MÉTAMORPHIQUES (ROCHES)


MÉTAMORPHIQUES (ROCHES)
MÉTAMORPHIQUES (ROCHES)

Héritières d’une très grande diversité de textures et de compositions chimico-minéralogiques, les roches métamorphiques (C. Lyell, 1833) offrent à leur tour une telle variété d’associations minérales et de textures que, dès le début de leur étude, les essais de classification suivant les méthodes proprement naturalistes n’ont pu aboutir. Le principe d’une classification systématique faisant appel à des caractères chimiques, minéralogiques et texturaux, largement utilisé pour les roches éruptives, s’est en effet révélé inapplicable aux roches métamorphiques, bien que ces deux catégories de roches soient issues de processus endogènes. En fait, la pétrologie des roches métamorphiques n’a pu progresser qu’envisagée sous un angle résolument génétique, à la lumière des raisonnements et des données de la physique et de la chimie, les problèmes de classification n’y jouant qu’un rôle secondaire: comprendre avant de classer.

1. Textures

Bon nombre de roches métamorphiques résultent de la transformation à l’état solide de roches préexistantes, ce qui les distingue radicalement des roches éruptives formées par cristallisation d’un liquide silicaté, le magma. Cependant, avec l’accroissement du degré de métamorphisme, certaines roches métamorphiques de composition favorable subissent une fusion partielle plus ou moins poussée. Un magma de composition granitique (eutectique) s’y individualise et, peu mobile étant donné son faible pouvoir d’assimilation, cristallise sur place avec tendance au rassemblement. Ces roches comportent alors deux parties: l’une, qui a évolué à l’état solide, formée par le résidu de fusion, est appelée trame ou restite ; l’autre, magmatique, formée par le matériau granitoïde, est appelée ichor ou leucosme . De telles roches mixtes, métamorphiques et magmatiques, sont des migmatites d’ anatexie ; comme elles sont largement répandues dans les terrains catazonaux du métamorphisme régional, leur étude est évidemment inséparable, dans la pratique, de celle des roches métamorphiques sensu stricto .

Textures macroscopiques

Textures orientées

La majorité des roches métamorphiques qui participent à la constitution des chaînes plissées et des boucliers ont été formées lors d’un épisode de métamorphisme régional et sont caractérisées par une texture macroscopique orientée , anisotrope. Celle-ci, plus ou moins marquée sur l’échantillon ou l’affleurement, est le plus souvent rendue très apparente par la disposition planaire ou linéaire des minéraux phylliteux, micas surtout: d’où les termes classiques de roches cristallophylliennes ou de schistes cristallins qui servent à les désigner. L’orientation résulte de divers processus combinés, généralement synchrones du métamorphisme: déformation plastique d’origine tectonique; cristallisation des minéraux dans un champ de contraintes anisotropes, cristallisation dite «mimétique» parce qu’influencée par la présence d’une anisotropie antérieure, antémétamorphique ou acquise lors du métamorphisme: ce dernier processus entraîne une simple «orientation de forme» des minéraux sans orientation du réseau cristallin. Les traces des déformations, avec aplatissement ou élongation variables, sont très générales parmi les roches du métamorphisme régional, formées dans les zones orogéniques de l’écorce, et marquent de manière frappante leur texture: ces roches appartiennent à la catégorie des tectonites , terme qui englobe aussi des roches non métamorphiques comme les mylonites. Mais, à l’inverse de ces dernières, les roches métamorphiques sont toujours passées par un stade de cristallisation qui s’est poursuivi après le stade des déformations plastiques: ce sont donc des tectonites recristallisés . La recristallisation n’efface généralement pas les textures de déformation, mais, dans certaines roches catazonales à gros grains, les traces des déformations peuvent devenir moins distinctes, ce qui peut être renforcé, pour les roches du faciès des granulites, par la pénurie, voire l’absence, de micas. Dans les séries du métamorphisme régional, la recristallisation la plus marquée, postérieure aux déformations plastiques, coïncide avec la «culmination» du métamorphisme et le développement des minéraux de néoformation dits «typomorphes»: elle est donc contemporaine de l’intensité métamorphique maximale atteinte par les roches au cours d’un épisode déterminé. Il arrive que, la déformation s’étant poursuivie après la culmination du métamorphisme, la recristallisation qui la suit se soit produite à un degré métamorphique plus bas que celui correspondant à la culmination: les roches ayant pris naissance dans ces conditions sont appelées des blastomylonites et, à l’inverse des mylonites, elles appartiennent à la catégorie des roches métamorphiques.

Diverses textures expriment bien l’orientation. La texture schisteuse , si courante dans les roches épi- et mésozonales, en particulier dans les schistes et les micaschistes, est due à la formation d’une « schistosité » d’origine mécanique: structure planaire apparaissant dans les roches plissées et intensément déformées, sous forme de feuillets, généralement disposée parallèlement au plan axial des plis. Ces feuillets schisteux guident la cristallisation mimétique des micas. Dans les roches catazonales, où il n’est pas toujours possible de se prononcer avec certitude sur l’origine des textures schisteuses, ces structures planaires sont appelées « foliation ».

La texture œillée s’observe souvent dans les gneiss, particulièrement dans les orthogneiss, où elle résulte de la déformation plastique, plus ou moins intense, de roches éruptives renfermant de grands cristaux de feldspaths (phénocristaux) avec recristallisation partielle: d’où la présence d’«yeux» feldspathiques. Parfois, cependant, la texture œillée peut être acquise par la croissance synmétamorphique des grands feldspaths; elle est alors en général moins bien exprimée.

D’autres textures sont fréquentes dans les schistes cristallins: la texture amygdalaire ; la texture linéaire , caractérisée par l’allongement de certains minéraux ou structures suivant une direction privilégiée (très frappante dans des amphibolites où les prismes d’amphibole sont alignés parallèlement à leur grand axe); la texture rubanée , déterminée par l’alternance sur l’échantillon ou l’affleurement de bandes diversifiées par la minéralogie ou la texture des grains, et qui reflète une ancienne stratification ou, au contraire, une séparation différentielle de la matière des roches lors du métamorphisme, sous l’effet d’une fusion partielle ou d’un simple phénomène de «différenciation métamorphique».

Textures isotropes

En opposition avec les schistes cristallins, d’autres roches métamorphiques se distinguent par l’absence d’orientation, l’homogénéité, l’isotropie de leur texture: à grain fin, elles sont appelées des cornéennes . Ces dernières sont bien représentées dans les auréoles de contact des roches magmatiques intrusives mises en place à des niveaux relativement superficiels de l’écorce terrestre et proviennent, en général, de la recristallisation de roches sédimentaires fines, peu ou non métamorphiques au départ.

Textures microscopiques

Examinons maintenant les effets du métamorphisme à l’échelle des grains minéraux de la roche. Dans les schistes cristallins, la «recristallisation métamorphique» s’accompagne généralement d’un accroissement du grain quand le matériau initial est d’origine sédimentaire ou volcanique, mais il n’en est pas nécessairement ainsi s’il existait au départ une roche plutonique, tel un granite ou un gabbro à cristallisation grossière. Les minéraux néoformés se développent plus ou moins simultanément en plages de dimensions variables entrant mutuellement en contact, à limites sinueuses ou au contraire engrénées, imbriquées: c’est la texture cristalloblastique , souvent homogène si les transformations métamorphiques sont intenses et la reconstitution ne s’opère qu’avec des minéraux néoformés ou si, indépendamment de l’intensité du métamorphisme, le matériau initial était homogène à l’échelle microscopique. Mais les roches métamorphiques montrent fréquemment, coexistant avec les minéraux néoformés, des textures ou des minéraux reliques , hérités de leur état prémétamorphique. Ainsi, dans des orthogneiss œillés dérivant d’anciens granites porphyroïdes, on peut aisément reconnaître les anciens phénocristaux sous forme d’yeux feldspathiques plus ou moins bien conservés, qui se sont même parfois accrus, alors que des minéraux néoformés plus petits participent à la constitution du fond granoblastique de la roche. Cette différence de comportement est favorisée par l’effet inégal de l’énergie de surface sur les grands et les petits cristaux lors de la recristallisation. La croissance de minéraux néoformés de même espèce, systématiquement de plus grande taille que les autres, est courante lors du métamorphisme. Ces grands cristaux qui croissent en englobant les minéraux plus petits ou, au contraire, les repoussent sont appelés des porphyroblastes et se présentent en plages sans forme propre (xénoblastes) ou avec leurs formes cristallographiques (idio-blastes) plus ou moins bien exprimées. Tels sont, par exemple, les porphyroblastes de disthène, d’andalousite, de staurotide, de grenat, etc., dans les micaschistes mésozonaux, qui atteignent couramment plusieurs centimètres. Les pœkiloblastes sont des porphyroblastes se développant en englobant une grande quantité d’éléments du fond et formant de ce fait des plages «en éponge». Telles sont les inclusions dites hélicitiques , spécialement développées dans les grenats, et pouvant prendre des formes spiralées (ou dites sigmoïdes) qui traduisent la croissance syncinématique du porphyroblaste.

L’utilisation de certains critères texturaux permet en effet de situer la croissance d’un minéral par rapport à un épisode de déformation plastique affectant la roche qui le renferme. Ainsi, on distingue des minéraux anté- , syn- et post-cinématiques. La disposition des phyllosilicates en arcs polygonaux traduit une recristallisation post-cinématique de ces minéraux, guidée mimétiquement par les microplis antérieurs de lits phylliteux.

Dans les roches de la catazone de haut degré, soumises à un métamorphisme très intense, les minéraux tendent à se développer en grains équidimensionnels de forme polygonale, sans rapport avec les formes propres des cristaux, texture qui se rapproche des textures en mosaïque des métaux, avec formation de «jonctions triples» produites par la rencontre de trois joints de grains rectilignes faisant entre eux des angles de 1200. Ces textures polygonales dues au recuit sont également fréquentes dans les cornéennes de contact et les blastomylonites.

Lors du métamorphisme régional, les divers isogrades se sont déplacés avec une vitesse appréciable à travers l’épaisseur des terrains en voie de transformation. Ainsi, au cours d’un même épisode de métamorphisme, plusieurs réactions chimiques successives se sont généralement produites en un même point de la série. La réalité de telles réactions apparaît clairement quand existent des textures réactionnelles dont les plus significatives et les plus importantes sont: les porphyroblastes à reliques blindées, les textures coronitiques et assimilées, les textures de symplectite et les textures en atoll.

– Les porphyroblastes à reliques blindées. Il s’agit de la persistance au sein d’une association typomorphe d’un minéral incompatible avec cette association, ce minéral étant inclus dans l’un des produits de la réaction. Ainsi, dans un micaschiste où le quartz et la muscovite sont abondants, la staurotide ne se rencontre qu’en petites plages corrodées et résiduelles incluses dans les porphyroblastes d’andalousite où elle n’est jamais au contact d’inclusions de quartz et de muscovite. Cela exprime la réaction:

par laquelle la staurotide disparaît à métamorphisme prograde des métapélites ordinaires dans le métamorphisme de basse pression.

– Les textures coronitiques et assimilées. Il s’agit d’une couronne plus ou moins large des produits de la réaction autour de certains gros cristaux (olivine, grenats) ayant réagi avec les minéraux de la matrice environnante. Ainsi les franges de kélyphites, entourant les grenats de certains métamorphites basiques, formées par une très fine association de clinopyroxène et de plagioclase, indiquent une réaction rétromorphique affectant les éclogites, par diminution de la pression.

– Les textures de symplectite. Communes aux roches magmatiques et métamorphiques, elles sont formées par l’intercroissance de deux minéraux dans des réactions généralement «eutectoïdes». Ainsi les symplectites biotite + quartz, développées au détriment de l’orthopyroxène dans les charnockites et les granulites traduisent la réaction:

Les textures en atoll. Courantes dans les grenats, elles résultent de la croissance d’un grenat par coalescence de plages interstitielles de ce minéral, apparaissant au niveau des «points triples» de grains de quartz, ou au contraire elles traduisent la déstabilisation et la résorption du grenat par une réaction de type:

ou du type:

La recristallisation métamorphique est donc un phénomène très complexe, au cours duquel interviennent plus ou moins simultanément la dissolution de certaines phases et la cristallisation de phases nouvelles (nucléation des germes et croissance cristalline). Ces phénomènes, d’ordre essentiellement cinétique, se déroulent avec des vitesses différentes suivant les conditions physiques du milieu: température, pression, comportement du fluide des pores, affinité des réactions, présence ou absence de catalyseurs, état physique antérieur. Les déformations microscopiques précédant ou accompagnant le métamorphisme ont aussi une grande importance comme facteur de «granulation» des minéraux, conduisant à réduire le grain de la roche. Les contraintes techniques entraînent en effet la déformation des réseaux cristallographiques des grains, qui accumulent ainsi une énergie élastique. Pour minimiser cette énergie de déformation, des sous-joints apparaissent dans les grains, conduisant à l’individualisation de néoblastes . Dans cette perspective, on comprend l’influence possible de la position des germes à l’intérieur d’une zone de métamorphisme. Des cristaux d’une espèce minérale donnée situés au voisinage de l’isograde délimitant vers le haut leur domaine de stabilité pourront être systématiquement plus petits que les mêmes cristaux à distance de l’isograde qui auront eu le temps d’évoluer.

2. Nomenclature

Une classification systématique des roches métamorphiques n’est guère possible, et d’ailleurs elle n’est pas souhaitable. Il est néanmoins évident qu’une nomenclature est indispensable. La nomenclature usuelle, réduite à l’essentiel, est la suivante.

Gneiss

Les tectonites métamorphiques principalement formés de quartz et de feldspaths, exprimés macroscopiquement, à schistosité ou foliation plus ou moins marquée, de grain grossier ou moyen, sont appelés des gneiss. Les gneiss sont habituellement désignés selon la nature des autres minéraux de la roche: gneiss à biotite, à grenat, à sillimanite, à cordiérite, à orthopyroxène, à riebeckite, etc., gneiss à silicates calciques, gneiss amphiboliques, etc. Suivant l’origine, on reconnaît deux grands groupes de gneiss: les orthogneiss dérivent du métamorphisme de roches magmatiques généralement de composition acide ou intermédiaire (granites, rhyolites, etc.), les orthogneiss basiques rentrant souvent dans le groupe des amphibolites (cf. infra ); les paragneiss dérivent du métamorphisme de séries sédimentaires ou volcano-sédimentaires renfermant des schistes, des arkoses, des grauwackes, des tufs remaniés. Ces deux catégories de gneiss sont souvent étroitement associées sur le terrain. Parmi les paragneiss d’origine pélitique, issus de séries alumineuses (schistes), on appelle kinzigites des gneiss catazonaux, fréquents, renfermant à la fois du grenat, de la cordiérite et de la sillimanite en présence de biotite et de feldspath potassique. On réserve le nom de leptynite à des gneiss de grain fin, généralement peu micacés, et dont l’origine, comme pour les gneiss, peut être «ortho» ou «para».

Notons que, dans la catazone de haut degré, les roches métamorphiques quartzo-feldspathiques dont la texture de tectonite n’est pas toujours apparente sont encore appelées «gneiss».

Micaschistes et phyllades

À l’inverse des gneiss, les micaschistes et les phyllades sont des tectonites métamorphiques où prédominent les micas, d’où leur schistosité très marquée. Ils dérivent de roches sédimentaires de nature pélitique. Les micaschistes sont de grain gros et moyen, souvent riches en porphyroblastes (micaschistes à grenat, à disthène, à cordiérite...). Les phyllades ou schistes sont à grain plus fin et sont souvent désignés par le minéral le plus abondant: séricitoschiste , chloritoschite , talcschiste ; ou par le nom d’un minéral remarquable: schiste à paragonite, schiste à chloritoïde, etc. On appelle calcschiste des schistes riches en carbonates.

Schistes verts et spilites

Une variété de chloritoschiste de composition généralement basique avec épidote et actinote, fréquente dans les Alpes, est appelée schiste vert ou prasinite .

Les spilites représentent d’anciennes roches volcaniques à textures magmatiques souvent conservées, de composition basique ou intermédiaire, dont la minéralogie et la composition chimique initiale ont été plus ou moins modifiées par métasomatose. Caractérisées par la présence d’albite, de chlorite, de calcite et d’actinote, elles se rattachent aux schistes verts.

Amphibolites et éclogites

Les amphibolites sont des roches basiques où l’amphibole est le minéral prédominant, les plus communes étant à hornblende et plagioclase, avec ou sans quartz et biotite, dans la mésozone ou la catazone de bas degré. Les prismes d’amphibole sont généralement répartis dans des plans ou des lits d’origine variée (sédimentaire, mécanique ou métamorphique), et, parfois, ils sont orientés linéairement. Comme pour les gneiss, on distingue des ortho- et des para-amphibolites [cf. AMPHIBOLITES]. Les glaucophanites constituent une variété très remarquable d’amphibolite épizonale.

Les éclogites sont aussi des roches basiques essentiellement formées de clinopyroxène (omphacite) et de grenat [cf. ÉCLOGITES].

Marbres

On désigne par «marbres» les roches métamorphiques dérivant de la séquence carbonatée, et l’on distingue les marbres calcaires, à calcite largement dominante (ou marbre sensu stricto ), et les marbres dolomitiques. Un minéral prédominant ou remarquable sert à désigner plus précisément le marbre: marbre à albite, à trémolite, à diopside, à forstérite, etc.

Quartzites

Les quartzites sont les grès métamorphiques très riches en quartz. Les quartzites micacés dérivent de psammites. Ils renferment parfois des minéraux remarquables qui servent à les désigner: quartzite à silicates calciques, quartzite à dumortiérite, etc.

Ces deux dernières catégories de roches ne présentent pas toujours une texture orientée évidente. Il en est de même de certaines roches métamorphiques à tendance monominérale comme les grenatites , les pyroxénites , les chloritites , les hornblendites , etc.

Rappelons que les roches métamorphiques silicatées à texture isotrope sont appelées cornéennes et généralement distinguées les unes des autres à l’aide d’un nom de minéral: cornéenne à cordiérite, à sillimanite, etc.

On appelle skarns des roches métasomatiques à tendance monominérale formées habituellement de silicates calciques (pyroxènes, grenats, etc.), de grain très grossier, souvent géodiques et à texture parfois rubanée. Ces roches se développent surtout au contact des marbres, dans les auréoles de contact ou à leur voisinage, ainsi que dans les roches catazonales (cf. MÉTASOMATOSE ET SPILITISATION – Métasomatose).

Dans le cas particulier du métamorphisme de faible degré des roches éruptives, il n’est pas rare d’observer des textures propres à la cristallisation magmatique et des reliques minérales, de sorte que la roche originelle peut être identifiée sans ambiguïté: on parle alors de «métagabbro à lawsonite», de «métarhyolite», par exemple. Mais l’usage du préfixe méta a été étendu à certaines catégories de roches peu métamorphiques d’origine sédimentaire ou volcano-sédimentaire: par exemple, métagrauwacke à pumpellyite. Certains auteurs englobent sous le nom de «métapélites» l’ensemble des roches métamorphiques alumineuses.

3. Les principaux faciès minéraux, base d’une classification génétique

Après avoir introduit et développé la théorie des faciès minéraux [cf. MÉTAMORPHISME], P. Eskola a défini, à l’aide d’associations minérales critiques propres à chaque faciès, les faciès minéraux principaux , dont le nombre s’est accru avec le progrès des études, est actuellement de huit. Rappelons qu’appartiennent au même faciès minéral toutes les roches métamorphiques, d’origine et de composition chimique variées, qui ont cristallisé, à l’équilibre ou à son voisinage, dans des conditions physiques définies. Les faciès minéraux principaux sont caractérisés comme suit.

Le faciès à zéolites peut être scindé en deux sous-faciès: l’un, défini par l’association critique analcime + quartz ou la présence d’heulandite, marque le tout début du métamorphisme et fait la transition avec le domaine de la diagenèse; l’autre, franchement métamorphique, est caractérisé par l’association critique laumontite + quartz, et le feldspath albite y est stable.

Le faciès à prehnite et à pumpellyite est défini par les associations critiques prehnite + quartz et pumpellyite + quartz avec ou sans épidote.

Le faciès des schistes verts est caractérisé par la stabilité de l’association amphibole calcique non alumineuse (actinote-trémolite) + plagioclase acide (albite ou oligoclase renfermant moins de 20 p. 100 d’anorthite). La biotite peut apparaître dans la zone la plus métamorphique de ce faciès.

Le faciès des schistes à glaucophane se distingue par la présence d’une amphibole sodique, le glaucophane. D’autres minéraux ou associations critiques, tels que lawsonite ou jadéite + quartz, permettent de définir des sous-faciès. La pumpellyite existe dans la partie la moins métamorphique du faciès, associée à la lawsonite. Le mica blanc est la phengite et la biotite n’y est pas stable.

Le faciès des amphibolites à albite et épidote est défini par l’association critique amphibole calcique alumineuse (hornblende) + plagioclase acide (An 麗 20 p. 100).

Le faciès des amphibolites est caractérisé par l’association critique hornblende + plagioclase (An 礪 20 p. 100).

Le faciès des granulites est défini, dans certaines roches quartzo-feldspathiques, par l’association critique orthopyroxène + plagioclase et par la présence obligatoire des grenats de la série almandin-pyrope.

Le faciès des cornéennes à pyroxène se distingue du précédent par l’absence des grenats de la série almandin-pyrope.

Le faciès des sanidinites est défini par la présence d’une série continue de feldspaths mixtes sodi-potassiques (sanidine-albite, dite «de haute température»).

Le faciès des éclogites enfin a été caractérisé par Eskola à l’aide de l’association omphacite (clinopyroxène relativement riche en constituant jadéite) + grenat de la série almandin-pyrope (d’ailleurs souvent riche en constituant glossulaire). La disparition de la paragonite au profit du disthène, puis du quartz au profit de son polymorphe, la coesite, y indique des pressions atteignant respectivement de 15 à 20 et de 25 à 30 kbar.

Cette classification très générale constitue un moyen commode pour situer approximativement les roches métamorphiques dans le domaine température-pression, comme le montre la figure. Il faut cependant rappeler que le grand intérêt de la théorie des faciès minéraux n’est pas tant de classer les roches métamorphiques que de fournir une méthode inductive très souple et très fine pour l’étude des associations minérales naturelles, en particulier pour déceler les variations du métamorphisme sur le terrain.

Encyclopédie Universelle. 2012.

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