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UNIVERSITE DE LUBUMBASHI

FACULTE DES SCIENCES

DEPARTEMENT DE GEOLOGIE

COURS D’ANALYSE STRUCTURALE

Destiné aux étudiants de L1 Géologie

Options : - Exploration et Géologie Minière

- Géotechnique et Hydrogéologie

Titulaire : Prof. Kapajika Badibanga

Année académique : 2010-2011

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Objectifs Généraux

Ce cours vise à donner aux étudiants les méthodes d’analyse et d’interprétation des

données structurales. L’accent sera mis sur le traitement des données à l’aide des canevas

stéréographiques et l’analyse de la déformation finie.

Objectifs spécifiques

A la fin du cours d’analyse structurale, l’étudiant doit être capable :

d’identifier sur le terrain les marqueurs structuraux planaires et linéaires ainsi que les

fluidalités magmatiques ;

de déterminer l’état de la déformation à partir des marqueurs ellipsoïdaux, et de

quantifier la déformation finie ;

de déterminer la vergence des structures à partir de l’analyse des microplis d’ordre

n+1 (plis parasites ou plis du second ordre) ;

d’établir des corrélations géologiques complexes en vue d’améliorer les cartes

géologiques ;

de résoudre les problèmes liés à la stabilité des massifs fracturés à partir des méthodes

structurales ;

de déterminer la distribution spatiale des contraintes principales à l’aide des canevas

stéréographiques ;

d’établir les cartes des trajectoires de contraintes d’une région tectonisée en vue d’en

déterminer la cinématique ;

d’établir des modèles d’écoulement souterrain des fluides à partir des structures

discontinues (fractures d’extension, joints, failles …) ;

de déterminer la relation entre la tectonique et la minéralisation en vue de faciliter

l’exploration et l’exploitation des matières premières.

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CHAPITRE I : NOTIONS DE BASE

I.1. Aspect géométrique, cinématique et dynamique

Trois aspects : géométrique ou structural au sens strict, cinématique et dynamique

peuvent être envisagés en géologie structurale. Si l’on considère un objet naturellement

déformé, on décrira d’abord cet objet. Si on connaît ou si on peut reconstituer la forme de

l’objet avant sa déformation, on cherchera aussi à décrire et à quantifier cette déformation ;

c’est l’analyse de la déformation finie c'est-à-dire de la quantité de la déformation totale de

l’objet considéré. Ces études relèvent de l’analyse géométrique. On peut chercher ensuite à

connaître le cheminement des divers points de l’objet considéré lors de son passage de l’état

initial à l’état final ; c’est l’analyse cinématique.

L’analyse dynamique se propose de préciser quelles sont les forces qui sont

responsables du processus de la déformation.

Dans l’étude d’une déformation naturelle, les difficultés augmentent lorsqu’on cherche

à passer de l’aspect géométrique, puis cinématique et enfin dynamique. A cet égard, la

déformation expérimentale est d’un grand secours car le système des forces appliquées est

connu et on peut facilement comparer l’état initial et l’état final de l’objet soumis à la

déformation. C’est aussi par la déformation expérimentale que l’on peut connaître la rhéologie

du matériau considéré c'est-à-dire l’évolution de sa vitesse de déformation en fonction des

divers paramètres que l’on applique.

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I.2. Les plans principaux de la déformation

Dans l’étude de la déformation, trois plans remarquables peuvent être définis : Les

plans XZ, YZ et XY.

Il faut noter que la quasi-totalité de la déformation est dans le plan XZ. Un terrain qui

masque ce plan rendrait une étude structurale presqu’impossible. Ce plan XZ contient la

linéation d’étirement.

Le plan XY permet de voir sur une surface d’anisotropie exemple S1 une linéation

minérale marquée par les minéraux aciculaires comme les amphiboles.

Le plan YZ permet de voir le sens du pendage d’une surface d’anisotropie c'est-à-dire

de schistosité. Dans ce plan, les objets étirés sont observés en coupe transversale et présentent

des sections circulaires.

Pour observer la déformation au microscope, les lames minces doivent être taillées

perpendiculairement à la schistosité et \ ou à la foliation et parallèlement à la linéation

d’étirement.

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I.3. Mode de représentation des éléments structuraux

a) Carnet de terrain

Eléments planaires

I. Soit à représenter si possible les éléments planaires ci-après :

Question Réponse1. N0°/0° Impossible parce qu’une couche horizontale

n’a pas de direction2. N0°/30°E

3. N0°/verticale

4. couche horizontale

5. N90°/45°NE Impossible car le pendage est toujours perpendiculaire à la direction d’une couche, ce qui n’est pas le cas ici.

Eléments linéaires

Représenter les éléments linéaires suivants

Questions Réponses1. N0°/10S

2. N20°/0°

3. N20°/Verticale Impossible car une ligne verticale n’a pas de direction.

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b) Projection stéréographique

1. Introduction

La géologie structurale s’est longtemps satisfaite d’un mode de représentation

qui ne faisait appel qu’à la figuration de l’intersection entre les structures tectoniques et un

plan. Ainsi la carte géologique, intersection avec la surface du sol et la coupe, intersection de

la même structure avec un plan vertical sont encore très souvent les seuls modes utilisés dans

l’étude d’un édifice tectonique. Les tectoniciens ont donc été amenés à adopter les modes de

représentation dans l’espace vu l’importance d’informations qu’ils avaient à manipuler.

La projection stéréographique a ainsi pris une place privilégiée dans la géologie

structurale, tant comme instrument de travail, de construction géométrique que comme moyen de

représentation de cette géométrie.

2. Principes de projection

La projection stéréographique est un mode de représentation et de construction

géométrique abstrait qui n’analyse que les rapports d’orientations des éléments tectoniques

dans l’espace indépendamment de leur position géographique.

Le principe de la projection stéréographique consiste à translater les éléments

parallèlement à eux-mêmes pour les reporter à une demi-sphère de référence et ils sont alors

projetés sur un plan.

3. Type des canevas

1°) Canevas de WULFF

La projection de WULFF est conforme, c’est un canevas dit isogone qui a la

propriété de conserver les angles.

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Supposons une demi-sphère limitée par un plan horizontal. Par convention, les

auteurs français utilisent la demi-sphère supérieure, les anglo-saxons, la demi-sphère

inférieure.

Coupons cette demi-sphère par un plan passant par son diamètre NS et incliné

par rapport à l’horizontale. L’intersection du plan et de la demi-sphère est un arc de cercle.

Projetons maintenant chacun des points de cet arc sur un plan horizontal. Cette projection sur

le plan horizontal détermine un arc de cercle. Si nous répétons l’opération avec une série des

plans passant par le diamètre NS et inclinés de 2° en 2°, nous obtiendrons toute une suite

d’arc de cercle. La projection du plan vertical coïncidera avec le diamètre NS ; la projection

du plan horizontal coïncidera avec le cercle extérieur de la figure. Ces arcs de cercle sont

dénommés sur la projection stéréographique les grands cercles.

Reprenons notre demi-sphère et recoupons-la avec un plan vertical parallèle au

plan vertical EW son intersection avec la demi-sphère détermine un arc de cercle analogue au

précédent. Si nous effectuons la même construction avec une succession des plans verticaux

recoupant le méridien NS de notre demi-sphère de 2° en 2°, nous obtiendrons un nouvel

ensemble d’arcs de cercle ; ces arcs sont désignés comme des petits cercles.

Les plans verticaux passant par le pôle nord et sud de la demi-sphère se

projetteront comme 2 points aux 2 pôles de la figure. Le canevas stéréographique de WULFF

est constitué d’un ensemble des grands cercles et de petits cercles.

Le cercle extérieur du canevas est dénommé cercle fondamental. Les 2

diamètres EW et NS sont appelés diamètres principaux. Il faut noter que toutes les

constructions faites sur ce canevas de WULFF considèrent chaque élément structural comme

significatif et analyse les relations entre ces éléments individualisés.

2°) Canevas de SCHMIDT

La projection de Lambert (SCHMIDT) est une projection équivalente. Une

autre démarche est également possible qui étudie la répartition des attitudes des éléments

structuraux sous un angle statistique et traite des populations d’éléments structuraux. En

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d’autre termes, il est possible de considérer comme négligeables des variations d’attitude liées

soit à des phénomènes complexes accessoires soit à des erreurs des mesures et de recherche

dans un ensemble des mesures des moyennes statistiques sur lesquelles porteront les analyses

et les interprétations. Le canevas stéréographique de SCHMIDT dit aussi isoaire s’oppose au

canevas stéréographique de WULFF par un certain nombre des propriétés. La propriété

essentielle du canevas de SCHMIDT est d’être construit de telle façon que les surfaces

limitées par 2 méridiens et 2 parallèles soient égales entre elles quelques soient leurs positions

sur la projection.

Notons également que les petits cercles du canevas de WULFF sont

représentés sur la projection isoaire par des arcs d’ellipses qui traduisent la déformation des

valeurs angulaires sur le Canevas de SCHMIDT.

Le stéréogramme de densité se prête particulièrement bien à l’étude d’éléments

structuraux dont l’orientation préférentielle est très imparfaite. C’est ainsi qu’elle s’applique

souvent aux études de pétrologie structurale basée sur les orientations d’axes optiques de

certains minéraux à l’échelle de l’échantillon. Le diagramme de densité est également bien

adapté en raison de son caractère statistique et de l’analyse structurale.

4. Notion de niveau structural et du mécanisme de la déformation

Pour étudier les déformations, il faut étudier le comportement des roches

lorsqu’elles sont soumises à des conditions de pression et de température croissante. Il est

donc nécessaire de s’inspirer des renseignements fournis par la mécanique des roches.

Les roches ont d’abord un comportement cassant mais avec l’augmentation de

la pression et de la température, le comportement devient ductile. Lorsque les conditions

atteignent le point de fusion, les roches se comportent comme des liquides.

Les mécanismes de la déformation dépendent directement du comportement

des roches :

Lorsque les roches sont cassantes, la déformation va correspondre à des plans de

rupture, on dit que le mécanisme élémentaire c’est le cisaillement ;

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Lorsque les roches deviennent ductiles, elles peuvent se déformer sans se casser, il y a

donc formation du pli.

Suivant le degré de ductilité, on distingue 3 types des plis :

- Dans un premier stade où la ductilité n’est pas encore importante, les strates vont se

plisser simplement en gardant leur épaisseur constante, la déformation restant plus

importante dans les charnières, il se forme les plis isopaques et le mécanisme

élémentaire est la flexion.

- Dans un stade plus évolué où la ductilité est devenue plus importante, les roches se

déforment très facilement, la déformation est aussi bien intense que généralisée et tout

élément de référence sphérique se transforme en ellipsoïde aplati. Les roches subissent

alors un aplatissement généralisé et acquièrent alors une anisotropie d’origine

mécanique qui est la schistosité ; les plis formés sont devenus anisopaques.

- A une certaine profondeur où les roches sont réchauffées à une température proche ou

supérieure à leurs points de fusion, elles vont se comporter comme des liquides plus

ou moins visqueux. Les roches vont donc s’écouler à la manière des liquides. Les plis

qui naissent sont différents des plis précédents et le mécanisme élémentaire est

l’écoulement.

Pour étudier les déformations apparaissant dans une chaîne, il faut subdiviser

celle-ci en une série des domaines où les lois de la déformation restent analogues, d’où on

peut comprendre et préciser les structures. On va définir les niveaux structuraux comme les

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différents domaines de l’écorce terrestre où les mécanismes dominant de la déformation

restent les mêmes. Les structuralistes utilisent le terme de niveau pour rappeler que les

différents domaines sont superposés les uns aux autres.

On distingue trois niveaux structuraux :

- Niveau structural supérieur (domaine de cisaillement) ;

- Niveau structural moyen (plissement anisopaque) ici il y a d’abord l’aplatissement

puis l’écoulement ;

- Le niveau structural inférieur.

Dans une tranche supérieure les plis sont accompagnés d’une schistosité

généralisée et là, la matière fond et se comporte comme un fluide, la limite supérieure de ce

niveau correspond au front supérieure de la schistosité. Ce niveau comprend lui-même de

sous-niveaux identifiés grâce aux différents types de schistosité (schistosité de fracture,

schistosité de fluide, foliation) c’est le domaine de métamorphisme.

Allure des niveaux structuraux

A l’échelle régionale on observe que dans une chaine, les limites de niveaux

structuraux ne sont ni horizontales, ni planes. Elles ont en moyenne, une allure anticlinale

très irrégulière .Cette allure dépend des facteurs suivants :

a) La profondeur 

Les conditions de pression et de température augmentant avec celle-ci ; elles

vont influer beaucoup sur l’allure de ces limites.

b) Le gradient de température 

Dans les régions à gradient élevé la roche devient ductile et atteint son degré

de fusion à des températures généralement inférieures que dans les régions à faible gradient,

l’épaisseur des différents niveaux structuraux est plus faible.

c) Le gradient tectonique

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Il s’agit ici de dissocier la pression lithostatique due au poids des roches

contenues dans une colonne, de la pression tectonique qui, elle, correspond à la contrainte

subie par une roche lors de la déformation, et de faire entrer en ligne de compte l’influence de

la contrainte tectonique. Ces variations influent sur l’allure des niveaux structuraux ; et de

façon générale, si la pression tectonique augmente, il en résulte une remontée des niveaux

structuraux.

e) La lithologie :

Toutes les roches n’ont pas le même comportement vis-à-vis de la même

tectonique, exemple : un bloc de l’écorce terrestre d’une dizaine de Km d’épaisseur pour une

même tectonique, si celui-ci est entièrement marneux, il sera d’autant plus facile à aplatir que

s’il s’agit d’un granite.

A l’échelle de la chaîne, l’observation montre que les niveaux structuraux sont

symétriques ou dissymétriques. Très généralement le niveau structural inférieur est le plus

important alors que les niveaux moyen et supérieur ne correspondent qu’à un faible volume

de la chaîne d’où l’intérêt d’étudier la tectonique profonde dans la chaîne.

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CHAPITRE II : DEFORMATION ET CONTRAINTE

II.1. DEFORMATION

II.1.1. Définition

Sous l’effet des forces extérieures auxquelles il est soumis, l’objet géologique peut

se déformer et subir des déplacements, translation et rotation.

Il existe 3 modes de déformations :

Compression ;

Etirement ;

cisaillement.

La déformation au sens restreint traduit le changement de forme subi par

l’objet considéré tandis que dans la translation, les vecteurs déplacements appliqués aux

différentes parties de l’objet sont identiques ; dans la déformation ils varient d’un point à

l’autre et on dira qu’il existe des gradients de déplacement au sein de l’objet (Fig.3a).

Mathématiquement on analyse la déformation à l’aide de tenseur.

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Un objectif géologique important demeure néanmoins la détermination des

translations et rotations subies par rapport au référentiel géographique extérieur. Ainsi on peut

vouloir mesurer le déplacement d’une nappe de charriage dans une chaîne de montagne ou

l’angle de rotation autour d’un axe vertical d’une plaque par rapport à une autre. Deux

méthodes permettent dans le cas favorable d’y parvenir :

L’une met en œuvre la comparaison entre l’état final et l’état initial quand ce dernier

est connu.

L’autre analyse des déformations observées dans les formations considérées (plis,

zone de cisaillement…)

Déformation homogène et hétérogène.

Une déformation homogène transforme toutes les droites que l’on peut inscrire dans

le solide en des nouvelles droites tandis qu’une déformation hétérogène transforme au moins

une partie de ses droites en courbes. (Fig.3b).

La déformation qui apparaît comme continu et homogène à l’échelle du massif ou

de l’affleurement se réduit parfois à l’échelle de l’échantillon ou de la lame mince à une

accumulation de déformations ou de déplacements produits sur des discontinuités régulières.

La déformation est dite pénétrative à l’échelle de l’affleurement ou du massif et non

pénétrative à l’échelle de l’échantillon ou de la lame mince. Fig.3b, Fig. 4 et Fig.5

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L’objet déformé est défini par ses dimensions. La déformation représente un

changement de longueur des segments composant l’objet initial et des angles entre ses lignes.

On peut définir l’extension e ou la déformation longitudinale qui exprime le

changement de la longueur. Si la longueur après la déformation est L1 et avant la déformation

L0, l’extension e=L1−L0

L0 (1). Ce rapport peut être positif, il s’agit d’un allongement ou

étirement ; il peut être négatif, il s’agit d’une contraction ou d’un aplatissement. On utilise

aussi le pourcentage d’extension (ex100) avec -1< e < +∞.

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La valeur de -1 est impossible. Supposons que la longueur initiale est unitaire, e = -

1 devrait impliquer que la ligne n’existe pas. Le stretch (étirement) s=L1

L0 (2)

e=L1−L0

L0

(1). eLo= L1- L0

e Lo+Lo =L1- Lo

Lo (e + 1) = L1

e+1=L1

L0

L’extension quadratique X=(e+1)2=(l1

l0

) 2

√λ = 1+ e

Si λ = 1 No change

λ > 1 : extension

λ > 1 : contraction (shortning).

Angle de cisaillement 𝝍 (psi)

La variation de l’angle entre 2 segments issus d’un même point (qui étaient

perpendiculaires entre eux avant la déformation) est défini par l’angle de cisaillement 𝝍 (Psi). Il est préférable de dire l’angle de distorsion.

Le cisaillement γ = atg𝝍

II.1.2. Ellipsoïde de la déformation finie (3D-Strain)

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Si on imagine que l’objet initial contient des petites sphères comme des

oolithes, après déformation homogène ces sphères sont transformées en ellipsoïdes et on peut

quantifier leur déformation en comparant la forme et la taille de l’ellipsoïde avec celles de la

sphère initiale. Cet ellipsoïde est appelé ellipsoïde de la déformation totale ou finie et ses axes

principaux sont X, Y et Z.

En comparant l’ellipsoïde et la sphère originale, il faut noter que le caractère

iso volume de la déformation n’est assuré que dans la déformation plastique au sens strict

étant entendu que les déformations en présence des fluides s’accompagnent souvent d’une

perte de volume liée à l’expulsion des fluides (Fig.6.) X≥Y≥Z.

Dans le cas d’une déformation homogène, on mesure la déformation sur une

collection des marqueurs (filons, galets, taches d’oxydation ou de réduction, …) par une

estimation statistique de longueurs des axes principaux de l’ellipsoïde de déformation dans les

plans remarquables (XZ, XY, YZ).

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Dans le cas d’une déformation hétérogène, on découpe le domaine étudié en

sous domaines dans lesquels la déformation peut être considérée comme homogène.

L’ellipsoïde de la déformation est l’un des concepts clés de la visualisation des

propriétés de la déformation homogène à trois dimensions qui est donc l’ellipsoïde de la

déformation à 3 axes orthogonaux principaux. Ce sont les 3 axes principaux de la déformation

finie de demi-longueur 1 + e1 ≥ 1 +e2 ≥ 1 +e3 Fig.7.

1+e1=X2

 ; 1+e2=Y2

 ; 1+e3=Z2

Les extensions e1, e2, e3 sont connues comme les déformations longitudinales

principales ; les rapports axiaux :

RXY=1+e1

1+e2

= XY

 ; RXZ=1+e1

1+e3

= XZ

; RYZ=1+e2

1+e3

=YZ

; sont les 3 rapports principaux de la

déformation et sont reliés par la formule RXZ=RXY . RYZ

La dilatation volumique est désignée par ΔV et le volume de l’ellipsoïde de la

déformation est donné par V=4 π (1+e1 ) (1+e2 )(1+e3) qui est dérivée du volume de la

sphère 4 π R3.

La dilatation proportionnelle est donnée par 1+∆V =(1+e1 ) ( 1+e2 )(1+e3).

II.1.3. Etats de la déformation

L’état de la déformation s’exprime par la forme de l’ellipsoïde de la déformation par exemple les ellipsoïdes de la déformation allongés et aplatis correspondent à des états différents.

Lorsque l’axe Y de l’ellipsoïde est invariant, la déformation est dite plane. Dans ce cas particulier, tous les déplacements peuvent être quantitativement décrits dans un plan et les lignes perpendiculaires à ce plan ne changent pas de longueur ou d’orientation pendant la déformation.

Les différents états de la déformation sont représentés par le diagramme de FLINN. (Fig.8.)

K=RXY−1

RYZ−1=tgα

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Le nombre K est la pente d’une droite passant par le point représentatif de

l’ellipsoïde et le point (1,1).

La valeur de K détermine sur la figure un certain nombre des domaines. Pour K = 0

l’ellipsoïde de déformation est de révolution (avec axe Z qui est l’axe de révolution ) et

aplati.

La déformation est dite de révolution si 2 axes sont égaux.

K= x / y−1y / z−1

Pour K = ∞, l’ellipsoïde de déformation est de révolution (avec l’axe X qui est

l’axe de révolution) et allongé (en forme de cigare ( prolate)).

Pour K = 0, l’ellipsoïde de déformation est de révolution (avec Z comme axe

de révolution) et aplati (en forme de galette (pancake))

Pour 0<K<1, l’ellipsoïde de déformation est encore aplati et la déformation est

du type aplatissement triaxial.

Pour K = 1, la déformation est plane et Y est invariant.

pour 1<K<∞, l’ellipsoïde est allongé en forme de cigare ; la déformation est du

type constrictif (constriction triaxiale).

II.2. Elément de Rhéologie

II.2.1. Déformation expérimentale

Il existe deux approches en déformation expérimentale :

La déformation par simulation analogique et les essais mécaniques.

La déformation par simulation analogique tente de reproduire au laboratoire des

situations naturelles complexes comme le diapirisme, la convection, les plis.

L’autre approche est basée sur les essais mécaniques dans lequels on s’efforce d’obtenir une

déformation aussi homogène que possible, par exemple un prisme droit à section carrée est

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transformé en prisme oblique à section carrée ; ou un cylindre en un nouveau cylindre de

diamètre et de hauteur différents. Ces essais sont destinés à connaître en terme de vitesse de

déformation la réponse d’un échantillon soumis à un régime de force simple ; les différents

paramètres susceptibles de modifier cette réponse (pression totale, pression partielle…) sont

contrôlés de façon aussi précise que possible.

Outre la réponse des matériaux appelée sa rhéologie, on peut s’intéresser aux modifications de

forme et à la structure interne de l’échantillon et rechercher ainsi la signature structurale

d’une déformation bien caractérisée

II.2.2. Déformation élastique, plastique et visqueuse.

Une éprouvette taillée dans un monocristal ou dans un échantillon de roche

est déformée en compression aura un comportement rhéologique caractéristique (Fig.9.)

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Sur cette figure, on porte pour chaque valeur de la pression appliquée encore

appelée contrainte normale σ la valeur de la déformation totale correspondante exprimé par

l’élongation e=L1−L0

L0

qui est une déformation longitudinale avec L0, la longueur initiale et L1,

la longueur finale.

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Cette déformation que l’on appelle déformation finie par opposition à déformation infinitésimale qui serait dL et qui n’est pas une mesure physiquement

significative de la déformation. εL=∫L0

L1

dLL

=lnl1

lo

 ; 𝜀L est dite déformation naturelle.

Pour des faibles déformations que l’on effectue généralement dans ce type

d’essais on peut confondre ces deux notions. La réponse du matériau sur la figure 8a se

présente d’abord par une droite de pente forte puis par une courbe de pente plus faible. La

première partie correspond à des déformations de l’ordre de 0,1%. Cette relation entre la

contrainte exercée et la déformation s’exprime par la relation σ=γε .Avec γ :module de

Young

Ce comportement linéaire correspondant au domaine élastique est réversible

c’est à dire que l’échantillon reprend sa forme initiale si la contrainte est supprimée. La

transition entre cette portion linéaire à forte pente et la portion à pente plus faible s’appelle la

limite élastique qui a pour cordonnées γ M εM et elle correspond à la contrainte maximum que

l’échantillon peut endurer sans subir de déformation permanente.

Au delà on entre dans le domaine plastique c.à.d. que si la contrainte est relâchée, l’échantillon ne restitue que la part de la déformation élastique. La déformation plastique mesurée par 𝜀p sur la Fig.8b est donc une transformation irréversible. La courbe correspondante n’est pas nécessairement une droite.

Sur la Fig.8b sa pente est positive signifiant qu’il faut constamment

augmenter la contrainte pour accroitre la déformation. On dit le matériau fait preuve de

durcissement. La pente de cette courbe peut être nulle c.à.d. ε p=¿¿ constante. On appelle

fluage à contrainte constante l’écoulement plastique produit dans ces conditions.

Si la vitesse de déformationε=dεdt

, est aussi constante, on parlera de fluage

stationnaire. C’est dans ces conditions qu’on mesure la loi rhéologique du matériau souvent

exprimé par l’équation de la vitesse de déformation ε=ε γn à t et p constante. 𝜀 est une

constante et n est un exposant de la contrainte qui dépend du mécanisme d’écoulement mis en

œuvre. Les liquides et certains solides peuvent se déformer de façon visqueuse. Ce mode peut

s’exprimer par l’existence d’une relation linéaire entre la vitesse de déformation et la

contrainte (Fluide Newtonien). γ=ηε, avec 𝜼, coefficient de viscosité.

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La rhéologie des corps visqueux est fréquemment marquée par l’absence d’un

seuil équivalent à la limite élastique associée à la déformation plastique Fig.8d.

Fréquemment, le durcissement accompagnant la déformation plastique

annonce l’étape suivante qui est la rupture ou la fracturation.

En tectonique où l’on s’intéresse aux déformations permanentes, on opposera

la déformation continue (plastique ou visqueuse, comportement ductile) à la déformation

discontinue ou cassante (comportement fragile).

II.2.3. Seuil de la percolation : transition visqueux-plastique

Certains processus conduisent à s’intéresser à la relation solide-liquide et à la

transition entre comportement visqueux et plastique.

On peut citer la compaction et les réactions de déshydratation dans une roche

sédimentaire ou faiblement métamorphique ; la fusion progressive d’une roche fortement

métamorphique ou la cristallisation d’un magma. Analysons le phénomène dans le cas de

fusion partielle. Les poches de liquide qui se forment dans un solide en cours de fusion sont

d’abord isolées. Pour un pourcentage de liquide par rapport aux cristaux mal déterminé et

probablement variable, les poches des liquides tendent à communiquer entre elles pour former

un milieu continu. Cette transition de la porosité sans perméabilité à la porosité avec

perméabilité s’appelle le premier seuil de percolation.

Si la fusion se poursuit, le liquide isole progressivement les parties cristallines.

Au moment où s’établit une perte totale de communication dans le réseau solide, on franchit

le second seuil de la percolation (Fig.10) qui est atteint pour un pourcentage de liquide par

rapport aux cristaux variable mais probablement situé au tour de 35%. Au-delà de ce nouveau

seuil, le milieu est un magma. C’est dire, une suspension de cristaux ou des pelottes dans un

liquide.

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Du point de vue rhéologique, la présence de quantités limitées de liquide dans

le solide tend à l’affaiblir mais le changement le plus spectaculaire intervient lors du

franchissement second seuil (35%) car on passe alors d’un comportement généralement

plastique (continuité d’une charpente solide à un comportement visqueux) suspension des

cristaux dans le liquide. Cette transition joue un rôle considérable dans le dynamisme des

magmas au cours de cristallisation. On peut donc admettre que la mise en place d’un magma

granitique s’achève lorsque la cristallisation franchit ce seuil.

II.3. Contrainte

II.3.1. Ellipsoïde de contrainte (Fig.11 a et 11b)

Dans l’expérience de la figure 11, une éprouvette cylindrique est soumise à

deux forces opposées correspondant à F appliquées perpendiculairement aux surfaces

opposées (S) ; chaque force crée une pression P= FS

appelée contrainte normale σ1. Dans cette

situation, on dira que la contrainte est uniaxiale.

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Une expérience plus complexe consisterait à soumettre l’éprouvette à des

contraintes distinctes σ1 perpendiculairement aux sections circulaires et puis σn

perpendiculairement aux génératrices du cylindre. En mécanique on dit que la contrainte est

triaxiale.

Dans cette expérience, on peut imaginer que tout élément de surface de

l’éprouvette est soumis uniformément à une contrainte normale σn, tandis qu’une contrainte

excédentaire σ = σ1 - σn s’exerce sur les sections circulaires. Cette contrainte excédentaire est

responsable d’éventuelles déformations et s’appelle la contrainte différentielle ou

Déviatorique ou encore le déviateur.

On peut imaginer une situation encore plus générale qui consiste à appliquer 3

contraintes différentes σ1 ≥ σ2 ≥ σ3 sur le couple de force d’un parallélépipède rectangle

(Fig.12). on peut alors définir une pression isotrope Pi. Pi=σ1+σ2+σ3

3 et des contraintes

déviatoriques principales respectivement σ1 – Pi ; σ2 – Pi ; σ3 – Pi. Au lieu de pression

hydrostatique, on emploie fréquemment le terme de pression lithostatique ou charge

géostatique pour designer la pression créée par le poids des roches, et en condition

expérimentale, fréquemment celui de pression de confinement.

26

L’état de contrainte en un point s’exprime mathématiquement par un tenseur à

six composantes indépendantes, et géométriquement par un ellipsoïde dont les 3 axes

représentent les 3 contraintes normales principales σ1, σ2, σ3.

A un point donné, P dans un corps, l’état de contrainte dépend de l’intensité

des forces internes agissant sur un ensemble des plans imaginaires passant par le point P. Pour

chaque plan considéré, il existe un vecteur-contrainte correspondant représenté par une flèche.

Le vecteur contrainte S se décompose en une composante normale et une

composante tangentielle. Il est plus pratique d’examiner S en fonction de 2 composantes : la

contrainte normale agissant dans la direction perpendiculaire au plan (Normal stress) et la

contrainte de cisaillement τ dirigée dans le plan lui-même (shear stress).

27

Seulement dans des circonstances spéciales le vecteur-contrainte S est

perpendiculaire à son plan associé entrainant ainsi une contrainte de cisaillement nulle sur le

plan considéré.

La connaissance d’un seul vecteur est insuffisante pour caractériser l’état de

contrainte au point P.

Pour décrire la contrainte en un point, nous avons besoin de trouver un moyen

de résumer la configuration des différents vecteurs-contraintes correspondant à tous les plans

passant par P. il y a 2 moyens pour le faire :

1. Moyen géométrique ;

2. Moyen algébrique.

1. Moyen géométrique

Il consiste à dessiner tous les vecteurs-contraintes tels qu’ils se recoupent sur le

point P. les têtes des flèches définissent collectivement une surface géométrique appelée

ellipsoïde de contrainte.

Il faut noter que les axes principaux de l’ellipsoïde des contraintes représentent

les directions et les grandeurs des contraintes principales.

Les 3 vecteurs-contraintes qui forment les principaux rayons de l’ellipsoïde

sont spéciaux dans le sens que les plans sur lesquels ils agissent sont orientés

perpendiculairement à ces repères. Ceci implique que les vecteurs-contraintes sur les plans

respectifs ne donnent pas de contraintes de cisaillement.

Ces vecteurs spéciaux qui correspondent aux principaux rayons de l’ellipsoïde

sont appelés les contraintes principales avec σ1 > σ2 > σ3.

Les 3 plans qui sont normaux à chacune des contraintes principales sont

appelés les plans principaux des contraintes.

28

2. Moyen algébrique

Une autre manière de déterminer la contrainte principale est celle qui permet de

calculer le vecteur-contrainte pour un plan d’orientation désirée.

On définit d’abord les coordonnées cartésiennes X,Y,Z. Le vecteur-contrainte

S et un vecteur unitaire N normal au plan considéré peuvent être spécifiés par leurs

composantes le long de ces coordonnées.

Exemple : Sx, Sy, Sz et l, m, n respectivement les composantes de S et N sont

liées par les équations linéaires :

SX=σ 1l+τ XYm+τXZn

SY=τYXl+σ1Ym+τYZm

SZ=τ ZXl+τZYm+σ 1Zn

qui peuvent être écrites sous forme matricielle :

Cette matrice 3x3 est une entité fixée pour un état de contrainte donné et sert

de lier un plan donné à son vecteur correspondant, cette matrice appelée tenseur des

contraintes est un moyen solide pour décrire l’état de contrainte en un point.

A propos de 9 termes du tenseur de contraintes, il s’agit simplement d’une

description de 3 vecteurs-contraintes agissant sur 3 plans orthogonaux qui ont des normales

parallèles à X, Y et Z respectivement nous référant à la figure 12 a et b, nous formons un très

petit cube à partir de ces plans orthogonaux.

Pour les côtés du cube faisant face à la direction X, le vecteur contrainte

associé à des composantes Sx, Sy, Sz, la première de normale, nous la notons σx parce qu’il

équivaut à la contrainte normale sur le plan en face, de X, la composante Sy sur le plan en

face de X est dirigée le long du plan et est donc une contrainte de cisaillement, on la note τ xy,

29

c’est la contrainte de cisaillement X dans la face X dans la direction Z. La contrainte Sz sur le

même plan est appelée τxy c’est la contrainte de cisaillement sur la face X dans la direction Z.

Il est à noter que les composantes des contraintes sur la face X forment la 1ère

rangée du tenseur des contraintes et que la 2ème et la 3ème rangée contiennent les contraintes sur

la face Y et Z respectivement, les 9 termes qui constituent le tenseur de contrainte décrivent

complètement les forces agissant en un point en relation avec des axes des coordonnées.

Pourquoi 9 termes alors qu’on a parlé de 6 composantes qui sont suffisantes

pour définir l’état de contrainte en utilisant la représentation de l’ellipsoïde ? Cela est basé sur

le fait que tous les 9 termes sont mutuellement indépendants. Pour que le cube soit en état

d’équilibre, la composante τxy qui devrait induire la rotation autour de l’axe Z doit être

contrebalancé par τyn tel que τxy = τyx, en plus en considérant l’équilibre rotationnel autour des

axes X, Y, il peut être démontré que τzy = τyz et τxy = τzx respectivement, le tenseur de

contrainte peut être exprimé en fonction de 6 quantité seulement.

L’apparence du tenseur est contrôlée par l’alignement des cubes qui, en retour

est fixé par notre choix de direction et des axes de coordonnées X,Y,Z. Pour un choix

judicieux de l’orientation de X,Y,Z, il est toujours possible d’apporter une transformation au

tenseur tel qu’il prenne la forme :

En examinant les rangées de cette matrice, ceci correspond à une orientation

des axes de coordonnées telle qu’aucune contrainte de cisaillement n’agisse sur des faces

X,Y,Z.

Cette situation est donc produite lorsque les faces du cube sont parallèles aux

plans principaux des contraintes de sorte que les axes de coordonnées soient parallèles aux

directions principales de contraintes et les contraintes normales sur les faces X,Y,Z

équivalentes aux grandeurs (magnitude) des contraintes principales σ1, σ2 et σ3.

30

Quelques états particuliers de contrainte

Le tenseur de contrainte dans sa forme diagonalisée constitue la base de la

classification des états de contraintes :

Etat de contrainte hydrostatique : les contraintes principales sont égales en

magnitude (grandeur) σ1=σ2=σ3 sont représentées par un ellipsoïde de contrainte du

type sphérique ;

Tension uniaxiale : σ1>σ2=σ3 ;

31

Compression uniaxiale : σ1=σ2>σ3

Pour quelques états de contrainte appelés contraintes planes, il existe un plan

sur lequel ni la contrainte normale, ni la contrainte de cisaillement ne s’exerce.

Trajectoires des contraintes

La variation des états de contrainte à travers un corps est décrite comme un

champ de contrainte lorsque l’état de contrainte aux points environnants sont identiques en

fonction de la taille des contraintes principales et de leur direction ; nous avons un champ de

contrainte homogène. De tels simples modèles apparaissent dans la nature pour des raisons

suivantes :

1°) Les forces de surface ou le déplacement appliqué sur les bordures d’un corps ne se sont

pas toujours uniformes

2°) Il existe une variation de forces dans un corps qui est due à la distribution des masses

(densité).

3°) Une variation interne peut exister dans les propriétés des contraintes – déformation dans

un corps.

Pour ces raisons, l’application des forces aux corps rocheux conduit à la

variation des contraintes connues comme champ des contraintes hétérogènes. Pour le

géologue la compréhension des tels champs est fondamentale pour les raisons suivantes :

La grande majorité des structures rencontrées dans les roches prennent leur origine

dans ces champs

Les champs de déformation constituent le moteur pour relier la variation des structures

observées à petite échelle.

32

Description des champs des contraintes

Les champs de contraintes à 3 dimensions dans lesquelles 3 constantes

principales varient en orientation à travers un volume rocheux posent les problèmes

significatifs en fonction de leur analyse et leur visualisation. En se référant au cas où la

contrainte principale est constante en orientation, nous allons donc nous intéresser à des tels

champs de contraintes à 2 dimensions. La description d’un état de contrainte à 2D en 2 points

exige la connaissance de 3 quantités. Cela peut être fait par l’enregistrement des valeurs des

contraintes σ1 et σ2 et de l’angle 𝜽1 défini comme l’angle entre l’axe γ1 et une ligne de

référence quelconque (Fig.14).

La description du champ de contrainte n’est pas aisée car ces 3 paramètres

doivent être spécifiés pour chaque point dans un corps. Nous pouvons établir des cartes pour

visualiser les images de variation de 3 quantités à travers le corps. L’exemple est celui d’une

carte de trajectoire des contraintes montrant les orientations locales des axes des contraintes.

Il ya deux familles de trajectoires l’une montrant les orientations locales des axes σ1 et l’autre

indiquant l’orientation de σ2 étant entendu que les 2 principaux axes de contraintes sont

mutuellement perpendiculaires. Les trajectoires de contraintes sont courbes avec des tangentes

parallèles aux axes de contraintes principales.

33

II.3.2. Diagramme de MOHR

La décomposition vectorielle s’effectue dans le cadre de la figure 15. Cette

décomposition est mise à profit dans une construction géométrique appelée diagramme de

Mohr qui permet d’estimer les contraintes normale et tangentielle s’exerçant sur un plan

orienté de façon quelconque par rapport aux contraintes principales.

34

Dans les conditions expérimentales illustrées par la figure 12a. Supposons pour

simplifier le problème que σ 2=σ1+σ3

2 c'est-à-dire que σ 2=σ i, la pression isotrope. Ceci

permet de traiter entièrement le problème dans le plan σ 1, σ3.

Soit F1 la force qui s’exerce perpendiculairement à la surface A (fig.14).

cherchons quelle sera sa décomposition en un point x d’une surface SS’ inclinée d’un angle α

par rapport à la direction de F1. au point X, la décomposition de la force F1 en une force

normale FN1 et une force tangentielle Fτ1 conduit pour un élément de surface unité aux

valeurs suivantes pour la contrainte normale σn1 et de la contrainte de cisaillement τ1

σ n1=FN1/ SS '=(F1/ A )sin2α=σ1 (1−cos 2α )

2

De même τ1=Fτ1/ SS '=F1 /A cosα sin α=

σ1 sin2α

2

35

Une décomposition semblable permet de connaître les conditions en σn et τ

pour l’élément de surface considérée au point X résultant de l’application F3 sur la surface qui

lui est perpendiculaire. On arrive de la sorte aux expressions :

σ n=σ1(1−cos2α)

2+

σ3(1+cos2α)2

ou σn=σ1+σ 3

2−

(σ1−σ3 cos2α)2

(1)

σ n=σ i−σ1−σ 3

2cos2α

τ=(σ 1−σ3)

2sin 2α (2)

On peut maintenant représenter l’état de contrainte au point X de la surface SS’

sur un diagramme portant la contrainte de cisaillement τ en ordonnée et les contraintes

normales en abscisse.

Les équations (1) et (2) sont les équations paramétriques du cercle de centre

σ i=σ1+σ2

2 et de rayon

σ1−σ2

2 ce cercle est le cercle de Mohr dont il suffit de représenter la

moitié. Les contraintes principales σ1 et σ3 sont les points d’intersection de l’axe des abscisses

avec ce cercle et σ 2=σ1+σ3

2 correspond à son centre compte tenu de notre choix initial σ 2=σ i

Les valeurs des contraintes normales σ1 et cisaillante τ s’exerçant sur un plan

incliné d’un angle α par rapport à la contrainte principale sont respectivement l’abscisse et

l’ordonnée de l’intersection du cercle avec la droite passant par son centre et faisant un angle

de 2α avec l’axe des abscisses. Ainsi, τ est nul pour α = 0 ou 90°, c'est-à-dire, le long des

faces parallèles ou perpendiculaires à σ1 et passe par une valeur maximum M=σ1−σ3

2 lorsque

α = 45°. Cette analyse démontre une propriété remarquable des faces perpendiculaires aux 3

contraintes principales σ1, σ2 et σ3 : ce sont les seules à n’être soumises qu’à des contraintes

normales.

36

II.4. Déformation progressive

Une déformation finie transformant une sphère représentative de l’état initial en un

ellipsoïde (ellipsoïde de la déformation finie) se réalise par l’addition d’incréments successifs  : la

déformation est progressive.

Pour un incrément très petit, la forme de l’ellipsoïde incrémental diffère très peu

d’une sphère mais l’orientation de ses axes principaux peut être variable.

Si les axes des ellipsoïdes incrémentaux demeurent parallèles lors de la déformation

progressive, on dira que celle-ci est coaxiale (Fig. 15a) (déformation pure ou cisaillement pur des

mécaniciens).

Si ces axes ne demeurent pas parallèles, la déformation progressive est non-coaxiale,

c’est le cisaillement simple (Fig.15b). Ainsi, dans le cisaillement plan (Y invariant), les axes X et Z

des ellipses incrémentaux sont constamment orientés à 45° du plan de cisaillement tandis que les axes

correspondant de l’ellipsoïde de la déformation progressive s’en écartent progressivement ; X se

rapprochant de la direction AB. On appelle cisaillement simple, une telle déformation.

Dans le cisaillement simple les plans de cisaillement (parallèles à AB et CD (fig.17b)

ne subissent aucune déformation : ils sont invariants.

Dans la déformation pure en déformation plane, il existe 2 plans invariants définis par

les intersections de la sphère et de l’ellipsoïde de la déformation finie (fig.17a). ces plans pivotent lors

d’une déformation progressive. La déformation pure et le cisaillement simple sont les 2 principaux

régimes de la déformation. En tectonique, ils peuvent intervenir seuls on associés.

37

38

CHAPITRE III : DEFORMATION DISCONTINUE

III.1. Mode de Fracturation et relation avec les contraintes

III.1.1. Déformation expérimentale

Dans un matériau isotrope suivant la valeur de la pression exercée

perpendiculairement à l’axe d’une éprouvette cylindrique, la fracturation adopte des modes différents

(Fig. 18).

A pression ambiante (σn = 1bar = 0,1MPa) un échantillon déformé en compression

cède par des fractures qui sont grossièrement parallèles à l’axe du cylindre c'est-à-dire à la direction de

la contrainte maximum σ1. ce type de fracture correspond à un écartement des lèvres

perpendiculairement aux plans de la fracture. On dira qu’il s’agit des fractures ou des fentes

d’extension (fig.18a).

En essai triaxial si on augmente simultanément la pression de confinement σn et la

contrainte σ1 (σ1 > σn), la fracture s’incline par rapport à l’axe du cylindre et le déplacement entre les 2

lèvres tend à devenir parallèle à la surface de fracture (décrochement) : c’est une fracture de

cisaillement (fig.18b).

Pour une pression de confinement supérieure, de telles fractures se multiplient et leur

décrochement individuel diminue. Elles deviennent symétriquement inclinées par rapport à l’axe du

cylindre. (Fractures conjuguées). Cet angle tend à croître sans dépasser 45° (fig.18c).

39

Enfin, pour des pressions de confinement élevées, la déformation devient pénétrative à

notre échelle d’observation ; l’échantillon supportant alors des déformations relativement importantes,

son comportement macroscopique peut être considéré comme ductile même si à l’échelle

microscopique la déformation se produit par l’effet conjugué des mouvements discontinus (fig.18d).

Ces divers comportements sont enregistrés sur la courbe contrainte/déformation où

l’on peut voir qu’avec la pression de confinement, le seuil élastique se relève tandis qu’augmente

l’étendue du domaine ductile avant rupture.

Ces résultats se généralisent aisément au cas où l’ellipsoïde de contraintes possède 3

axes distincts σ1 ≥ σ2 ≥ σ3 : les fentes d’extension se produisent dans le plan σ1- σ2. c'est-à-dire qu’elles

sont perpendiculaires à la direction σ3 tandis que les fractures de cisaillement contiennent la direction

σ2 et sont inclinés par rapport à σ1 et σ3 (fig. 20).

40

III.1.2. Enveloppe de Mohr et Critère de COULOMB

À l’aide des diagrammes expérimentaux comme celui de la figure

contrainte/déformation et utilisant le diagramme de Mohr on peut calculer la contrainte de cisaillement

critique correspondant à la rupture d’un matériau aux propriétés mécaniques isotropes pour des valeurs

croissantes de la pression de confinement. On définit ainsi une courbe expérimentale de rupture qui

mesure la résistance maximum τc du matériau au moment de la rupture pour différentes pressions de

confinement. On appelle encore cette courbe, enveloppe de Mohr car le cercle de Mohr représentatif

de toutes les situations possibles des contraintes exercées sur le matériau viennent la tangenter au

moment de la rupture (Fig.21).

Les coordonnées du point de contact permettent de connaître les contraintes

maximales normale σc et cisaillante τc qui s’exercent pour des conditions données de confinement sur

le plan de fracture dont l’inclinaison α par rapport à σ1 se déduit aussi du diagramme.

41

III.1.3. Fracturation assistée par la pression des fluides

Si une pression de fluide PF est créée dans le milieu, le centre du cercle de Mohr

représentatif de l’état de contrainte en l’absence de pression de fluide est translatée vers la gauche

d’une quantité PF le long de l’axe de contrainte normale (fig.22). Conséquence de cette translation, le

cercle représentatif de l’état des contraintes en présence de fluide vient tangenter l’enveloppe de Mohr

provoquant la rupture par fracturation assistée.

42

Si dans l’état initial, le déviateur (rayon du cercle sur le diagramme de Mohr) est

important, une faible montée de la pression de fluide suffit pour provoquer la rupture conduisant le

cercle de Mohr au contact avec la courbe enveloppe dans un domaine de pente faible (fig.22a).

L’angle α est alors grand et la fracturation se produit en cisaillement ; au contraire si le déviateur

initial est faible, la pression de fluide doit être élevée et se rapprocher de la pression hydrostatique

pour qu’il y ait fracturation assistée.

La translation du cercle représentatif est importante. Le cercle tangente la courbe

enveloppe près de l’origine dans un domaine de forte pente. L’angle α est faible et la fracturation se

produit en extension

La fracturation ouvre temporellement un conduit permettant l’expulsion du fluide. La

pression PF baisse alors dans le milieu poreux et la fracture se ferme. Une libération des fluides

continue dans ce milieu peut entraîner un fonctionnement cyclique des fractures. Ainsi une roche

poreuse dans laquelle des réactions de déshydratation ou de fusion partielle ont pu créer une pression

de fluide proche de la pression solide, peut céder par fracturation assistée quelle que soit la

profondeur. La fracturation n’est donc pas l’apanage des zones superficielles dès lors qu’interviennent

les fluides.

III.1.4. Fracturation hydraulique

Des formations imperméables soumises à une pression de fluide peuvent céder à la

fracturation hydraulique si une pression de fluide s’exerçant sur elle excède leur résistance. Une telle

situation peut apparaître lorsque les formations imperméables considérées entourent ou surmontent un

milieu où se crée une pression de fluide supérieure à la pression solide.

Parmi les causes susceptibles d’engendrer de telles surpressions on peut citer

l’augmentation de volume accompagnant certaines réactions de déshydratation ou de fusion partielle

ou l’effet des forces gravitaires créées au sommet d’une colonne de fluide (filon), moins dense que le

milieu solide environnant.

Un niveau impérméable peut aussi entraver le drainage des fluides vers la surface

permettant à la pression de fluide d’atteindre ou de surpasser la pression solide. Le milieu sous-jacent

peut se désagréger par fracturation et si la teneur en fluide dépasse environ 35 %, tendre vers une

suspension des matériaux solides au sein d’un fluide. On dira que le milieu est sous compacté. Ce

milieu perd toute résistance mécanique, sa viscosité se rapprochant de celle des fluides. Un tel milieu

liquéfié peut servir de niveau de décollement et de transport à une nappe de charriage.

43

Après expulsion du fluide et la fin des mouvements, un tel niveau se consolide sous

forme d’une brèche tectonique.

Le principe de la fracturation hydraulique est mis à profit pour fracturer les roches in

situ dans un forage en injectant un fluide sous une pression excédant la résistance du matériau en

place. On améliore ou on crée une perméabilité locale mise à profit en technique pétrolière pour

améliorer la récupération de l’huile et en géothermie pour créer ou augmenter la surface d’échange

calorifique entre le fluide et la roche.

III.2. Structure et interprétation

III.2.1. Joints et diaclases

Les joints et les diaclases sont des surfaces de débit des roches n’impliquant ni

déplacement ni remplissage (fracture sèche). Les diaclases sont perpendiculaires aux plans des

couches alors que les joints sont parallèles ou obliques.

Ces surfaces de discontinuité s’associent en un réseau débitant la roche en prismes

grossiers. Elles se développent dans les roches compétentes telles que les calcaires, les grès ou les

roches éruptives.

La schistosité de fracture peut s’apparenter aux diaclases. Ces surfaces de

discontinuité sans déplacement relatif peuvent avoir diverses origines. Le débit prismatique, plan ou

conchoïdal des roches volcaniques est attribué au retrait thermique pendant le refroidissement.

Les réseaux de joints et de diaclases ainsi que la schistosité de fracture

particulièrement développé dans les zones faillées ou plissées témoignent d’une relation entre leur

développement et l’exercice des contraintes (relaxation fragile d’une déformation élastique).

Enfin dans les roches compétentes et massives comme les granites, il apparaît souvent

un réseau de joints parallèles à la surface et se resserrant près de celle-ci appelé Ex-foliation et

attribués à la relaxation de la contrainte isotrope.

En effet lorsqu’un granite est progressivement exhumé par l’érosion, la composante

verticale de la contrainte diminue jusqu’à la pression atmosphérique et la déformation élastique du

granite conduit à une détente dans la direction verticale qui crée l’ex-foliation.

III.2.2. Fractures d’extension

44

Les fractures d’extension, fentes et filons se distinguent des joints et diaclases par un

remplissage témoignant une certaine ouverture.

L’analyse des fibres que forment communément les minéraux de remplissage montre

que le déplacement s’effectue principalement suivant la direction perpendiculaire à la fracture. Il peut

toutefois apparaître une composante de déplacement par cisaillement parallèle à la fracture. Cette

composante devient dominante dans le cas des failles où l’extension peut néanmoins intervenir

localement.

Sur le terrain, les fractures d’extension constituent des fentes et des filons effilés et

parallèles souvent associés suivant un système en échelon. Un tel système s’inscrit parfois à

l’intérieur d’une bande limitée par deux failles ou couloirs de cisaillement parallèles. L’angle entre la

direction de fente individuelles et celles de la bande est de l’ordre de 45°.

Si la déformation fragile s’accompagne d’une certaine ductilité, les fentes en échelon

peuvent se déformer enregistrant l’histoire de la déformation.

L’étude dynamique des fractures d’extension montre qu’elles se forment dans le plan

des contraintes principales σ1-σ2.

Lorsque l’analyse des fibres indique une ouverture avec une composante de

cisaillement, l’analyse du cercle de Mohr prédit que le plan de la fracturation devient oblique d’un

angle α sur le plan (σ1-σ2).

Un autre apport expérimental aussi mis en lumière par l’analyse de Mohr est qu’en

absence du fluide susceptible de créer une pression partielle, la fracturation d’extension ne peut se

produire que près de la surface.

La présence des fluides peut au contraire induire la rupture à n’importe quelle

profondeur. Nous admettrons que les fractures d’extension sont à l’exception des fractures les plus

superficielles produites par fracturation assistée ou hydraulique. Cette conclusion est confortée par le

caractère syncinématique (synchrone du mouvement) et non secondaire du remplissage minéral de ces

fractures. En métallogénie, la fracturation est donc à l’origine des gisements filoniens qui,

structuralement sont des remplissages des fractures d’extension (stockwerk).

45

III.2.3. Joints stylolitiques

Les joints stylolitiques (fig.23) sont des surfaces irrégulières finement hérissées

des petits pics, les stylolites, dont le contour est souligné par une concentration en minéraux

phylliteux et opaques. Ces joints s’observent surtout dans les calcaires où ils se forment par

concentration résiduelle des minéraux suite à la dissolution sous contrainte d’un niveau

donné. Les pics résultent probablement de variations dans la vitesse de dissolution, elle-même

subordonnée à une distribution irrégulière des impuretés insolubles. Ils sont donc parallèles à

la direction de raccourcissement. En raison de leur mode de formation, les joints stylolitiques

tendent à s’orienter perpendiculairement à la contrainte σ1, les stylolites pointant dans cette

direction. Les joints stylolitiques sont donc perpendiculaires aux fentes d’extension, il faut

noter qu’il n’en est pas toujours ainsi en particulier dans le cas de stylolites développés le long

des failles, les pics pointent alors dans la direction du déplacement contribuant à la striation

des plans de failles.

46

III.2.4. Failles

Les failles sont des surfaces de discontinuité affectées d’un déplacement

principal parallèle à leur surface. L’intensité du vecteur déplacement ou jeu de la faille peut

être déterminé si l’on dispose d’un nombre suffisant des repères décalés par la faille. Les

stries imprimées sur la surface des failles précisent sa direction et son sens.

II.2.4.1. Analyse géométrique des failles et des systèmes de faille

Les principaux types de failles sont présentés sur la figure 24

Soit une faille dont le plan est incliné. Si l’on appelle respectivement mur et

toit les lèvres inférieure et supérieure, une faille normale abaisse le compartiment situé au toit

(Fig.24a) et une faille inverse l’élève (Fig.24b).

Dans ces failles, la composante verticale ou déplacement (le rejet) est

dominante ; au contraire dans une faille de décrochement, ou décrochement (Fig.24c) le

déplacement est surtout horizontal.

La faille de décrochement est dextre si le compartiment le plus éloigné de

l’observateur se déplace vers la droite et senestre s’il se déplace vers la gauche.

Une faille normale inclinée, outre son déplacement vertical, crée une extension horizontale

d’autant plus importante que le pendage de la faille est plus faible. De même une faille inverse

crée un raccourcissement horizontal.

47

48

Les failles (Fig.25) s’associent parfois en système conjugué ; on distingue ainsi

des systèmes en extension (a) ; en raccourcissement (b) et en poinçonnement (c).

A l’échelle de la croûte terrestre les rifts sont des systèmes en extension. Leur

évolution en marge passive est l’expression d’un étirement crustal considérable. L’analyse du

système rift-marge passive suggère que les failles normales se couchent progressivement avec

la profondeur ; les couches sédimentaires initialement horizontales basculent d’un angle

correspondant. La composante horizontale du déplacement devient progressivement

supérieure à la composante verticale. De discontinue en surface, la déformation semble

simultanément passer à une déformation continue répartie de façon homogène à l’échelle de la

croûte soumise à un tel régime d’étirement horizontal. Il existe une transition comparable

entre les failles inverses superficielles et les charriages ductiles plus profonds.

49

III.2.4.2. Analyse dynamique

La relation générale entre le cisaillement le long d’une faille et l’orientation des

contraintes principales est connu dans le cas des roches isotropes à partir des déformations

expérimentales ou naturelles et elle est bien décrite par l’analyse du diagramme de Mohr.

L’orientation des contraintes principales est définie si l’on dispose des mesures

effectuées sur 2 failles conjuguées : la direction de σ2 est parallèle à l’intersection de 2 failles

et celle de σ1 est contenue dans le plan bissecteur du dièdre aigu formé par les failles.

La détermination de l’orientation de σ1 et σ3 est approximative et sinon

impossible si l’observation ne porte que sur une faille ; σ2 est perpendiculaire à la direction

du déplacement déterminé par exemple par des stries.

50

CHAPITRE IV. EMPREINTES DE LA DEFORMATION HOMOGENE DANS LES ROCHES

V.1. Introduction

Nous étudierons dans ce chapitre la déformation homogène de grande intensité

ainsi que ses expressions structurales.

Le concept de la déformation homogène n’exclut pas que la structure puisse

être hétérogène à une échelle plus réduite que celle qui est considérée.

La déformation plastique homogène dans un matériau cristallin s’exprime

généralement par l’apparition d’une anisotropie structurale planaire et linéaire. La structure se

renforce lors d’une déformation croissante. Les structures plano-linéaires sont

fondamentalement issues de l’aplatissement-allongement progressif et de l’orientation

concordante des principaux minéraux constitutifs de la roche ; et elles sont souvent soulignées

par un litage tectonique.

IV.2. Structures planaires

Nous distinguerons d’abord les surfaces structurales pénétratives, puis les

surfaces non pénétratives, ces dernières étant généralement soulignées par un litage ou un

micro litage.

Les roches à une structure planaire sont communément fissiles, c'est-à-dire

qu’elles possèdent la faculté de pouvoir se débiter en feuillets parallèles à cette structure

remarquable.

La fissilité résulte de l’anisotropie du milieu et s’exprime par une schistosité

fine et régulière dans le cas des ardoises et par un débit plus espacé et irrégulier dans le cas

des roches plus ou moins massives comme les calcaires et les gneiss. Ces discontinuités

structurales servent parfois ultérieurement comme des plans de glissement.

51

IV.2.1. Schistosité ardoisière et foliation

Les principaux minéraux constitutifs de la roche sont disposés à plat

parallèlement à un même plan. Dans le cas de la schistosité ardoisière, la taille des cristaux de

quartz, de calcite et surtout de phyllites, principaux responsables de l’anisotropie ne dépassent

pas quelques dizaines de microns, tandis que dans le cas de la foliation, les cristaux

généralement visibles peuvent atteindre plusieurs mm.

Outre cette question de taille des minéraux, la schistosité ardoisière ne

s’exprime que dans les roches riches en phyllites ; ce qui explique leur grande fissilité tandis

que la foliation peut apparaître dans une grande variété des roches : marbres, quartzites,

micaschistes, gneiss, amphibolites, péridotites….

Dans un métamorphisme croissant, il existe une transition continue entre la

schistosité ardoisière des ardoises et la foliation des micaschistes et des gneiss.

IV.2.2. Schistosité de Crénulation

Elle correspond à une structure non pénétrative à l’échelle de l’échantillon

caractérisée par une division rythmique de la roche en domaines planaires parallèles et

espacés de quelques mm à quelques cm (Fig.26).

La roche est ainsi finement litée avec alternance des lits plus épais et souvent

plus clairs, plus riches en quartz et/ou calcite et de lits plus étroits, plus sombres et enrichis

en phyllites et minéraux opaques.

Les micro-lits plus riche en quartz ou calcite correspondent souvent à des

charnières des plis soulignés par quelques micas. La schistosité de crénulation apparaît dans

des schistes riches en quartz ou calcite et les conditions d’un métamorphisme relativement

léger favorisant dans des roches plus riches en phyllites le développement de la schistosité

ardoisière.

52

On observe fréquemment le passage continu entre ces 2 types de schistosité

(ardoisière et crénulation).

Fig.26 : Différents types de schistosité de crénulation a, b, c, d, schistosités marquées par des

plans de dissolution (ombrés). –a- absence de schistosité pénétrative, schistosité de fracture ; -

b- schistosité pénétrative parallèle au plan de concentration des minéraux insolubles ; -c- et –

d- schistosité oblique sur un plan d’anisotropie antérieur avec développement des micro-plis

symétrique (-c-) et dissymétrique (-d-) ; -e- et –f- schistosité de crénulation due à des

microplis rythmiques avec ou sans dissolution.

IV.2.3. Schistosité de Fracture

Elle correspond à un débit relativement espacé et irrégulier, portant souvent

l’empreinte de dissolution. Elle débite préférentiellement les lits compétents (c'est-à-dire

rigides) alternant avec des lits incompétents (ductiles) où se développe plutôt une schistosité

ardoisière ou de crénulation.

La schistosité de fracture dessine dans la charnière des plis ouverts un éventail

convergent vers le cœur du pli. Les blocs débités par la schistosité de fracture dans un niveau

compétent s’appellent microlithons. On distinguera les vrais glissements entre microlithons

des glissements apparents liés à la dissolution selon que le plan de discontinuité est marqué

par une fracture franche éventuellement tapissée par des minéraux de remplissage (quartz,

53

carbonate) ou par variation progressive de composition chimique par exemple un

enrichissement en minéraux phylliteux.

Contrairement aux domaines situés entre les plans de schistosité de crénulation

typique, les microlitons, plus rigide, ne sont pas affectés par des microplis.

IV.2.4. Litage tectonique

La présence d’un litage s’exprimant à diverses échelles par des lentilles ou des

lits réguliers parallèles entre eux est la règle commune dans les roches métamorphiques

foliées.

La ressemblance avec le litage et la stratification des roches sédimentaires peut

donner l’illusion qu’il s’agit d’un simple litage. L’origine du litage tectonique est cependant

plus complexe. Nous distinguons 2 cas selon qu’il est d’origine essentiellement chimique ou

mécanique. Dans le premier cas, la dissolution-cristallisation rythmique de la schistosité de

crénulation crée au sein d’une roche qui pouvait être homogène une différenciation chimique

par exemple en lits alternativement plus riche en quartz, feldspaths et ferromagnésiens

(minéraux opaques). Cette différenciation se conserve lors d’un métamorphisme croissant

donnant naissance au micro litage caractérisant les gneiss.

Un autre cas de différenciation d’origine chimique est celui des roches

soumises à l’injection dans des fractures parallèles des fluides hydratés ou magmatiques

endogènes ou exogènes. Tous les autres litages résultent de la transposition tectonique. Celle-

ci intervient dans le cas de certains matériaux présentant dans leur état initial des

hétérogénéités de natures diverse (lits, filons, inclusions) dont toutefois la nature et

l’abondance ne sont pas susceptibles de modifier de façon significative de rhéologie de

l’ensemble ; ces objets subissent des rotations et éventuellement des étirements qui les

amènent progressivement en coïncidence avec les structures de la déformation homogène.

54

IV.3. Structures linéaires

On appelle linéation toute trace linéaire inscrite sur le plan de schistosité ou de

foliation.

Cette référence à la foliation ou la schistosité est indispensable car une ligne

inscrite sur un autre plan, à l’exception du litage dans certains cas particuliers, n’a aucune

signification. Pratiquement, ceci revient sur le terrain à identifier le plan de schistosité ou de

foliation avant de rechercher la trace d’une linéation.

Il existe toutefois des tectonites dites L-tectonites par opposition (à S-tectonites

où seule la foliation est identifiable), dans lesquelles on ne peut pas identifier de plan mais

seulement une linéation en raison de symétrie axiale de la déformation par rapport à cette

linéation.

.3.1. Linéations Minérales

Elles sont caractérisées par une orientation parallèle des minéraux présentant

un habitus anisotrope. On peut distinguer des linéations liées à un habitus prismatique ou

aciculaire comme dans le cas des amphiboles, pyroxènes, sillimanite, tourmaline et des

linéations liées à des minéraux au faciès tabulaire comme les phyllites, les chloritoïdes,

certains feldspaths.

La linéation est alors due soit à un allongement préférentiel dans le plan des

tablettes soit à une disposition de ces minéraux en zone autour d’un axe qui est la linéation.

Lors de déformations importantes, certains matériaux ou minéraux moins

ductiles que leur matrice se fragmentent perpendiculairement à la direction d’étirement. La

matrice s’injectant dans les fractures peut les diviser en tablettes isolées. La normale aux

tablettes coïncide alors avec la direction d’étirement. Cette linéation de pull-appart est bien

55

connue dans les orthogneiss et dans les péridotites où elle affecte respectivement les gros

feldspaths alcalins et les cristaux d’orthopyroxène ou les amas de chromite massive. On peut

enfin assimiler à la catégorie des linéations minérales le remplissage fibreux de certaines

fractures ou de zones abritées.

IV.3.2. Linéation d’agrégat

C’est tout alignement au sein d’une schistosité ou foliation d’objets allongés

distincts de la matrice.

Lorsque le métamorphisme est faible ou absent, l’origine des objets peut être

précisée ; on définit par exemple des linéations dues à l’étirement des fossiles, des galets, des

phénocristaux etc.

Lorsque le métamorphisme est important, la recristallisation produit des

agrégats des cristaux dont on précisera la nature, exemple : agrégats quartzo-feldspathiques.

Les baguettes (rodes) sont des linéations constituées d’agrégats souvent riches

en quartz et très allongés formant des faisceaux parallèles. La structure en baguette est

commune dans des faciès ou la foliation est difficile à identifier.

Lors de glissement couche par couche, des objets durs peuvent graver leurs

empreintes dans ces couches sous forme des stries parallèles à la direction du mouvement.

IV.3.3. Linéations d’intersection

Elles apparaissent chaque fois que la nouvelle schistosité ou la foliation se

superpose obliquement sur une surface plus ancienne, schistosité ou litage. La linéation

d’intersection s’observe indifféremment dans la schistosité de plan axial ou sur la couche

déformée. Dans le plan de schistosité, elle s’exprime par des traces parallèles de nature

distincte provenant de l’intersection des couches déformées et du plan de schistosité.

Quand le litage est fin et plus ou moins lenticulaire, ce type de linéation peut se

confondre avec des rods. Un examen très attentif est alors indispensable car la signification de

ces deux linéations est généralement différente.

56

La linéation d’intersection peut également s’observer dans la couche déformée,

elle apparaît alors comme la trace de la schistosité ou de la foliation de plan axial.

Lorsque la couche plissée était déjà schisteuse comme dans le cas d’anciennes

marnes ou pélites, l’interférence avec la nouvelle schistosité de plan axial conduit au débit de

la roche en petits prismes communément appelés débit en crayon ou en frite.

IV.3.4. Linéation de Gaufrage

Ce type de linéation s’exprime par des petits plis serrés d’axes plus ou moins

parallèles. L’aspect général est celui d’une tôle ondulée. Les microplissements responsables

des linéations de gaufrage se produisent dans des matériaux finement structurés et

incompétents comme des pélites, marnes, schistes, ou certaines micaschistes. Les roches

compétentes au contact avec des couches incompétentes développent parfois de meneaux

(mullions) qui se distinguent des gaufrages par une période sensiblement plus grande.

IV.3.5. Linéation et ellipsoïde de déformation

La question d’orientation des linéations par rapport aux axes principaux X et Y

de l’ellipsoïde de révolution n’admet qu’une réponse immédiate. Nous pouvons citer quelques

linéations qui s’orientent parallèlement à l’axe X de l’ellipsoïde de révolution :

Les linéations minérales créées par des minéraux à faciès prismatique (amphiboles) ou

à faciès aplati mais présentant néanmoins un allongement comme les feldspaths ;

Les linéations dues à des cristallisations en zones abritées et à des ombres de pression ;

Les linéations d’agrégat chaque fois que l’on peut montrer qu’elles proviennent de la

réorientation d’objets préalablement allongés ou de l’étirement d’objets initialement

peu allongés.

Les linéations provenant de la rupture des couches par étirement, tendent

contrairement au cas précédent à coïncider avec la direction Y de l’ellipsoïde de la

déformation finie. C’est le cas pour la trace laissée dans le plan structural par le boudinage des

couches plus compétentes étirées et fragmentées au sein d’une matrice moins compétente ou

par une linéation minérale de pull-apart.

57

IV.4. Interprétation des structures de la déformation continue homogène

IV.4.1.Mécanismes responsables du développement des structures.

IV.4.1.1. Dépôt et écoulement dans un fluide

La sédimentation des particules et des cristaux ou leur écoulement au sein d’un

milieu fluide (eau ou bain fondu) conduit au développement des structures plano-linéaires.

Ainsi, les caractères rythmés de la sédimentation crée un litage auquel par compaction peut se

superposer une schistosité.

Lorsque la sédimentation est dynamique (courant, glissement des couches), le

plan de dépôt porte souvent une linéation et se plisse comme une roche déformée à l’état

solide. La nature de la roche et le contexte géologique permettent souvent de distinguer des

structures créées en milieu liquide ou solide. Ainsi, la structure fluidale d’une lave est

attribuée sans équivoque à un écoulement magmatique. De même dans un granite, la structure

magmatique marquée par l’alignement des feldspaths et des minéraux ferro-magnésiens se

distingue d’ordinaire aisément de la foliation produite par déformation plastique à l’état

solide.

IV.4.1.2. Interprétation des structures de l’écoulement visqueux

On considère ici, uniquement la situation d’un fluide s’écoulant de façon

laminaire c'est-à-dire telle que les couches du fluide glissent les unes sur les autres de façon

indépendante et suivant les trajectoires parallèles.

Dans un tel écoulement, les couches du fluide sont animées des vitesses

différentes (on dira qu’il existe un gradient de vitesse), ce qui crée des cisaillements entre les

couches.

En raison de la nature d’écoulements, on appelle le plan correspondant, le plan

de lamination. Le cas de l’écoulement turbulent donnant lieu aux slumps et à des structures

apparemment désordonnées relève de l’analyse des plis. Nous allons examiner d’abord le cas

de la réorientation des objets déformables, puis des objets rigides.

58

Un massif éruptif contient fréquemment des enclaves déformées qui peuvent

provenir d’un autre magma imparfaitement mélangé avec le premier. Si tel est le cas, le

problème de la déformation et de la réorientation de ces enclaves pendant l’écoulement

magmatique peut être assimilé à celui de la déformation des marqueurs passifs c'est-à-dire

ayant une viscosité comparable à celle du milieu environnant dont ils n’altèrent pas le

comportement mécanique. De tels marqueurs, s’allongent progressivement dans le plan XZ de

la déformation suivant la direction X et permettent une mesure d’autant plus précise de la

déformation finie que leur viscosité se rapproche de celle du milieu ambiant (fig.27).

Si le rapport de viscosité augmente en faveur de l’enclave, ces conclusions

deviennent caduques. On passe à la situation maintenant décrite dans le cas limite des

particules rigides (fig.28).

Les particules rigides vont acquérir une orientation préférentielle dans la

mesure où elles possèdent une anisotropie de forme (anisométrie).

En raison du couple qui existe entre deux couches adjacentes des fluides, le

plan d’anisométrie de ces objets rigides subit une rotation progressive le conduisant à

s’aligner parallèlement au plan d’écoulement.

Une fois acquise, cette orientation est stable si l’écoulement est coaxial. Par

contre dans le cas d’un écoulement non coaxial cette orientation n’est généralement pas

stable.

59

60

CHAPITRE V. DEFORMATION CONTINUE HETEROGENE : STRUCTURES TYPIQUES

V.1. Introduction

Nous décrirons et analyserons d’abord quelques microstructures hétérogènes

créées par la présence au sein d’une matrice en écoulement d’un objet rigide généralement un

minéral peu déformable.

Nous considérerons en suite les structures les plus typiques de la déformation

hétérogène observable à toutes les échelles. Ce sont les zones de cisaillement, les boudinages

et les plis qui sont des instabilités correspondant respectivement aux 3 modes de déformation :

cisaillement, étirement et raccourcissement.

V.2. Microstructures

Les structures les plus communes sont les cristallisations en zone abritées ou

encore ombres de pression, les cristallisations avec inclusion spirale et les croissances

fibreuses dans les micro-fractures. Dans ces 3 cas, la croissance cristalline qui accompagne la

déformation constitue un enregistrement de la déformation progressive et pourra être utilisé à

des fins cinématiques.

La nature des minéraux qui cristallisent pendant cette déformation peut être

aussi symptomatique d’un métamorphisme déterminé. L’analyse de ce métamorphisme et la

datation des minéraux permettent de préciser les conditions physiques et l’âge de la

déformation considérée.

V.2.1. Cristallisation en zones abritées et ombres de pression

Des objets ou des cristaux durs (pyrite, grenats, feldspaths etc.) pris dans une

matrice plus déformable présentent fréquemment un double sillage allongé suivant la

direction X et éventuellement suivant Y.

La description portera sur 2 points :

61

La nature des minéraux présents dans ce sillage, structure interne et relation de cette

zone avec la schistosité encaissante. On parlera de zones abritées lorsque les minéraux

remplissant ce sillage ont une structure fibreuse ou lamellaire indépendante de

schistosité encaissante et d’ombre de pression dans les autres cas. Dans les milieux où

opère la dissolution-cristallisation, les principaux minéraux qui se développent dans

les zones abritées sont :

Le quartz, la calcite et les minéraux phylliteux principalement la chlorite. Le quartz et

la calcite croissent en fibres perpendiculaires à la surface libre et la chlorite en feuillets

parallèle à cette surface (Fig 29). La surface libre est engendrée au cours de la

déformation par une microfracture d’extension qui se localise généralement au contact

du cristal dur, dans ce cas, les cristallisations les plus récentes dans la zone abritée sont

les plus centrales.

La fracturation peut toutefois se produire à la limite extérieure de la zone

abritée.

Les minéraux cristallisés, en zone abritée de la figure 29 ne montrent pas des

courbures. Le caractère symétrique (Fig.29a) ou non symétrique (Fig.29b) du remplissage

reflète simplement l’orientation adoptée au départ par le cristal dur et par conséquent n’a pas

de signification particulière. Par contre, les remplissages sont fréquemment courbes sans que

le tissus schisteux environnant ne soit déformé ce qui permet d’éliminer l’hypothèse d’une

déformation consécutive à la formation de la zone abritée.

Les zones abritées peuvent aider à déterminer le régime de la déformation

(coaxiale et non coaxiale) et dans le cas d’une déformation due à un cisaillement à définir le

sens de ce cisaillement et éventuellement son intensité. Dans une déformation progressive,

l’allongement instantané d’une zone abritée s’effectue parallèlement à la direction X (et

éventuellement Y) de l’ellipsoïde de la déformation instantanée ; cette direction est elle-même

à 45° du plan de cisaillement dans un cisaillement simple dans le cas de dissolution-

cristallisation en principe perpendiculaire à la contrainte principale σ1.

Les fibres et lamelles qui croissent lors de cet incrément de déformation

peuvent ne pas être parallèles à cette direction car leur direction de croissance est réglée par

celle de la fracturation.

62

V.2.2 Minéraux à inclusions spirales et sigmoïdes

Certains minéraux de grande taille des roches métamorphiques, les

porphyroblastes, contiennent des inclusions dont l’alignement dessine des micro-plis ou des

spirales. Le grenat, l’albite, l’andalousite, la staurotide sont des porphyroblastes à inclusions

les plus communs.

Les inclusions sont de natures variées : quartz, amphibole, micas, graphite,

magnétite etc.

On distingue 2 situations selon que le porphyroblaste s’est développé pendant

(croissance syncinématique) ou après la déformation (croissance post-cinématique).

Les porphyroblastes dont la cristallisation est syntectonique présentent des

inclusions en double spirale.

Cette double spirale résulte d’une rotation du porphyroblaste au cours de sa

croissance. L’axe de rotation étant généralement Y de l’ellipsoïde de la déformation, l’analyse

de telles structures devra s’effectuer dans le plan XZ.

Lorsque la rotation des inclusions mesurée sur une des branches de la spirale

dépasse 90% on s’accorde à admettre qu’elle exprime un régime de déformation par

cisaillement. Le porphyroblaste est à la fois cause de l’instabilité en raison de l’hétérogénéité

63

qu’il constitue et par ailleurs enregistreur de celle-ci. Le sens de sa rotation se relie au sens du

cisaillement. Il est horaire pour un cisaillement dextre et antihoraire pour un cisaillement

senestre.

V.2.3 Croissance minérale dans les fractures d’extension

En régime de fracturation hydraulique ou assisté par les fluides, les fractures

d’extension maintenues ouvertes par la pression des fluides ainsi que les lentilles de

décohésion dans les fractures de cisaillement tendent à se tapisser des minéraux déposés par

les fluides. Ces minéraux reflètent les conditions physiques ambiantes par exemple quartz

et/ou carbonate dans des roches déformées à basse température, quartz + glaucophane –

épidote dans des schistes du faciès schistes bleus.

La croissance minérale opère habituellement en fibres ou en feuillets parallèles.

Cette croissance orientée crée des orientations préférentielles de forme mais aussi de réseau si

la vitesse de croissance est anisotrope.

Dans le cas des fractures pénétratives, des telles orientations contribuent au

développement de la schistosité. L’orientation des fibres peut représenter par ailleurs un

enregistrement du déplacement relatif des lèvres de la fracture et à ce titre constitue un moyen

d’analyse de la déformation progressive (chemin de la déformation).

V.3. Les zones de cisaillement

V.3.1. Etude géométrique et cinématique

La géométrie d’une zone de cisaillement indique que l’orientation de la surface

de cisaillement C est proche du plan de cisaillement général. L’identification des zones de

cisaillements constitue un bon critère cinématique.

Au cœur d’une zone de cisaillement où la déformation est particulièrement

forte, on observe fréquemment des plis présentant différents stades d’évolution. Dans le stade

précoce, le déversement est encore visible en section perpendiculaire au plan du cisaillement

et parallèle à la linéation. Il peut être utilisé pour déterminer le sens du mouvement. La

poursuite de la déformation isole les charnières des plis au sein du tissus formé et entraîne une

64

rotation des axes suivant la direction de la linéation d’étirement. Les plis acquièrent une

structure en forme de fourreau (charnière courbe).

L’ampleur de déplacement relatif enregistré dans certaines zones de

cisaillement pose problème de leur terminaison aussi bien frontal que latéral.

Les parties frontales en avant et en arrière d’un compartiment en mouvement de

cisaillement s’amortit au sein des domaines relativement vastes respectivement en compression et

extension parallèlement à la direction du mouvement. Ce schéma théorique semble confirmé par les

observations naturelles.

V.3.2. Etude mécanique

Les zones de cisaillement les plus caractéristiques s’observent dans des

matériaux homogènes qui évoluent tectoniquement dans des conditions rétrogrades (c’est –à

dire correspondant à des températures inférieure à celles de leur formation et souvent

anhydres ou peu hydratés. La déformation est alors souvent plane (cisaillement simple), le

mécanisme, du type plastique et la transformation, isovolumique.

Certaines situations naturelles s’écartent de ce cas idéal par exemple s’il

intervient une composante d’aplatissement avec extension suivant la direction Y, ou des

variations de volume en liaison avec la circulation des fluides et l’intervention des processus

de dissolution-cristallisation.

Dans une zone de cisaillement, la concentration croissante de la déformation

ductile, de la bordure vers le centre de la zone s’exprime par un allongement et une

recristallisation croissants des porphyroblastes.

La zone centrale est généralement constituée de façon dominante par des

néoblastes de petite taille. Ces roches fortement déformées et à grains fins (quelques dizaines

de microns s’appellent des mylonites. Si la mobilité des joints par diffusion est importante

(température relativement élevée, présence de fluide), la taille très petite des cristaux peut

favoriser le passage du mécanisme plastique au mécanisme superplastique.

L’adoucissement structural (réduction de la taille des grains, développement

d’orientation préférentielle…) qui intervient dans les parties centrales des zones de

65

cisaillement peut avoir pour effet d’y concentrer la déformation au point de créer une limite

parfois très tranchée entre cette zone et l’environnement non déformée. La déformation au

sein de telles bandes peut être considérable, conduisant à des roches dont les grains se

mesurent en micron et qu’on appelle ultramylonites et le mécanisme de déformation serait

superplastique.

Si la fusion est atteinte, elle s’exprime par des veines noirâtres et bréchifiant le

cœur des zones mylonitiques. Les roches correspondantes sont appelées des pseudotachylites,

qui présentent une structure comparable à celle de certaines laves dévitrifiées avec un grain

très fin.

V.4. Structures d’étirement-Boudinage

L’étude des failles normales a montré l’importance des structures d’extension

dans la déformation crustale soulignant aussi la relation entre déformation superficielle fragile

et déformation profonde ductile. Nous allons mettre en évidence les principales

manifestations de cette déformation ductile par extension.

Dans des formations contenant des inclusions ou des niveaux plus compétents

que leurs matrices, l’étirement conduit au boudinage, c'est-à-dire à la segmentation de l’objet

plus compétent en fragments, les boudins, qui s’allongent et s’alignent dans le plan XZ de la

déformation à la façon d’un chapelet de saucisses.

La zone étirée entre les boudins compétents est remplie par fluage de la

matrice mais aussi par dépôt des minéraux de remplissage témoignant du passage par un stade

précoce de la fracturation par extension. Ces fractures s’initient soit directement soit après un

stade d’étirement plastique.

66

La déformation ductile avant la segmentation responsable du boudinage

dépend du contraste de ductilité entre le boudin et sa matrice. Lorsque ce contraste est faible,

il n’y a pas de rupture mais simplement une succession des nœuds et des ventres le long de la

couche moins ductile.

V.5. LES PLIS.

Les plis s’expriment par le gauchissement d’une surface repère. Ils

appartiennent à la catégorie des déformations hétérogènes continues et sont en fait les

manifestations principales et les plus spectaculaires de ce type de déformation. La référence à

une surface est doublement motivée : c’est grâce à la déformation des surfaces repères que

l’on peut observer le plissement des roches sédimentaires et métamorphiques ; par ailleurs le

caractère communément lité ou stratifié de ces roches favorise lors de la déformation

l’apparition des instabilités qui engendrent la plupart des plis. Il faut se garder de croire que ce

plissement n’affecte que ces formations. L’écoulement magmatique et la déformation

plastique de formations homogène peuvent aussi s’accompagner des plis immédiatement

visibles lorsque le milieu possède un certain litage.

V.5.1. Analyse géométrique des plis, cas d’une surface isolée.

Avant d’examiner les structures propres au plissement d’une couche ayant une

épaisseur donnée, nous allons définir les propriétés géométriques d’abord intrinsèques puis

rapportées à un repère spatial dans le cas d’une surface isolée. Cette situation théorique est

approchée dans la nature quand une couche mince et compétente comme un filon de quartz est

noyée dans une matrice incompétente, phylliteuse par exemple.

a. Morphologie des plis.

Les principales définitions géométriques et morphologiques ayant trait aux plis

se dégagent de la figure 31 :

67

- charnière : région du plus petit rayon de courbure.

- Flanc : région du plus grand rayon de courbure.

- Surface axiale ou plan axial : surface bissectrice du dièdre formé par les flancs.

- Il faut noter que dans le cas d’un ensemble plissé, la surface axiale est définie comme

passant par les charnières consécutives.

- Axe : lieu des points de courbure maximal ou l’intersection de la couche plissée et de

la surface axiale.

Si la surface axiale est plane, le pli est dit plan (Figure32 a et b) ; il est non plan dans les

autres cas (Fig. 32 c et d)

68

Si l’axe est rectiligne et que l’on peut engendrer la surface du pli par le déplacement de l’axe

parallèlement à lui-même, le pli est « cylindrique », il est non cylindrique dans les autres cas.

Le pli conique est un pli non cylindrique dont la surface peut être engendrée par la rotation

d’une ligne fixée en un point.

Le pli en fourreau est un pli conique tel que la surface conique soit complètement fermée au

voisinage de l’apex (sommet) du cône. Ces plis sont caractérisés par la courbure des

charnières et sont typiques des régions ayant subi une tectonique tangentielle. Ces diverses

définitions ne s’appliquent que ponctuellement à un pli donné en raison de ses variations

longitudinales. Ainsi un pli cylindrique présente des terminaisons longitudinales coniques

appelées en cartographie : terminaisons périclinales.

Ces considérations morphologiques doivent être complétées par des mesures

concernant la courbure dans les charnières : pli anguleux, arrondi, coffré ou isoclinal si les

deux flancs sont pratiquement parallèles.

69

b. orientation des plis.

Quelques définitions précisent l’orientation d’un pli par rapport au plan

horizontal, elles s’appuient sur l’orientation de la surface axiale et de l’axe (fig. 33 et 34) :

- Pli droit ou normal : si le plan axial est vertical ;

- Pli déjeté : si le flanc le plus redressé (inverse) ne dépasse pas la verticale ;

- Pli déversé : si le flanc le plus redressé (inverse) dépasse la verticale ;

- Pli couché : si le plan axial est horizontal.

- Pli horizontal, plongeant puis vertical selon que l’axe est horizontal, incliné, ou

vertical.

70

c. système des plis.

Un pli est exceptionnellement isolé et appartient d’ordinaire à un système des

plis plus ou moins identiques caractérisés par une période de répétition des plis élémentaires

et une certaine symétrie (Fig.35).

Lorsque les plis sont dissymétriques, on caractérise la dissymétrie par le

déversement ou la vergence.

Le déversement est dextre ou horaire dans le cas de la figure35b. Sur la figure 36 le

déversement est de gauche à droite d’abord dextre, puis senestre ou anti horaire, enfin à

droite, de nouveau dextre.

Considérant les enveloppes des trains des plis élémentaires, on peut souvent

montrer que celles-ci sont également plissées suivant un mode comparable (Fig35). A l’aide

des enveloppes on définit des plis d’ordre n tandis que les plis élémentaires encore appelés

plis parasites sont affectés de l’ordre n+1. Cette notion d’ordre de plissement est

fondamentale car c’est elle qui justifie l’application de la microtectonique aux plis. Ainsi

l’étude du style et du déversement de petits plis visibles à l’échelle de l’affleurement peut

permettre de reconstituer la forme des plis beaucoup plus vastes (Fig.37)

71

V.5.2. Plis isopaques

Les plis isopaques sont tels que la couche conserve son épaisseur en tout point. Le

rayon de courbure décroit vers l’intrados et à l’inverse croît vers l’extrados. Des cas

particuliers correspondent aux plis concentriques tels que les charnières aient un profil en arc

de cercle (Fig 38a), aux plis coffrés caractérisés par deux surfaces axiales conjuguées (Fig

38b) et aux plis ptygmatiques résultant du plissement d’un niveau à fort contraste de densité

avec sa matrice, par exemple une veine de pegmatite dans les micaschistes (Fig 38c).

72

Mécanismes de formation

Les plis isopaques se produisent par flexion de la couche considérée. La

déformation peut se localiser préférentiellement dans la zone charnière, c’est le plissement à

déformation de charnière (Fig 39a) ou le long des flancs, c’est le plissement à déformation de

flancs (Fig 39 b et c).

Un pli à déformation de charnière possède une surface neutre qui n’est pas

déformée. Elle limite un domaine externe en extension et un domaine interne en

compression. Extension et compression sont d’autant plus intenses que la couche est plus

épaisse et le pli plus serré. Dans un pli à déformation des flancs, la déformation procède par

cisaillement parallèlement à la surface des couches. On précisera flexion-glissement si le

cisaillement est discontinu et localisé le long de failles ou dans les interlits plus ductiles entre

des couches compétentes et flexion-écoulement si le cisaillement est uniformément réparti à

travers les couches .Dans une déformation des flancs, la surface de la couche étant un plan de

cisaillement ne subit pas de déformation (surface invariante). Le cisaillement auquel sont

soumis les interlits ductiles peut y induire des plis d’entrainement (plis d’ordre supérieur) dont

la dissymétrie caractérise le sens du déplacement (Fig 40).

V.5.3 Plis semblables

Les plis semblables sont tels que la distance entre les deux surfaces de la couche

considérée, mesurée parallèlement au plan axial, demeure constante en tout point (Fig 41).

En d’autres termes, une translation de cette distance amène en coïncidence ces deux surfaces ;

géométriquement, les plis affectant ces deux surfaces sont donc bien semblables. La

formation d’un pli semblable requiert une migration de matière au sein de la couche depuis les

flancs qui s’amincissent vers les charnières qui gonflent. Cette migration est d’autant plus

importante que le pli est plus serré.

Dans le cas des plis semblables, l’écoulement interne à la couche est supérieur à celui

qui intervient dans le cas des plis isopaques. On explique ainsi que dans un milieu stratifié, les

couches compétentes puissent développer des plis isopaques et les couches incompétentes,

des plis semblables. Comme cas particuliers de plis semblables on peut citer les plis en

73

chevrons et les plis en genou encore appelés kinks ou knicks ; ce sont des plis à charnières

anguleuse, respectivement symétriques et dissymétriques.

Mécanismes de formation

Fondamentalement il n’existe que deux mécanismes de plissement : la flexion et le

cisaillement simple hétérogène. L’ensemble de la déformation d’un jeu de cartes illustre ce

point. On peut soit ployer celui-ci, mettant en œuvre la flexion, avec déformation de flancs

dans ce cas précis, soit faire glisser certaines cartes par rapport à d’autres, c’est alors le

cisaillement simple hétérogène complexe.

Les plis naturels tirent leur complexité du fait qu’a ces deux modes de formation,

associés ou non, s’ajoute souvent une composante d’aplatissement coaxiale perpendiculaire au

plan axial des plis, aplatissement qui lui-même peut être homogène ou non. Le cas des plis

semblables constitue l’illustration de cette complexité. Seul le cisaillement simple hétérogène

est susceptible d’engendrer des plis strictement semblables. Ce cisaillement opère

parallèlement au plan axial du pli. Le plan de cisaillement étant invariant, la longueur des

segments contenus dans ce plan se conserve au cours du plissement conformément à la

définition des plis semblables.

74

CHAPITRE VI : MESURE DE LA DEFORMATION FINIE

VI.1 Objets elliptiques déformés

Il existe dans les roches de nombreux objets dont la forme en section plane est elliptique ou

quasi elliptique. Ce sont par exemple les galets d’un conglomérat, les tâches de réduction dans

un schiste, les tâches de métamorphisme de contact, les enclaves d’un granite, etc.…..Toute

ellipse de rapport axial initial Ri est transformé par la déformation homogène en une autre

ellipse de rapport final Rf. Si l’on dispose dans l’état initial d’objets elliptiques dont les grands

axes Fi possèdent des orientations variées par rapport à une ligne de référence quelconque, il

est possible connaissant un certain nombre de couples de valeur RfFf dans l’état final déformé

de déterminer la forme et l’orientation de l’ellipse de déformation, cette méthode dite

méthode Rf/F de RAMSAY (1967) est la plus utilisée dans la mesure de déformation finie.

Considérons un groupe d’ellipses numérotées de 1 à 10 (fig. III. 7a) de rapport axial Ri

constant (Ri=2, 0) et d’orientation Fi allant de -90° à +90°, par rapport à une ligne

repère. Sur un diagramme R/F, l’ensemble des points représentatifs de ce groupe

d’ellipses définit une droite passant par F=2 ,0(fig. .III.7a) .On fait subir à ce groupe

d’ellipses une déformation caractérisée par une ellipse dont le grand axe est parallèle à

la ligne repère. Pour chaque étape représentée sur la figure III.7 on a reporté les points

correspondants à chaque ellipse sur le diagramme Rf /F. Si l’ellipse de déformation est

caractérisée par un rapport axial Rd tel que Rd < Ri(fig. III.7), l’ensemble des points

prend sur le diagramme Rf /F une allure en cloche. Le rapport axial de l’ellipse 10

dont le grand axe est parallèle à lG augmente tandis que celui de l’ellipse 1 dont le

grand axe est parallèle à lP diminue. Pour Rd=Ri, l’ellipse 1 est ramené à un cercle

Rf=1. Pour les valeurs de Rd telles que Rd>Ri, le diagramme Rf/F prend une allure en

75

poire de plus en plus allongée au fur et à mesure que Rd augmente (fig.  III.7 b, c, d, e).

Sur ces diagrammes en poire les valeurs Rf max et Rf min permettent de calculer le

rapport axial Rd de l’ellipse de déformation :

Rd2=Ö( Rf max . Rf min)

Et le rapport axial initial des ellipses :

Ri2=Ö( Rf max/Rf min)

Fig III.7. Déformation progressive (de a à e) d’objets elliptiques d’orientation initiale aléatoire et courbes correspondantes Rf /F de mesure de la déformation finie.

Il est cependant rare qu’on puisse disposer dans les roches déformées d’objets elliptiques dont

le rapport axial est constant. La construction des diagrammes Rf /F pour des cas réels donne

généralement des nuages des points et non des courbes simples et régulières (fig.III.8). On

pallie aisément cette difficulté en cherchant le meilleur ajustement entre le nuage des points

obtenus et des courbes théoriques (fig. III.9) construites pour une gamme de rapport initiaux

compris entre 1,5 et 4,0. D’autres problèmes se posent dans l’application de cette méthode à

des cas concrets.

Les objets elliptiques présentent fréquemment une orientation préférentielle

initiale comme dans le cas de galets de conglomérats qui ont tendance à se disposer « à

76

plat » dans le plan de stratification. Pour obtenir une valeur correcte de Rd, il faut prendre cet

effet en compte.

Fig.III.8. Application de la méthode Rf /F à un exemple naturel : nodules métamorphiques des gneiss de Kuopio

Fig. III.9 Abaques Rf /F correspondant à des rapports Ri allant de 1,5 à 5. 

VI.2 Variation de distribution des marqueurs ponctuels

Si on applique une déformation homogène à un échantillon dans lequel des objets,

isodiamétrique ou ponctuels sont répartis de la façon isotrope, la répartition de la

distance minimale entre ces objets va changer : cette distance va diminuer suivant lP

et augmenter suivant lG .

Cette constatation est à la base de la méthode de centre à centre, applicable par exemple à une roche sédimentaire contenant des oolithes ; ces

marqueurs initialement sphériques subissent souvent de la dissolution, ce qui exclue

77

toute mesure directe de la déformation. (Fig.)

Fig. Méthode de « centre à centre » de mesure de la déformation finie distribution des oolithes et diagrammes m/a correspondant ; a. dans l’état non déformé et b. dans l’état déformé (d’après Ramsay, 1967 Mc Graw Hill Ed .New York)

Pratiquement, sur une surface lilj, on mesure les distances m entre les centres des objets considérés deux à deux et suivant des directions repérées par rapport à une référence choisie

dans le plan de mesure (angle a). Sur un diagramme m /a (fig.  ) , on obtient une

direction a1 Pour laquelle, statiquement, les distances entre centres sont maximum mx et une

direction a2 pour laquelle les distances sont minimum my ; a1 est l’angle entre lG et la

référence choisie ; a2 est l’angle entre lP et cette référence ; le rapport mx / my, le rapport

lG/lP.

Ce principe a conduit FRY (1979) à proposer une méthode plus générale (méthode de Fry),

applicable dans le cas d’une distribution initialement homogène et isotrope de marqueurs

78

ponctuels qui n’interagissent pas au cours de la déformation. Grâce à un procédé graphique

(Fig.), on visualise la distance moyenne entre chaque marqueur pour les différentes

orientations du plan. Sur la figure III.11a ; on considère la répartition initialement isotrope

d’objets ponctuels : la distance minimale entre les objets est à peu près la même quelque soit

la direction suivant la quelle cette distance est mesurée. Après une déformation par

cisaillement simple de g=1, puis l=2 (fig.III.11b et c), ces distances minimales augmentent

suivant une direction qui est celle de lG et diminuent suivant la direction de lP .L’ellipse

obtenue est l’ellipse de déformation dans le plan considéré.

Cette méthode ne s’applique que si les conditions suivantes sont remplies :

- nombre minimum d’objets ponctuels de l’ordre de 100

- déformation homogène à l’échelle de la distance minimum entre les objets ;

- constance du nombre d’objets au cours de la déformation, les objets minéraux ne

devant ni se multiplier (nucléation-croissance), ni se diviser (fracturation). 

Fig. III.11. Méthode de Fry de mesure de la déformation finie. a - état initial ;b - cisaillement simple de g=1;c- cisaillement simple de g=2 . La méthode consiste à placer successivement chaque marqueur ponctuel au centre du diagramme et à reporter tous les autres. La zone vide centrale visualise l’ellipse de déformation.

79

REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES

1. Foucault, A et Raoult, J.F. (2000). Dictionnaire de géologie. Dunod éd., 5ème édition, Paris,

380 p.

2. Goguel, J. (1983). Etude mécanique des déformations géologiques. B.R.G.M., manuels et

méthodes, Orléans, 6, 193 p.

3. Nicolas, A.(1984). Principes de tectonique, Masson, Paris, 196 p.

4. Pomerol, C., Lagabrielle, Y. et Renard, M. (2000). Eléments de géologie. Dunod, ed., 12ème

édition, Paris, 746 p.

5. Ramsay, G.J. and Hubert, I.M. (2003). The techniques of modern structural geology: strain

analysis, Academic press, vol. 1, Oxford,307 p.

6. Ramsay, G.J. and Hubert, I.M. (2002). The techniques of modern structural geology: folds

and fractures, Academic press, vol. 2, London, 392 p.

7. Ramsay, G.J. and Lisle, J.R. (2000). The techniques of modern structural geology:

applications of continuum mechanics in structural geology, Academic

press, vol. 3, London, 360 p.

80

TABLE DE MATIERESCHAPITRE I : NOTIONS DE BASE…………………………………………………………3

I.1. Aspect géométrique, cinématique et dynamique………………………………………..3

I.2. Les plans principaux de la déformation............................................................................4

I.3. Mode de représentation des éléments structuraux............................................................5

a) Carnet de terrain..............................................................................................................5

b) Projection stéréographique..............................................................................................6

CHAPITRE II : DEFORMATION ET CONTRAINTE...........................................................12

II.1. DEFORMATION..........................................................................................................12

II.1.1. Définition................................................................................................................12

II.1.2. Ellipsoïde de la déformation finie (3D-Strain).......................................................15

II.1.3. Etat de la déformation.............................................................................................17

II.2. Elément de Rhéologie....................................................................................................19

II.2.1. Déformation expérimentale....................................................................................19

II.2.2. Déformation élastique, plastique et visqueuse........................................................20

II.2.3. Seuil de la percolation : transition visqueux-plastique...........................................23

II.3. Contrainte......................................................................................................................24

II.3.1. Ellipsoïde de contrainte...........................................................................................24

II.3.2. Diagramme de MOHR............................................................................................32

II.4. Déformation progressive...............................................................................................35

CHAPITRE III : DEFORMATION DISCONTINUE..............................................................38

III.1. Mode de Fracturation et relation avec les contraintes..................................................38

81

III.1.1. Déformation expérimentale...................................................................................38

III.1.2. Enveloppe de Mohr et Critère de COULOMB......................................................40

III.1.3. Fracturation assistée par la pression des fluides....................................................40

III.1.4. Fracturation hydraulique........................................................................................41

III.2. Structure et interprétation.............................................................................................42

III.2.1. Joints et diaclases...................................................................................................42

III.2.2. Fractures d’extension.............................................................................................43

III.2.3. Joints stylolitiques.................................................................................................44

III.2.4. Failles.....................................................................................................................44

CHAPITRE IV. EMPREINTES DE LA DEFORMATION HOMOGENE DANS LES

ROCHES...................................................................................................................................49

V.1. Introduction...................................................................................................................49

IV.2. Structures planaires......................................................................................................49

IV.2.1. Schistosité ardoisière et foliation..........................................................................50

IV.2.2. Schistosité de Crénulation.....................................................................................50

IV.2.3. Schistosité de Fracture...........................................................................................51

IV.2.4. Litage tectonique...................................................................................................52

IV.3. Structures linéaires.......................................................................................................52

IV.3.1. Linéations Minérales.............................................................................................53

IV.3.2. Linéation d’agrégat................................................................................................53

IV.3.3. Linéations d’intersection.......................................................................................54

IV.3.4. Linéation de Gaufrage...........................................................................................54

IV.3.5. Linéation et ellipsoïde de déformation..................................................................54

82

IV.4. Interprétation des structures de la déformation continue homogène...........................55

IV.4.1.Mécanismes responsables du développement des structures.................................55

CHAPITRE V. DEFORMATION CONTINUE HETEROGENE : STRUCTURES

TYPIQUES...............................................................................................................................58

V.1. Introduction...................................................................................................................58

V.2. Microstructures..............................................................................................................58

V.2.1. Cristallisation en zone abritée et ombre de pression..............................................58

IV.3. Minéraux à inclusions spirales et sigmoïdes................................................................60

V.4. Les zones de cisaillement..............................................................................................61

V.4.1. Etude géométrique et cinématique..........................................................................61

V.4.2. Etude mécanique.....................................................................................................62

V.5. Structures d’étirement-Boudinage.................................................................................63

V.6. LES PLIS.......................................................................................................................64

V.6.1. Analyse géométrique des plis, cas d’une surface isolée.........................................64

V.6.3 Plis semblables . ………………………………………………………………..;……..69

CHAPITRE VI : MESURE DE LA DEFORMATION FINIE……………………………………….74

VI.1 Objets elliptiques déformés…………………………………………………………………..74

VI.2 Variation de distribution des marqueurs ponctuels…………………………………………..76

REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES………………………………………………………………79

TABLE DES MATIERES…………………………………………………………………………….80

83

ANNEXES ﴾Source : thèse Kapajika B. (2003) ﴿

Planche 1 : Rubans de quartz polycristallins dans une proto mylonite

Planche 2 : Marqueur passif ovoïde (enclave basique) dans un orthogneiss

84

Planche 3 : Enclave étirée parallèlement à la schistosité S1

Planche 4 : Plis intra foliaux dans un ortho-gneiss admettant la schistosité

de plan axial

85

Planche 5 : Plis en genou (kinks) affectant des lamelles de biotite dans une

monzonite quartzique

Planche 6 : Amphibole fish dans une granodiorite

86

Planche 7 : Queues de croissance autour d’un cristal d’amphibole

indiquant un cisaillement horaire. Les minéraux fibreux et

lamellaires montrent qu’il s’agit d’une zone abritée.

Planche 8 : Cristal de zircon allongé et cisaillé en inclusion dans un

plagioclase.

87

Planche 9 : Détail d’un cristal de zircon affecté par un

cisaillement dextre.

Planche 10 : Cristal de zircon fragmenté et cisaillé en

inclusion dans un oxyde (opaque)

88

Planche 11 : Détail montrant un cristal de zircon déformé en kink

en inclusion dans un plagioclase

Planche 12 : Structure S-C montrant des amandes et poissons de

feldspaths soulignant la schistosité S et délimités par des plans de

cisaillement C.

89

Planche 13 : Plis en genou (kinks) affectant des cristaux de plagioclases

dans une monzonite quartzique.

Planche 14 : Alternance des rubans de quartz polycristallins et des lits riches en biotite marquant la schistosité S dans un orthogneiss mylonitisé. Les myrmékites sont disposés sur les bordures des feldspaths potassiques (microcline).

90

Planche 15 : Amphiboles Fish et rubans de quartz polycristallins marquant la schistosité dans une monzodiorite quartzique.

Planche 16 : Macle mécanique affectant un cristal d’amphibole montrant des clivages caractéristiques à 120° et contenant en inclusion du quartz secondaire dû à la recristallisation dynamique.

91

Planche 17 : Lamelles de biotite entourant un cristal d’amphibole animé d’un mouvement cisaillant dextre.

Planche 18 : Schistosité mylonitique marquée par le parallélisme entre les plans de schistosité S et les plans de cisaillement C dans une tonalite mylonitisée.

92