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Géologie Structural

FREVILLE Kevin

Géologie Structural I.

Définitions

Géologie structural : études des déformations subies par les roches Tectoniques : étude de l’histoire des mouvements qui ont formé une région L’étude des structures tectoniques (on ne tiens pas compte des structures sédimentaire) nécessite : La description de : • • •

Leur natures (plis, faille, foliation…) Leur géométrie Leur chronologie

Cinématique (mouvements responsable de ces structures, évolution dans le temps) Mécanisme de déformation (force responsale de ces mouvement, comment les roches se déforment) Différents type de roche : •

•

•

Sédimentaire : roche formée par l'accumulation de sédiments, un dépôt de matière dû à l'action de l'eau ou de l'air. C'est une roche constituée d'un agglomérat de sédiments (ex : le Calcaire) Magmatique o Plutonique : se forme lorsque du magma refroidit lentement dans les profondeurs de la croûte terrestre (ex : Le Granite) o Volcanique : ont des roches magmatiques, résultant du refroidissement rapide d'une lave, magma arrivé à la surface (ex : Le Basalte) Métamorphique : Une roche métamorphique est un type de roches dont la formation a pour origine la transformation à l'état solide des roches sédimentaires, magmatiques ou encore métamorphiques, en raison des modifications des paramètres physico-chimiques du milieu dans lequel elles évoluent. (Ex : Le Gneiss)

Important : Ce qu’on observe sur le terrain, ce sont des roches déformer (Déformation finis) Ce n’est pas la déformation elle-même (cinématique) qui est finis depuis longtemps et encore moins les forces responsable. Par conséquent la reconstructions des déformations et des forces est un modèle base sur les observations

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En géologie structurale, le but est de construire un modèle (tectonique, géodynamique) qui rende compte de toutes les observations et qui les cas échéant peut en prédire d’autres. Si ce n’est pas le cas, il faut changer de modèle. Processus scientifique normal.

II. Les déformations Déformations : terme générique qui décrit les changements de formes, de position, d’orientation d’un corps soumis à des contraintes. La déformation peut se décrire comme une combinaison de 4 composante : •

Translation o Failles : ▪ Faille normale (par extension ; pente entre 30 et 70°) ▪ Faille inverse (par compression ; pente entre 0 et 30°) ▪ Faille décrochante (pente de 90° / verticale ; par compression ou extension) • Dextre (déformation vers la droite) • Senestre (déformation vers la gauche)

•

Rotation o Plis

o

•

▪ Synclinal ▪ Anticlinal Décrochements

Distorsion (déformation interne) = changement de forme o Linéaire (élongation)

o

Cisaillant (ou angulaire) ▪ Pure (« purement non cisaillant ») ▪ Simple

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• Changement de volume ➔ Elle peut avoir lieu par différents mécanisme tels que : o Compaction et fermeture de vide entre les grains o Dissolution d’une partie de la roche o Fracturation de la roche (création de vide) o Expansion/Contraction (déformation marginal-joint, diaclase…) o Réaction minéralogique (Métamorphisme, augmentation de la densité des phases par réduction de volume lors des réaction métamorphique)

La quantification de la déformation est la variation en termes de distance, volume, angle par rapport à l’état initial. C’est une grandeur sans dimension

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A. Les paramètres physique importants

1.

Le taux de déformation

La vitesse (ou taux) de déformation (strain rate) est un paramètre important ; on peut le quantifier par C’est la dérivé de la quantité de déformation par rapport au temps, notée avec un point en physique S-1 En géologie, on ne peut pas accéder à dérivée (on ne connaît pas d’enregistrement continue de la déformation, donc pas e vision des variations de taux) On calcule alors un taux de déformation que l’on note A condition de pouvoir estimer la durée delta T de la phase de déformation que l’on considère. Evidemment, la question est de savoir si ce taux moyen est représentatif de la vitesse instantané de la déformation !!!

2. Les types de déformations : un peu de vocabulaire •

Déformation homogène ou hétérogène

•

Déformation continue ou discontinue

La déformation est continue si ses propriétés varient progressivement dans l’objet déformé (ex : Les plis), sinon elle est discontinue (ex : failles)

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Déformation incrémentale ou finie

On parle de déformation finie (ou totale) quand on considère la forme de l’objet final ; par opposition à la déformation incrémentale, le petit « morceau » de déformation qu’on ajoute à un moment donné.

3.

L’ellipsoïde de déformation a)

Cas d’un marqueur rond

Si on considère un marqueur rond a l’origine qui est soumis à une déformation homogène, il se transforme en un ellipse de déformation. L’orientation et la taille de l’ellipse permet de décrire totalement la distorsion subit par l’objet. Si le diamètre initiale du cercle est = à 1, la longueur des deux axes principaux de l’ellipse vaut alors 1+ε1 et 1+ ε2, pour respectivement le grand axe de la déformation (X) et le petit axe de la déformation (Y). On utilise souvent le rapport entre le deux pour indiquer l’intensité de la déformation (1 :3).

Si la déformation n’est pas homogène (comme souvent dans la nature) on découpera alors l’objet en sous partie ou la déformation est homogène (le plus petit possible) pour décrire la déformation.

Evidement, en 3 dimension une sphère se déforme en une ellipsoïde dons les trois sont X>Y>Z.

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b)

2 types de déformations homogène

Un marqueur sphérique peut être déformé de deux façon différentes : en l’écrasant ou en le cisaillant. • •

Ecrasement : Déformation coaxial, non rotationnelle, cisaillement pur (pas de rotation des axes de l’ellipsoïde) Cisaillement : Déformation non coaxial, rotationnelle, cisaillement simple (Rotation des axes de l’ellipsoïde).

c)

Forme de l’ellipsoïde de déformation

En 3 dimension une ellipsoïde est définie pars ses 3 axes qui sont XYZ. Selon la taille relative des 3 axes, on peut distinguer deux cas extrême : • •

X>Y=Z. L’ellipsoïde prend la forme d’un cigare (Ballon de rugby). Etirement selon X. X=Y>Z. L’ellipsoïde prend la forme d’une crêpe (Galette). Ecrasement selon Z.

Une façon simple de représenter les différents cas est de construire un diagramme Aplatissement pur vs Constriction pur. C’est le diagramme de Flinn. Paramètre de Flinn :

𝐾=

𝑋 𝑌−1 𝑌 𝑍−1

K peut varie de 0 (X=Y, aplatissement) à +∞ (y=Z, constriction) • •

Si K>1 c’est la constriction qui domine Si Kσ2>σ3) 2 plans de cisaillement principaux à 45° par rapport à σ1 et σ3 et incluant σ2.

B. Ellipsoïde des contraintes

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½ (σ1 + σ3), qui représente la moyenne entre les deux contraintes (contraintes moyenne, mean stress) ; en géologie, cette contrainte (isotrope) est normalement égale à la pression lithostatique (due au poids de la colonne de roches) L’ellipsoïde de la contrainte total peut, de façon similaire se décomposer en deux composant : • •

Un sphère (les trois contraintes principales sont égales, et égales à la contraintes moyenne), qui représente l’ellipsoïde de la contrainte moyenne (lithostatiques). Une ellipsoïde correspondant au reste de la contrainte, qu’on appelle l’ellipsoïde de contrainte déviatorique.

Ellipsoïde des contraintes VS ellipsoïde de déformation De façon intuitive, on peut penser que les deux sont liés de façon assez simples : à la contrainte principale sigma 1 correspond à l’axe de raccourcissement Z, et à sigma 3 correspond l’allongement X. Méfiance ! C’est une vue

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La tectonique ductile Les Plis

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La longueur des flancs des plis (ou l’intervalle entre les plans axiaux successif) dans un ensemble plissé permet de définir la longueur d’onde du plissement

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Dans un pli couché (donc à surface axial subhorizontale), la série stratigraphique originelle est renversée dans l’un des deux flancs du pli. On nomme flanc inverse du pli, le flanc qui a été retourné par le plissement. Dans l’exemple ci-dessous, le flanc inverse est le flanc supérieur. Il s’agit donc d’un synclinal couché.

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La géométrie des plis est très dépendante du comportement des flancs. Si l’épaisseur des flancs reste constante, le pli est dit isopaque et concentrique. Cette géométrie impose un rayon de courbure croissant vers l’extérieur du pli (r. variable). Si les flancs s’amincissent alors que les charnières s’épaississent, le pli est dit anisopaque. Il est de type semblable.

L’empêchement de plis concentriques est imparfait et ne peut être infini. Le caractère concentrique impose en effet des déformations au sein des bancs : 1. On distingue des secteurs en dilatation à l’extérieur – extrado – et en compression à l’intérieur – Intrado – des bancs, séparés par une ligne neutre le long de laquelle il n’y a ni extension, ni compression. L’extension dans l’extrados des couches

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