’une ouverture océanique).

 Les horsts :

Un horst est une structure tectonique constituée par des failles normales de même direction, limitant des compartiments de plus en plus abaissés en s’éloignent du milieu de la structure. Comme pour le graben, la formation du horst exige une extension.

Figure 13: Structures tectoniques en horst et graben

b- La tectonique souple

Ce second type de tectonique donne naissance à des plissements ou plis.

Ces derniers correspondent à des ondulations de strates formées d'une suite d’anticlinaux et de synclinaux.

 Les plis

Un pli est une déformation des couches géologiques. Il peut être convexe : Il s'agit d'un anticlinal ou concave : c'est un synclinal.

 Anticlinal : Un anticlinal est un pli convexe dont le centre est occupé par les couches géologiques les plus anciennes.

Figure 14 : Structure anticlinale. Le terme « anticlinal » prend en considération une notion stratigraphique. La couche la plus basse, qui occupe le coeur de l’anticlinal, est la plus ancienne.

 Synclinal: Un synclinal est un pli concave dont le centre est occupé par les couches géologiques les plus récentes. . La couche la plus ancienne se trouve à l'extérieur du pli.

Figure 15 : Structure synclinale.

 Eléments des plis :

Figure 16 : Les différents éléments constituants un plis.

- La charnière (hinge) est la zone de courbure maximum

- Les flancs (limbs) sont situés de part et d’autre de la charnière

- La ligne ou le point d’inflexion correspond au passage entre antiforme et synforme.

- Le creux est le lieu d’altitude minimum du pli, la crête le lieu d’altitude maximum. Ces deux zones ne coïncident pas forcément avec les charnières.

- La surface axiale (ou plan axial [axial plane]) contient les charnières des couches emboîtées.

- L’axe (axis) est la ligne (droite), parallèle à la charnière.

 Classification

On peut classer les plis selon deux points de vue principaux : - l'un géométrique,

- l'autre génétique.

-De point de vue géométrique

On définit les plis, du point de vue géométrique, selon la position de leur plan axial ou selon l'étirement des couches accompagnant leur plissement.

Figure 17 : Différents types de plis

En fonction de la position du plan axial, on définit :

- les plis droits, au plan axial vertical, dans lesquels charnière et crête se trouvent confondues, cette dernière pouvant être plane et les flancs verticaux, comme dans le pli « coffré » ;

- les plis dissymétriques, au plan axial incliné, dans lesquels la crête est décalée, par rapport à la charnière, du côté du flanc qui a le plus faible pendage. Dans les plis dissymétriques, les pendages peuvent être de sens opposés (pli simplement déjeté) ou de même sens (plis déversé, ou couché), et, dans ce dernier cas, l'un des flancs est « inverse », l'autre « normal » ; dans le pli en genou, l'un des flancs

est vertical. Enfin, dans certains cas, un pli peut être retourné, si bien qu'un anticlinal apparaît comme un synclinal, et inversement.

- Les plis sont dits cylindriques car ils sont engendrés par une génératrice (l'axe du pli) qui se déplace parallèlement à elle-même. A l'opposé, un pli conique est engendré par une génératrice se déplaçant par rotation autour d'un point fixe O.

- Si l'axe est courbé, il peut définir des structures en dômes (pli curviplanaire).

pli droit pli déjeté pli en genou

pli déversé

- Plis harmonique opposé à dysharmonique

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 dysharmonique.

- Plis isopaque, anisopaque

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

- De point de vue génétique o slump

Ce terme désigne des plis formés uniquement au sein de roches non encore lithifiées ou en cours de lithification (sédiments récents meubles, roches magmatiques incomplètement cristallisées). Ils sont attribués notamment au glissement gravitaire de sédiments gorgés d'eau sur une pente continentale.

Photo 3 : Slumps

o 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.

Figure 18 : Plis parasites et en fourreau o 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.

o pli de décollement

Pli associé à une zone de chevauchement

.

o plis superposés

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

Figure 19 : Plis de décollement et plis superposés

III. L’ellipsoïde de déformation (strain ellipsoid)

a. Déformation d’un marqueur rond

Figure 20 : Ellipsoïde de déformation

On considère un objet initial non déformé (pour simplifier: une sphère car les dimensions de l’objet sont les mêmes dans toutes les directions de l’espace. Cet objet est soumis à une déformation homogène, la sphère se transforme en ellipsoïde, l’orientation et la taille de L’

ellipsoïde permet de décrire totalement la distorsion subie par l’objet. Si le diamètre initial était de 1 , la longueur des 2 axes principaux de l’ellipsoïde vaut: X=1+ ε1 et Z=1+ ε 2

Ces 2 axes représentent le grand axe (déformation maximale ou X) et le petit axe (déformation minimale Z) de l’ellipsoïde. La déformation sur l’axe Y sera intermédiaire entre X et Z.

Figure 21. Ellipse de déformation. Ici, le rapport de forme vaut 3

NB – Si la déformation n’est pas homogène (ce qui est le cas dans la nature !), on ne sait pas décrire la déformation de façon simple.

La solution est alors de découper l’objet déformé en fragments assez petits pour que la déformation dans chaque fragment soit à peu près homogène.

Figure 22. Un objet déformé de façon hétérogène peut se décrire en le subdivisant en domaines plus petits où la déformation est à peu près homogène.

De la même façon, en 3 dimensions une sphère se déforme en un ellipsoïde dont les 3 axes sont X > Y > Z

Figure 23. Ellipsoïde de déformation. La sphère (à gauche, matérialisée par 3 plans orthogonaux) se transforme en un ellipsoïde.

b. Les deux types de distorsion homogène

Un marqueur sphérique peut être déformé de deux façons différentes - en « l’écrasant »,

- en le « cisaillant ».

De façon un peu plus rigoureuse, on parle de:

- déformation coaxiale (ou non-rotationnelle, ou cisaillement pur / coaxial strain, non- rotational strain, pure shear);

- déformation non-coaxiale (ou rotationelle, ou cisaillement simple / non-coaxial strain, rotational strain, simple shear).

- Dans une déformation coaxiale, les axes principaux de l’ellipse de déformation ne tournent pas. Un cas particulier de déformation coaxiale est le cisaillement pur, si le volume ne change pas.

- A l’inverse dans la déformation non-coaxiale (cas particulier : cisaillement simple), les axes peuvent tourner.

Figure 24. déformation non-coaxiale et déformation coaxiale

c. Forme de l’ellipsoïde de déformation

En 3 dimensions, l’ellipsoïde de déformation est défini par ses 3 axes, X ≥ Y ≥ Z.

Selon la taille relative des 3 axes, on peut distinguer deux cas extrêmes :

1- X > Y = Z. L’ellipsoïde prend la forme d’un cigare. Cette situation correspond à un étirement selon X (constriction, constriction).

2- X = Y > Z. L’ellipsoïde a la forme d’une crêpe (oblate shape). C’est un écrasement selon Z (aplatissement, flattening).

Une façon simple de représenter les différents cas est de construire un diagramme (diagramme de Flinn), ou on porte X/Y en fonction de Y/Z. Le paramètre de Flinn, k = x/Y - 1 Y/Z - 1 ,

permet de décrire la forme de l’ellipsoïde. k peut varier de:

0 (X = Y, aplatissement) à +∞ (Y=Z, constriction), en passant par toutes les valeurs intermédiaires.

Si: k>1, c’est la constriction qui domine ; Si k<1, c’est l’aplatissement qui domine.

déformation non-coaxiale

déformation coaxiale

1 2

Figure 25: diagramme de Flinn

d- Classification des ellipsoïdes de déformation - Déformation aplatissement (flattening) K= 0

Photo4

- Déformation en constriction (constriction) K= +∞

Photo5

Linéation (minéralogique , fossile, galet) sera parallèle à l’axe X IV-

les marqueurs de la déformation ductile.

A. Les marqueurs de l’aplatissement : schistosité et foliation.

La schistosité (cleavage) est une structure planaire d’origine tectonique. Elle exprime l’aplatissement de la roche qui se débite en feuillets parallèles dont l’orientation est généralement différente du litage initial telleque la stratification.

Selon l’intensité de la déformation on distingue plusieurs types de schistosités reconnaissables à l’oeil nu sur l’affleurement et l’échantillon mais surtout au microscope .

A.1. Différence entre schistosité et foliation

Ces deux termes désignent la même chose, soit le débit planaire d’une roche. Cependant, on les utilise pour des roches différentes.

Les roches faiblement métamorphisées ont une schistosité, c’est-à-dire un débit planaire de type ardoisier. Ce débit correspond à des plans de dissolution des minéraux de la roche soumise à un raccourcissement (Sghistosité de flux).

Les roches plus métamorphisées présentent une foliation (Schistosité de foliation), c’est-à-dire un débit planaire formé par des minéraux métamorphiques qui ont cristallisés selon cette direction.

A.2. Disposition de la schistosité

Sur les schémas, on désigne généralement l’attitude des plans de schistosité par S1, par opposition à S0 qui désigne les surfaces de stratification.

D’une manière générale, la schistosité se développe dans des séries fortement plissées et parallèlement aux plans axiaux de ces plis, ou en éventail légèrement divergent vers l’extérieur de la courbure. On parle de schistosité de plan axial et le pli est dit synschisteux.

Figure 26: Relation entre pendage de schistosité et pendage de S⁰

Dans des cas simples, cette disposition permet de dire, sur de petits affleurements, si l’on est dans le flanc normal, ou dans le flanc inverse du pli : dans le premier cas, la schistosité a un pendage plus fort que celui de la stratification ; dans le cas contraire, c’est l’inverse (fig. 26).

a- La schistosité espacée (spaced cleavage) ou schistosité de fracture.

Les surfaces de schistosité sont irrégulières, espacées de quelques mm voire quelques cm.

Photo 6 : schistosité de fracture

b- La schistosité de flux ou encore schistosité ardoisière.

Les surfaces de schistosité sont régulières, l’espace entre deux plans est inférieur au mm et n’est en général plus visible à l’oeil nu, il correspond à la taille moyenne des grains constituant la roche. La schistosité de flux apparaît avec un métamorphisme faible.

Photo 7 : schistosité de flux pénétrative dans les schistes

c- La foliation (shistosity, foliation)

Est une schistosité continue, les feuillets ont une composition minéralogique différente, les minéraux métamorphiques sont visibles à l’oeil nu, la roche est rubanée, le métamorphisme est plus fort.

Photo 8 : foliation au niveau d’in gneiss

d. La schistosité de crénulation.

Lorsque la surface de schistosité (a) est déformée par des microplis rapprochés, parallèles entre eux et souvent aigus (d).

Photo 9 : schistosité de crénulation

N.B. : La schistosité permet de connaître la position du plan d’aplatissement : défini par les axes X et Y de l’ellipsoïde. C’est donc un marqueur important dans l’analyse de la déformation ductile

B- Les marqueurs de l’allongement : linéations.

Les linéations sont des structures linéaires imprimées dans la roche, surtout visibles à l’échelle de l’affleurement et de l’échantillon.

- La linéation d’intersection résulte de l’intersection de deux surfaces, en général la stratification S0 et la schistosité S1.

- La linéation d’allongement ou d’étirement (stretching) correspond à des objets (galets, fossiles, minéraux, etc…) étirés de façon continue ou discontinue (fragments alignés).

- La linéation minérale correspond à des minéraux alignés suivant une direction préférentielle, soit des minéraux métamorphiques néoformés, soit des minéraux anciens réorientés.

- La linéation de microplissement correspond aux axes de microplis déformant une surface de stratification ou le plus souvent une schistosité antérieure au microplissement. Elle est souvent associée à la schistosité de crénulation.

Figure 27:Exemples de linéation : 1 – d'intersection entre une stratification S0 et une schistosité S1 ; 2 – d'étirement de petits galets ronds à l'origine ; 3 – minérale ; 4 – de crénulation.

- Le boudinage correspond au découpage régulier de bancs résistants entourés d’une matrice plus ductile. Les baguettes parallèles définissent la linéation de boudinage, l’étirement ductile puis la rupture des baguettes définit la direction d’allongement.

Photo 8: Les linéations minérales, d’allongement et le boudinage donnent avec précision la direction de l’axe X de l’ellipsoïde.

V. Les contraintes

Une contrainte : force exercée sur une surface , la contrainte (stress) est un vecteur σ = F/s la contrainte s’exprime en Pa ou en bar (leurs multiples en géologie sont le Kbar et le 1Gpa ( 1 Gpa = 10 kbar). Une contrainte contrairement à une pression est un vecteur.

NB –

Une contrainte forte sur une petite surface va engendrer des déformations importantes sur les roches.

1. Ellipsoïde des contraintes

De la même façon, en trois dimensions, une contrainte tri-axiale a trois axes principaux, et peut se représenter par un ellipsoïde dont les axes sont σ1, σ2 et σ3.

Une sphère (les trois contraintes principales sont égales, et égales à la contrainte moyenne), qui représente l’ellipsoïde de la contrainte moyenne (lithostatique).

σ = F/s

a- Contraintes et déformation

Les contraintes sont :

- soit isotropes (indépendantes de la direction) et elles se représentent sous forme de sphère ; si σ1 = σ2 = σ 3 = l'état de contrainte est dit lithostatique

- soit anisotropes (dépendantes de la direction) et elles se représentent sous forme d'un ellipsoïde

L'ellipsoïde de contrainte aura différentes positions en fonction de l'état de contrainte : - dans le cas d'une compression horizontale :

- dans le cas d'une distension horizontale

σ1 σ1

- dans le cas général

b- Structures tectoniques et contraintes

 Les diaclases

Les diaclases sont des discontinuités sans déplacement relatif, d'extension métrique à décamétrique, d'espacement métrique et d'ouverture variable. Le réseau de diaclases est souvent à peu près perpendiculaire aux strates des roches sédimentaires.

Leur origine est souvent tectonique et la conséquence des pressions subies par la roche (lithostatique, contraintes locales).

Figure 28 : Exemples de réseaux de diaclases (le trait double correspond à la stratification)

 Stylolithes

Ce sont des surfaces portant des pics et des creux, formées par la dissolution sous pression de la roche. Ils sont perpendiculaires à σ

1.

Des plans stylolithiques se forment perpendiculairement à la contrainte principale σ1 et à la direction Z de l'ellipsoïde de la déformation : ils marquent donc le plan d'aplatissement X-Y.

Ces plans sont irréguliers et constitués de pics stylolithiques qui indiquent la direction de Z. Ils

σ 3 σ 3

σ1

σ1

se forment par dissolution de la roche : une façon bien pratique d'accommoder le raccourcissement !

Photo 9 : stylolithes

 Fentes de tension

ouvertures remplies de silice ou calcite, disposées en échelon, parallèles à la contrainte principale et matérialisant un décrochement.

Photo 10 : fentes de tesnsion

Parallèlement à la contrainte principale σ1, des fractures vont s'ouvrir et leurs levres vont s'écarter et se remplir de calcite : ce sont les fentes de tension. La calcite cristallisent parfois en fibres qui s'orientent selon la direction d'allongement X.

Figure 29 : Relation fentes de tension contrainte maximale σ1

σ1

Les fentes présentent souvent une allure sigmoïdale.

Photo 10 : fentes de tesnsion

Les ouvertures se font par traction sous contrainte parallèle à leur direction (σ3).

Figure 30 : Fentes de tension formant deux systèmes en échelon conjugués

Elles sont comblées par des cristallisations, souvent de calcite ou quartz, croissant perpendiculairement à leurs lèvres.

Figure 31: Fentes de tension remplis par des cristallisations de calcite croissant perpendiculairement à leurs lèvres.(c’est la direction de sigma 3)

 Les grabens

Graben ou rift délimité par un système de failles normales conjugués (F). Des microstructures sont associées ; il s'agit de stylolithes (sty), de fentes de tension (ft), crochons de faille (cf), faille potentielle (fp). Dans ce cas : σ1 : vertical, σ3 : horizntal et σ2 horizontal dans l’axe du graben

 Les failles conjugées en décrochement

Le décrochement de gauche est qualifié de senestre (le compartiment de gauche se rapproche d'un observateur regardant le long de la faille) tandis que celui de droite est dit dextre (le compartiment de droite se rapproche d'un observateur regardant le long de la faille). Les stries sur le plan de faille et les pics stylolithiques sont horizontaux.

Dans ce cas : σ1 : horizontal, σ3 : horizontal et σ2 vertical

 Les failles inverses

Faille inverse associée à des fentes de tensions et des stylolithes Dans ce cas : σ1 : horizontal, σ3 : vertical et σ2 horizonatal

2- Les marqueurs de mouvements : les tectoglyphes

Tectoglyphe. ( n. m.) Marqueur d'origine tectonique présent sur un plan de fracture et susceptible de renseigner sur le mouvement relatif des deux compartiments.

•Il faut déterminer le sens de déplacement car il existe des stries de même géométrie avec des déplacements de sens opposés; les tectoglyphes permettent de connaître le sens de mouvement.

Figure 32 : Tectoglyphes : marques visibles sur un plan de glissement

Définition des fabriques mécaniques

Stries : résultent de l’entraînement dans le plan de la faille des fragments des roches les plus résistantes.

Rayure : une strie fine et courte ;

Cannelure : sont des creux plus profonds et plus longs que les rayures.

Figure 33

(a) : correspond à un marqueur mécanique : ‘s’ dans (a) correspond à une strie, et le ‘r’

correspond à rayure. ‘bl’ correspond à trace de blocage, et la lettre ‘t’ correspond à trainée.

Tectoglyphes mécaniques: plan pénétratif et lissage.

(b) : correspond à un marqueur mécanique : On a ‘ca’ qui est une cannelure et ‘ra’ qui est une rainure ;

(c) : correspond à un marqueur chimique : le ‘c’ dans (c) correspond à cristallisation sous-abris (recristallisation abritée) ; le ‘aut’ correspond à la cristallisation automorphe ; et le ‘fib’

correspond à la cristallisation fibreuse.

(d) : correspond à un marqueur chimique : contrairement à la (c) de cristallisation, la figure (d) montre des marqueurs de dissolution, avec le ‘st’ correspondant à stylolite.

(e) & (f) : fentes de tension avec (e) y a ‘fp’ fentes planes et (f) y a ‘fc’ fentes courbes ; (g) : réseau de fractures de type Riedel ;

(h) : organisation de plans de faille en segments.

3- Système de Riedel (Riedel,1928)

Définition

Réseau de fractures conjuguées en échelons se développant dans une zone affectée d’un mouvement décrochant ductile.

On note R ou R1, les fractures synthétiques du décrochement (mouvement de même sens) : elles font avec lui un angle de 15° environ.

On note R’ ou R2, les fractures antithétiques du décrochement (mouvement de sens inverse) : elles font avec lui un angle de 75° environ.

Dans un tel système, l’axe Z de l’ellipsoïde de déformation est horizontal et bissecteur du dièdre aigu R-R’, l’axeX étant horizontal, etY vertical.

Dans les cas simples, la reconnaissance sur le terrain des fractures R et R’, et éventuellement de fentes de tension, permet de reconnaître ce type de mouvement décrochant et d’en préciser le jeu.

Figure 34 : couloir de décrochement en système de Riedel

Figure 35: Système de Riedelà différentes échelles

VI. Rhéologie

Contrainte et déformation sont reliés par des lois physiques : les lois rhéologique ; la rhéologie est l’étude des relations entre ces deux grandeurs.

1. Modes de déformation des matériaux terrestres

N’importe quel matériau peut se déformer de deux façons différentes :

- de façon élastique (elastic deformation), c'est-à-dire avec une déformation instantanée et réversible (la déformation disparaît lorsque la contrainte est relâchée) ;

- de façon plastique (plastic deformation), c'est-à-dire avec une déformation non- réversible, généralement non-instantanée.

- Dans les deux cas, au-delà d’une certaine quantité de déformation, le corps se casse (rupture).

On représente souvent la déformation dans des diagrammes contrainte (différentielle) — déformation (stress—strain), σ = f (ε )

Figure 36. Déformation progressive d’un corps. Pour des déformations faibles, il se déforme de façon élastique

; au- delà d’un certain seuil, la déformation devient permanente (et plastique). On atteint enfin la rupture.

NB:

- Une roche a un comportement cassant si elle ne subit que pas, ou peu de déformation plastique avant la rupture. Elle a un comportement ductile si elle subit de grandes déformations plastiques.

- Les roches passent toutes par les deux modes de déformation (élastique et plastique) mais avec des importances relatives différentes

Figure 37. En haut, courbes contrainte— déformation ; en bas, schémas montrant la déformation qui a lieu dans trois scénarios : (a), déformation élastique n’atteignant pas la rupture ; (b), rupture d’une roche purement élastique ; (c), déformation plastique se terminant par une rupture.

- Corps élastique : la déformation est réversible et proportionnelle à la contrainte (pas d'influence du vecteur "temps", fluage est encore élastique) - ex. : la flexure des plaques lithosphérique

Flexure des plaques lithosphériques

Exemple ile de Hawai

Figure 38: Flexure de la plaque lithosphérique au niveau de l'ile d'Hawai

- Corps plastique : la déformation devient permanente au-delà d'un certain seuil de contrainte (se produit instantanément). Si on supprime la contrainte, la déformation conserve la valeur atteinte.

- Corps visqueux : la déformation à vitesse constante

2. Paramètres contrôlant la rhéologie des roches

Différents paramètres influent sur le comportement des roches : des matériaux différents vont, naturellement, avoir des comportements contrastés ; mais le même matériau, dans des conditions différentes (P, T…) peut se comporter de façon variable.

a. Nature de la roche

On comprend aisément que des roches différentes vont avoir des réponses rhéologiques différentes, selon qu’elles sont plus ou moins « molles » (on parle de compétence). Une roche est plus compétente si elle a un seuil plastique élevé (autrement dit, il est difficile de la déformer de façon plastique) ; par extension, si elle se déforme de préférence de façon cassante.

Empiriquement, on peut proposer une échelle de compétence (relative, de la plus faible à la plus forte) :

Sédiments : Sel (rock salt) – argile (shale) – calcaire (limestone) – grès impur (grauwacke, greywacke) – grès (sandstone) – dolomie (dolomite)

Roches magmatiques / métamorphiques : Schiste (schist) – marbre) – quartzite (quartzite) – gneiss (gneiss) – granite (granite) – basalte (basalt) – gabbro (gabbro).

Figure 39 : Domaine des failles en fonction de la profondeur et de la lithologie

b. Pression lithostatique

Figure 40. Influence de la pression lithostatique sur la rhéologie

L’augmentation de la pression lithostatique tend à rendre les roches plus résistantes (augmentation de la contrainte maximale supportée), et un peu plus ductiles.

a) Echantillon initiale ; b) déformation à faible pression ; c) déformation sous haute pression

c. Température

Figure 41 : Effet de la température sur la déformation.

De façon assez intuitive, l’augmentation de température diminue la résistance des roches, et les rend plus ductiles.

La combinaison des deux effets précédents rend bien compte d’une observation classique, que la croûte supérieure est cassante et la croûte inférieure ductile.

d. Vitesse de déformation

Figure 42: Effet de la vitesse de deformation

Une vitesse de déformation plus rapide rend les roches plus cassantes.

On peut donc avoir une déformation (localement) cassante même dans la croûte inférieure, si la déformation est assez rapide (fracturation hydraulique par exemple).

e. Pression de fluides (dans les pores)

Figure 43 : Effet de la pression de fluides dans les pores

L’augmentation de la pression de fluide dans les pores de la roche diminue sa résistance et la rend plus cassante (l’ouverture de mini-fractures dans la roche est en effet facilitée par la pression de fluides sur les bords des pores, ce qui rend la rupture plus facile).

3- Les niveaux structuraux

Les différents niveaux structuraux sont représentés dans le schéma de Mattauer :

 le niveau structural supérieur est le domaine des failles ; comportement cassant

 le niveau structural moyen est le domaine des plissements isopaques

 le niveau structural inférieur est le domaine des plis anisopaques ou semblables.

 dans la tranche supérieure, ces plis sont accompagnés d'une schistosité (plis d'aplatissement) ;

 dans la partie inférieure, la schistosité disparaît et fait place à l'écoulement (plis d'écoulement)

à l'échelle d'une chaîne de montagne

Figure 44 : En haut les niveaux de déformation correspondant à différents comportements des roches. En bas une coupe géologique simplifiée