DÉFORMATION DES ROCHES


DÉFORMATION DES ROCHES
DÉFORMATION DES ROCHES

L’observation de certaines roches, lors des études tectoniques par exemple, montre qu’elles ont subi des déformations parfois très importantes (cf. STRUCTUROLOGIE-Géologie, TECTONIQUE), pouvant, dans certains cas, être mesurées. Ces déformations naturelles (les paléodéformations) résultent de déplacements hétérogènes de volumes rocheux et se manifestent fondamentalement selon deux processus: les déformations continues (aplatissement, étirement, plissement, pliage) et les déformations discontinues (fissures, fractures, diaclases et failles).

La science de la déformation des roches (de l’écorce terrestre en général) intervient dans de nombreuses disciplines, aussi bien théoriques qu’appliquées. Aussi a-t-elle subi une très importante évolution au cours des dernières décennies du XXe siècle, perdant peu à peu le caractère empirique que toute science possède à ses origines; elle s’est rationalisée, et elle s’insère désormais dans des disciplines scientifiques telles que les sciences géologiques (en particulier la tectonique et la tectonophysique, mais aussi la sismologie) et la mécanique des solides. Elle est devenue, en outre, un outil indispensable aux techniques modernes d’exploitation des ressources naturelles: génie minier et pétrolier, fondations d’ouvrages (sécurité des barrages), traitement des matériaux (broyage, concassage, minéralurgie).

1. Cinématique

Les paléodéformations peuvent être étudiées, indépendamment des causes (température, variations d’humidité, dissolutions et contraintes), selon les concepts de la mécanique des milieux continus. Effectuées pendant des intervalles de temps pouvant être très longs (millions d’années), elles ont un caractère irréversible et peuvent atteindre des valeurs très élevées (déformations plastiques finies).

Déformations continues

Cas général

Une paléodéformation peut être examinée globalement en comparant l’état final à un état initial sans se préoccuper des étapes successives; mais, pour en avoir une image complète, il convient de la suivre au cours de ses états intermédiaires, c’est-à-dire de tenir compte du chemin suivi.

La déformation finie (ou grande déformation) se détermine, au voisinage d’un point, dans un référentiel triorthogonal fixe (x i ) à partir du vecteur de déplacement u i de ce point x k (c’est-à-dire d’un petit élément de roche) qui l’amène en 﨡i , tel que:

La transformation T, qui fait passer de x k à 﨡i , définie par:

est généralement rotationnelle; elle peut se décomposer en un produit d’une déformation pure D, ou D , par une rotation pure R, ce que l’on exprime symboliquement par T = RD = D R.

La déformation pure avant rotation D s’exprime analytiquement à l’aide des six composantes du tenseur symétrique:

Elle comporte, d’une part, trois composantes d’extension . Les extensions quadratiques, tensorielles, sont reliées au rapport d’allongement = l /l 0 d’un élément linéaire (l 0 = longueur initiale, l = longueur après déformation) par 﨎 = (2 漣 1)/2. On utilise parfois également l’extension linéaire 﨎 = 漣 1 ou l’extension logarithmique = ln. Elle comporte, d’autre part, trois composantes de distorsion . La distorsion caractérise la variation de l’angle entre deux éléments initialement orthogonaux.

Il existe, en général, trois directions triorthogonales, formant le trièdre des directions principales, pour lesquelles les distorsions sont nulles. La déformation pure est donc totalement définie par son orientation, celle du trièdre principal dans (x i ), et son intensité, c’est-à-dire les déformations principales dans les directions principales.

Dans une transformation rotationnelle, la rotation pure est caractérisée par la rotation du trièdre principal.

La déformation pure se visualise fréquemment par l’ellipsoïde transformé d’une sphère. Ses axes et le trièdre principal sont coaxiaux, les longueurs de ses demi-axes, rapportées au rayon de la sphère, fournissent les déformations principales.

En général, les trois déformations principales sont distinctes, la symétrie de la déformation est orthorhombique (les trois plans principaux triorthogonaux sont plans de symétrie). Lorsque deux déformations principales sont égales, la symétrie est de révolution. Si enfin les trois déformations principales sont égales, la déformation est dite isotrope (ou sphérique).

La déformation peut s’effectuer avec variation de volume (par départ d’eau au cours de la diagenèse, par exemple); on l’exprime par:

où V et V sont respectivement le volume initial et le volume final, et où h ij = 嗀ij + 2 﨎ij , le terme 嗀ij étant le tenseur de Kronecker. Elle peut au contraire être sensiblement isovolume (V 力 V), comme dans le cas des déformations plastiques tectoniques.

La déformation finie après rotation D est également utilisée en se référant au milieu déformé, c’est-à-dire à l’état actuel, celui que l’on observe lors des études tectonophysiques [cf. TECTONOPHYSIQUE], à l’aide du tenseur:

On observe parfois des volumes de roches où la déformation est homogène (indépendante du point choisi dans le volume considéré); u i est alors fonction linéaire de x k . Dans le volume envisagé, l’orientation du trièdre principal et les trois scalaires principaux sont constants: des plans et des droites se transforment selon des plans et des droites. La vitesse de déplacement d’un point (petit volume de roche) étant désignée par vi , la vitesse de déformation s’exprime par:

Au cours d’une déformation finie, durant un intervalle de temps dt , petit par rapport aux temps géologiques, la déformation qui s’effectue de t à t + dt est petite; elle est dite infinitésimale .

Elle s’exprime par:

La déformation infinitésimale tectonique étant considérée comme isovolume, on a 﨎ii = 0; c’est donc un déviateur.

L’étude d’une transformation tridimensionnelle rotationnelle, compte tenu de ses étapes successives, peut être très complexe; elle se simplifie lorsqu’il est possible de faire une analyse à deux dimensions.

La transformation bidimensionnelle

Si, dans une direction (x 2 par exemple), les dimensions restent sensiblement constantes au cours des déplacements, la transformation est dite plane. Bien que ce type de transformation ne concerne qu’un nombre restreint de cas réels, son étude permet de mettre en évidence des propriétés géométriques caractéristiques des phénomènes tectoniques à l’aide de deux exemples fondamentaux: la déformation pure isovolume et le glissement simple.

Déformation pure isovolume. Les directions principales sont invariantes; un élément linéaire (non principal) tourne au cours de la déformation; il tend à se rapprocher de la direction d’extension principale majeure (x 1) et subit une variation de longueur. Il existe un dièdre de directions inextensées : dans un angle du dièdre, les éléments sont raccourcis, dans l’autre ils sont allongés. Ce dièdre n’a pas la même orientation dans le milieu initial et dans le milieu déformé (fig. 1). La direction des inextensées dépend du taux de déformation; elle est égale à 梁 神/4 par rapport aux directions principales pour la déformation infinitésimale. Ainsi une inextensée subit-elle au cours de sa rotation une succession de contractions puis d’extensions qui se compensent globalement.

Glissement simple . C’est une transformation rotationnelle homogène (rencontrée dans certains types de plissement et servant d’image continue de certains phénomènes naturels de déformations discontinues), définie par la matrice u i ,k , qui s’exprime dans (x Oy ) par:

où S est le taux de glissement.

La rotation pure est égale à 淋, dans le sens direct (fig. 2 a), tel que:

La déformation quadratique 﨎ik s’exprime dans (x Oy ) par:

Toutes les droites tournent dans le même sens, sauf Ox , qui est invariante double de la transformation.

Pour S petit par rapport à l’unité, la déformation pure infinitésimale 劉 ik est définie par:

ses directions principales sont à 梁 神/4 par rapport à Ox ; la transformation infinitésimale se décompose selon la somme de la déformation pure infinitésimale 劉 ik et de la rotation pure infinitésimale 淋 = S/2 (fig. 2 b).

Déformations discontinues

La déformation est dite discontinue lorsque le déplacement ne varie pas continûment avec les coordonnées mais subit des discontinuités. Il existe deux types fondamentaux de discontinuités: normales et tangentielles.

Les discontinuités normales . La composante normale u n du déplacement d’un élément plan subit une discontinuité (fig. 3 a); il en résulte un déchirement suivant l’élément conduisant à des ruptures d’extension (du type diaclases ou lithoclases). Ainsi observe-t-on des familles de fentes localisées, à espacement régulier, souvent remplies par des minéraux recristallisés (quartz, calcite). Ces fentes peuvent être rectilignes ou sigmoïdes (fig. 3 b).

Les discontinuités tangentielles . La composante tangentielle u t du déplacement subit, sur un élément plan, une discontinuité (fig. 4 a) qui conduit à une rupture de cisaillement selon cet élément, caractéristique des failles et des microfailles. Chaque faille (fig. 4 b) est caractérisée par son rejet (déplacement tangentiel égal à u t 2u t 1).

À partir de ces cas essentiels, on peut observer des discontinuités telles que:

– les failles transformantes , résultant de la discrétisation du champ de vitesse d’extension (la dorsale atlantique, liée à la séparation progressive de l’Amérique et de l’Afrique, est affectée de nombreuses failles transformantes);

– les décrochements , résultant à la fois de discontinuités de composantes normales et tangentielles du déplacement, comme dans les crevasses provenant de séismes.

2. Lois de comportement

Les relations entre déformations et contraintes, étudiées en rhéologie, sont appelées lois de comportement des roches [cf. RHÉOLOGIE].

Pour des contraintes inférieures à un seuil, la limite élastique [cf. ÉLASTICITÉ], les déformations des roches sont petites et varient approximativement de façon linéaire et réversible avec les contraintes. Les relations de l’élasticité sont sensiblement vérifiées pour un grand nombre de roches; dans certains cas, le temps peut jouer un rôle, et l’élastoviscosité (cf. VISCOSITÉ) traduit mieux le comportement de certaines roches. Ce type de comportement intéresse l’étude des ondes sismiques (ondes élastiques, dont la vitesse de propagation est liée aux constantes élastiques de la roche résultant des déformations discontinues en profondeur; cf. SÉISMES ET SISMOLOGIE) et les problèmes de l’ingénieur, tels que barrages, travaux miniers, exploitations pétrolières [cf. GÉOTECHNIQUE].

Il existe plusieurs critères de limite élastique correspondant aux différents processus de déformation tels que microfissuration, glissement plastique, glissements intercristallins, maclage, écrasement des pores, recristallisation (cf. infra ), qui dépendent de la vitesse de déformation et de la température.

En se bornant à l’échelle macroscopique, celle des massifs, on peut schématiser le comportement du milieu en considérant que, au-delà du seuil, peuvent apparaître soit des déformations plastiques du type grandes déformations tectoniques (failles, plis, etc.), soit des ruptures de types fragiles (fissurations, comminutions). Il existe ainsi un seuil de pression isotrope p 0, caractéristique d’une roche donnée, fonction de la température, pour lequel:

– si la pression isotrope 靖ii /3 est inférieure à p 0, la limite élastique coïncide avec la rupture fragile extensive conduisant aux familles de diaclases rencontrées en surface de l’écorce terrestre, où la pression isotrope naturelle est basse;

– si la pression isotrope 靖ii /3 est supérieure à p 0, la limite élastique coïncide avec la limite d’écoulement plastique permettant les grandes déformations, éventuellement discontinues de type cisaillant, rencontrées en profondeur, où la pression isotrope naturelle s’élève.

Les critères de limite élastique sont alors représentés par deux fonctions des trois contraintes principales pour un milieu rocheux isotrope, que l’on exprime fréquemment à l’aide des invariants du tenseur de contrainte par deux relations du type:

avec:

On donne une image géométrique de ces critères à l’aide de deux surfaces, dites surfaces limites , dans un espace à trois dimensions (fig. 5):

– la surface Sf , d’allure sensiblement conique, traduit le comportement fragile , les surfaces de rupture s’orientant normalement à la direction de l’extension principale majeure;

– la surface Sp , d’allure parabolique, traduit le comportement plastique ; dans le cas de la déformation bidimensionnelle, il existe, en tout point du massif, deux surfaces de glissement (pouvant conduire au cisaillement discontinu) se coupant selon la direction de la contrainte principale intermédiaire, faisant entre elles l’angle 2 猪 (généralement inférieur à 神/2, caractéristique de la roche considérée), bissectées par la contrainte principale majeure (fig. 6); deux familles de telles surfaces, localisées, sont fréquemment observées dans les massifs.

On peut se représenter l’écoulement plastique comme caractérisé par une absence de relation entre l’état de contrainte actuel et la déformation permanente totale, qui dépend essentiellement de l’ordre de succession des états de contrainte, c’est-à-dire de l’histoire tectonique de la roche. Un tel comportement s’exprime par une loi incrémentale reliant linéairement les composantes du déviateur de vitesse de déformation à celles du déviateur de contrainte.

Ces déformations plastiques induisent une anisotropie du milieu et l’apparition de structures dont les types essentiels sont: les familles de failles ou de microfailles conjuguées (ruptures cisaillantes) d’angle aigu 2 猪 et la schistosité, par réorientation d’éléments dans le milieu, normale à la contraction principale majeure.

L’anisotropie d’un massif peut résulter soit de son mode de formation, comme dans le cas des roches sédimentaires stratifiées, soit de ses paléodéformations.

Les lois de comportement des roches anisotropes se manifestent par des critères faisant intervenir l’orientation du tenseur des contraintes par rapport à la structure et par une non-coaxialité, en général, des contraintes et des déformations; elles peuvent être également de type continu (tenseur élastique ou déformation plastique, par exemple) ou de type discontinu (comme dans la rupture des roches schisteuses).

3. Les processus de la déformation

On peut interpréter la déformation élastique d’un cristal, et donc aussi d’un corps polycristallin, en admettant que la disposition relative des atomes n’est pas modifiée; mais l’altération des distances mutuelles entre atomes (ou ions) lors du gauchissement du réseau modifie les forces (tant d’attraction que de répulsion) qui s’exercent entre atomes voisins, d’où l’apparition de contraintes mécaniques.

L’observation géologique montre que, très fréquemment, des roches ont subi, tout en restant solides, une déformation qui peut avoir atteint une grande ampleur. Cette déformation est la traduction macroscopique de modifications de structure qui peuvent être de natures assez différentes et qu’il importe de bien distinguer les unes des autres. À chacun des processus que nous allons passer en revue, il faut appliquer des lois particulières, et la vitesse de déformation (qui peut être, selon les cas, rapide ou très lente) doit être fonction, pour chaque nature de roche, non seulement de la contrainte, mais de la température, de la composition chimique du fluide d’imprégnation, et doit peut-être dépendre de toute l’histoire antérieure de la roche. Très schématiquement, le domaine élastique correspond à une contrainte faible. Il faut que celle-ci atteigne un certain seuil de plasticité pour que la déformation permanente commence à se produire; elle se poursuivra ensuite à une vitesse qui dépend de l’écart entre contrainte et seuil de plasticité. Pour mettre le phénomène en équations, on est conduit à supposer cette vitesse de déformation proportionnelle à l’écart entre la contrainte et le seuil, ce qui peut n’être qu’une approximation grossière; il y a toutes les raisons de penser que cette relation dépend beaucoup de l’histoire des déformations antérieures. La contrainte étant mesurée par un tenseur, il faut, pour définir cet écart, lui substituer un scalaire qui caractérise ce que l’on pourrait appeler, en termes imagés, son efficacité par rapport au processus envisagé, et que l’on forme par une combinaison des invariants du tenseur. On considère surtout le deuxième invariant, qui caractérise la tendance de la contrainte à produire un changement de forme; mais, selon les cas, il faut faire intervenir aussi le premier invariant, ou pression moyenne, qui peut s’opposer à la déformation ou, plus rarement, la faciliter. Quant au troisième invariant, on ne le fait généralement pas intervenir, mais c’est peut-être à tort, car il est nécessaire pour décrire complètement la contrainte. Bien entendu, ce problème de formulation mathématique se pose aussi bien pour la définition du seuil que pour l’expression d’une «vitesse de déformation», elle-même de nature tensorielle.

Il arrive parfois que la modification permanente de structure tende à se localiser et diminue progressivement la résistance: on aboutit ainsi à une rupture, les fragments pouvant glisser l’un sur l’autre (faille) ou s’écarter.

Dans les expériences de laboratoire sur des roches à l’air libre, on observe presque toujours une rupture avant toute déformation permanente appréciable. Il est nécessaire, pour observer une déformation permanente, d’opérer sous «triple étreinte» (fig. 7), c’est-à-dire avec trois composantes principales de la contrainte correspondant à des compressions (en général, sur une éprouvette cylindrique, on exerce une compression longitudinale plus forte que la pression latérale, qui est la même suivant toutes les directions), ce qui traduit bien la situation qui doit exister en profondeur.

Notons encore qu’il existe en général, dans les pores qui communiquent entre eux, un fluide à une certaine pression hydrostatique. La déformation permanente ou, plus généralement, le devenir mécanique de la roche, dépend non de la «contrainte totale», correspondant aux efforts transmis de l’extérieur sur la masse rocheuse, mais d’une «contrainte effective», obtenue en déduisant des composantes normales de la contrainte totale la valeur de la pression hydrostatique du fluide. Si celle-ci est particulièrement élevée, la contrainte effective peut être telle que se produisent des cisaillements et des glissements que la seule considération de la contrainte totale n’expliquerait pas. C’est un facteur important pour la production des chevauchements, dont on sait la fréquence.

Lorsqu’une roche a subi une déformation permanente, le changement de forme ne peut, en général, être mis en évidence que d’une manière assez indirecte. Mais la modification de structure qui en est responsable peut avoir laissé des traces qu’il faut savoir reconnaître et dont l’analyse est souvent la manière la plus commode de reconstituer la déformation. Encore faut-il bien distinguer les différents processus de déformation, qui peuvent obéir à des lois très différentes, et dont l’un ou l’autre, selon les circonstances ou les roches affectées, peut avoir été prédominant.

Déformation intracristalline

Il est naturel de commencer par l’étude du cas le plus simple, celui de la déformation d’un cristal unique. Une abondante moisson d’expériences, portant aussi bien sur les cristaux métalliques que sur certains minéraux (calcite, sel gemme, etc.), montre que cette déformation peut être facile (au point qu’il est parfois difficile de caractériser le seuil de plasticité), mais se fait selon certaines directions cristallographiques bien définies (fig. 8). On peut décrire cette déformation en disant qu’il y a glissement suivant un plan réticulaire bien déterminé et parallèlement à une direction déterminée de ce plan (fig. 9). Si la disposition de la matière cristalline, après glissement sur ces plans réticulaires, se trouve, en vertu des symétries du cristal, être équivalente à la disposition primitive, la déformation peut se poursuivre, et elle atteint, pour certains métaux, une très grande ampleur. Si la nouvelle disposition n’est pas équivalente à la disposition initiale, elle en est symétrique et, lorsque la déformation s’est produite dans tout un volume, celui-ci apparaît comme un second cristal, maclé avec le premier, les plans de macle étant les plans de glissement.

La déformation est alors d’amplitude limitée et ne peut se poursuivre une fois tout le cristal passé à la disposition du cristal maclé. Macle mécanique ou glissement sur un plan réticulaire correspondent donc au même phénomène et ne diffèrent que par suite des symétries que possède le cristal.

L’expression de glissement est d’ailleurs impropre: il n’y a pas glissement d’ensemble d’un plan réticulaire par rapport au suivant. En fait, il existe dans le cristal des défauts (ou «dislocations») hélicoïdaux ou en coin, et le glissement résulte du déplacement de ces dislocations, qui, dans un cristal très pur, peut être très facile. Mais l’existence d’inclusions de nature différente, ou même d’autres dislocations, peut empêcher ou gêner le passage des dislocations, et s’opposer à la déformation du cristal.

Il est important de signaler que, si certaines directions de glissements ou de macles mécaniques sont connues pour des minéraux assez nombreux, il n’en existe pas pour le quartz, qui ne peut donc se déformer par ce processus.

Si l’on envisage maintenant une roche polycristalline, par exemple un calcaire constitué par une mosaïque de cristaux de calcite, il apparaît immédiatement que les déformations possibles pour les différents grains sont en général géométriquement incompatibles. Si, cependant, il se produit des déformations intracristallines par macles, il y aura nécessairement aux jonctions entre grains des phénomènes plus complexes: ruptures, fragmentation de grains... Ce sont ces phénomènes qui absorbent le plus d’énergie et dont dépend la résistance globale de la roche, c’est-à-dire finalement le seuil de plasticité, et il n’existe pas de théorie qui permette d’en rendre compte en fonction de la texture.

Les macles et glissements réticulaires sont rapides, même à l’échelle de temps de nos expériences. Dans les déformations expérimentales sous triple étreinte de calcaires, c’est essentiellement ce processus qui joue. L’observation des macles permet de le mettre en évidence et permettrait, si l’on ne disposait pas d’autre indication, de reconnaître le sens de la déformation.

Mais c’est, pour le calcaire (à l’inverse des métaux, en général cubiques, et où les nombreuses symétries favorisent les glissements par rapport aux macles), un processus d’amplitude limitée (de 10 à 20 p. 100). Dans beaucoup de calcaires, certainement déformés, on ne peut mettre les macles en évidence et on est conduit à invoquer un autre processus.

On n’explique pas ainsi la déformation de roches quartzeuses.

Déformation par déplacement mutuel des grains

Tout le monde a eu l’occasion de «déformer» du sable entre ses doigts, et c’est pourquoi on serait tenté de prendre cet exemple comme modèle. En fait, le sable présente un angle de frottement interne élevé et augmente de volume pendant la déformation (dilatance), d’où il résulte que, sous triple étreinte, ce mode de déformation exigerait une valeur élevée du cisaillement (fig. 10). Il est donc vraisemblable qu’il ne joue un certain rôle qu’à très faible profondeur.

Écrasement des pores

Un calcaire tendre, tel qu’une craie ou le calcaire grossier du Lutétien parisien, possède une porosité élevée, qui se traduit par une densité faible (de 1,9 à 2,2, alors que la calcite, principal constituant, atteint 2,67). Sous triple étreinte, une pression différentielle modérée (de 3 à 5 MPa) suffit pour écraser les pores et réduire le volume de l’éprouvette de 10 à 15 p. 100, sans changement des dimensions transversales (fig. 11). Si l’évacuation de l’eau occupant les pores ne la ralentit pas, la déformation peut être rapide.

On doit s’attendre qu’un tel écrasement des pores se produise aussi pour une pression hydrostatique, c’est-à-dire avec trois composantes principales égales, suffisamment élevée. À l’inverse du mécanisme précédemment envisagé, l’écrasement des pores sera d’autant plus facile que la profondeur est plus grande, à tel point qu’il est douteux que des calcaires puissent conserver une aussi forte porosité à une profondeur notable (c’est-à-dire quelques kilomètres).

L’amplitude de ce mode de déformation est évidemment très limitée; il se produit parfois rapidement, pourvu que l’eau puisse s’échapper.

Dissolution et recristallisation

Il s’agit d’un mode de déformation lent, donc difficile, si ce n’est impossible, à mettre en évidence au laboratoire. Mais la fréquence des traces qu’il a laissées dans la structure des roches montre qu’il s’agit du mécanisme essentiel des déformations géologiques des roches, avec des modalités très variées.

Toutes les roches sont imprégnées d’une eau dans laquelle les minéraux constitutifs présentent une certaine solubilité, fût-elle très faible; même en l’absence d’eau, une certaine diffusion à l’état solide pourrait à la rigueur être invoquée. Pour peu que la solubilité diffère d’un point à l’autre, il peut y avoir dissolution d’un côté, recristallisation de l’autre, et la déformation qui en résulte atteint progressivement une grande amplitude.

La principale cause de variation de la solubilité d’une espèce minérale tient, conformément au principe de Riecke, à la contrainte mécanique à laquelle elle est soumise. La thermodynamique permet de montrer que la variation de solubilité est proportionnelle à l’énergie élastique par unité de volume. Il faudrait, de plus, tenir compte de l’énergie de surface, variable selon les faces cristallines, mais que l’évolution spontanée doit tendre à rendre minimale: c’est ainsi qu’on peut interpréter la recristallisation d’un calcaire, avec augmentation de la taille des grains cristallins (ce qui en réduit la surface).

Dans une roche poreuse, les pores libres sont les lieux de pression minimale, et les contacts entre grains, perpendiculairement à la direction de pression maximale, les points où la contrainte est maximale; c’est donc là que doit se produire une dissolution, la recristallisation se faisant sur les parois des pores (fig. 12 a). Il y a donc à la fois déformation dans le sens de la pression et réduction du volume des pores; la pression de l’eau peut s’en trouver accrue, tout au moins jusqu’à ce qu’elle ait pu s’échapper. Nous trouvons donc ici un mécanisme de compaction à côté de la déformation. Une fois la porosité disparue, la déformation peut se poursuivre par dissolution le long des contacts entre grains les plus chargés et cristallisation le long des moins chargés (fig. 12 b).

Une telle évolution laisse peu de traces dans la structure de la roche; dans l’ignorance où l’on se trouve généralement quant à la forme initiale des grains, on ne peut suspecter leur déformation que si elle atteint une grande amplitude.

Il arrive aussi, peut-être à la faveur des conditions de migration de l’eau, que la dissolution se fasse non plus aux limites de tous les grains mais le long d’une surface continue qui sera tapissée par les résidus argileux insolubles et qui se présente hérissée de pointes dans les «stylolites», pointes dont la direction indique celle du déplacement relatif des deux lèvres. En présence de repères tels que des fossiles, on reconnaît que le joint stylolitique résulte de la disparition d’une certaine épaisseur de roche, évidemment par dissolution.

Le calcaire dissous peut s’être déposé à nouveau dans les pores de la roche, qui devient ainsi très compacte: on peut citer comme exemple les calcaires jurassiques de Bourgogne, et la déformation se réduit alors à une compaction, dans le sens vertical.

Mais il arrive également que les stylolites (souvent beaucoup plus fins, et à peine discernables à l’œil nu) soient associés à de véritables déformations. Le dépôt peut alors se faire le long de veines, remplissant des fissures qui s’ouvrent perpendiculairement à la direction de pression minimale (fig. 13).

On observe également des dépôts – faciles à reconnaître à leur blancheur, qui tient à la pureté de la calcite (ou du quartz) déposée – en auréoles autour de grains durs qui ne participent pas à la déformation générale de la roche, et en bordure desquels la pression est minimale (fig. 14). Il y a donc là une série de signes qui permettent de reconnaître une déformation par dissolution-recristallisation et le sens général de celle-ci. Leur fréquence est telle, dans les niveaux relativement élevés où se situent des plis de couverture, en l’absence de tout métamorphisme, que l’on est conduit à penser qu’il s’agit là du mécanisme essentiel de la déformation.

Les choses se compliquent un peu lorsque joue le métamorphisme. Celui-ci se traduit par l’apparition de cristaux, généralement d’un minéral nouveau, se formant aux dépens d’autres minéraux qui disparaissent, parfois de gros cristaux, aux dépens de petits cristaux de la même espèce (cas d’un calcaire). Les transports de matière, sur de très courtes distances, doivent se faire par dissolution, ou peut-être par diffusion. Les cristaux qui apparaissent doivent être soumis au champ de contrainte général régnant dans la roche; mais, à contrainte donnée, l’énergie élastique par unité de volume varie selon l’orientation du cristal, et il en est de même de sa solubilité. Celle-ci doit jouer un rôle dans la sélection qui fait que, à partir d’un grand nombre de germes cristallins orientés au hasard, seuls se développeront, pour donner naissance à de gros cristaux, ceux qui possèdent l’orientation la plus favorable, correspondant au minimum de l’énergie élastique (fig. 15); ce processus de sélection apparaît comme cause essentielle de l’anisotropie des roches métamorphiques, liée à l’orientation de leurs minéraux constitutifs. Cette orientation privilégiée dépend des coefficients du tenseur d’élasticité du cristal, mais le calcul n’est pas du tout immédiat, et le résultat dépend de la nature de la contrainte.

Ce processus d’orientation par sélection des minéraux s’accompagne d’une certaine déformation, mais celle-ci peut se poursuivre très largement par le processus de dissolution-cristallisation décrit plus haut; si l’orientation des minéraux est très visible (son analyse et sa description se pratiquent depuis longtemps), il n’est cependant guère possible d’en déduire l’amplitude de la déformation, et même les directions de celle-ci ont été l’objet d’interprétations intuitives, souvent très discutables, en l’absence d’une compréhension correcte du mécanisme de sélection.

Macroscopiquement, l’anisotropie dans la distribution de l’orientation des minéraux se traduit souvent (en particulier lorsqu’il s’agit de minéraux phylliteux) par une schistosité , c’est-à-dire une tendance à se briser parallèlement à un plan, et par une linéation , plus variable dans ses manifestations, mais qui peut se traduire par le fait que les fragments résultant du jeu de la schistosité tendront à se diviser parallèlement à une certaine direction (fig. 16). Si la roche initiale était isotrope, la symétrie que l’on peut reconnaître à la disposition des cristaux, et qui se retrouve dans celle de la schistosité et de la linéation, doit être celle de la contrainte; on peut alors préciser que la composante principale maximale était perpendiculaire à la schistosité, et la composante principale minimale en général parallèle à la linéation.

Mais il arrive souvent que la distribution des orientations de minéraux ne présente qu’une symétrie inférieure; cela peut tenir à ce que les directions principales de la contrainte ont tourné au cours de la déformation ou au fait que la roche primitive n’était pas isotrope.

Déformation d’une roche schisteuse

Lorsqu’une roche présente une schistosité par suite d’une déformation antérieure (ou parfois d’un processus sédimentaire), sa résistance mécanique en est profondément affectée, et il peut arriver que le glissement des feuillets les uns sur les autres soit relativement facile. Cela se traduit par des modes particuliers de déformation; par exemple, sous l’action d’une compression faisant un petit angle avec la schistosité, on verra se former des redans (en anglais, kink ), c’est-à-dire des bandes parallèles à l’intérieur desquelles les lits schisteux ont glissé les uns sur les autres et pivoté d’un angle déterminé (fig. 17). On observe fréquemment ce type de déformation, relativement tardive, d’une masse déjà schisteuse.

Déformation de roches hétérogènes

Il est particulièrement intéressant d’observer la déformation d’une roche hétérogène, c’est-à-dire constituée initialement d’une alternance de lits de natures différentes, par exemple lits gréseux et lits schisteux, ou comportant des veines. Il est clair qu’il ne peut régner dans l’ensemble une contrainte uniforme produisant des déformations différentes et géométriquement incompatibles, et qu’il ne peut non plus se produire une déformation uniforme qui impliquerait des contraintes non en équilibre. En fait, il règne, dans les lits alternés, des contraintes différentes, mais qui ont les mêmes composantes suivant les surfaces de contact; les déformations sont différentes mais compatibles le long de ces contacts. La comparaison peut être très instructive.

Un cas relativement simple est celui où la déformation se traduit par l’apparition d’une schistosité dans les différentes sortes de lits alternants. On constate que cette schistosité n’y a pas la même direction; elle se réfracte (fig. 18), et la mesure des angles qu’elle fait avec les lits peut apporter beaucoup d’informations sur la nature de la contrainte agissante et sur le rapport des seuils de plasticité dans les roches alternantes.

Un autre cas est celui du «boudinage»: des lits rigides inclus dans une masse plastique peuvent se fragmenter par traction, puis leurs débris s’écartent, entraînés dans la déformation de la masse plastique (fig. 19). La rotation que ces fragments peuvent subir, par rapport à leur alignement général, fournit une indication complémentaire sur l’orientation des composantes principales.

Si, au contraire, la masse plastique tend à être comprimée dans le sens des bancs rigides, ceux-ci peuvent se plisser sur eux-mêmes en plis capricieux (plis ptygmatiques ).

Ces différentes formes de déformation d’une masse hétérogène peuvent se combiner entre elles: on voit la schistosité s’ouvrir en éventail à l’approche du lit plus résistant, affecté de plis ptygmatiques, et à la traversée duquel elle va se réfracter.

L’observation de telles déformations complexes permet de se rendre compte du rapport des contraintes dans les différents types de roches qui ont été déformées ensemble et d’en déduire les rapports des seuils de plasticité. Par exemple, des lits de dolomie se brisent en fragments anguleux au milieu du calcaire, dont la déformation se fait d’une manière fluidale; il est clair que la contrainte, sous l’action de laquelle le calcaire se déformait plastiquement, n’atteignait pas la valeur du seuil de plasticité pour la dolomie, qui était donc plus élevé. On peut ainsi constater que les seuils de plasticité, pour les différents types de roches, dans les conditions de température et de pression où s’est produite la déformation, peuvent se classer dans un ordre très différent de celui des résistances qu’elles présentent à l’air libre. Il arrive que, dans le plissement de lits alternés de quartz et de mica, le quartz constitue les épaississements dans les charnières qui peuvent résulter de l’inégalité de la déformation et se comporte ainsi comme le plus plastique, alors qu’à l’air libre il serait de loin le plus résistant.

Déformations successives

La déformation d’une roche peut avoir atteint un taux très élevé, et il est clair qu’elle s’est déroulée progressivement, pendant une durée notable; il est parfois possible d’en saisir les étapes successives; par exemple, pour un calcaire déformé dans des conditions relativement superficielles, les intersections entre veines et stylolites montrent très clairement l’ordre de succession dans le temps. Mais, si l’on essaie, de proche en proche, d’établir une succession chronologique, on arrive à une complication inextricable: on ne peut pas distinguer de phases (stylolites de la première génération, veines de la deuxième génération, etc.), et il faut se borner à y voir les stades successifs dans un processus continu de déformation qui a joué par le même mécanisme, donc vraisemblablement dans les mêmes conditions de température et de pression. Dans ce déroulement continu, on peut parfois reconnaître un changement progressif des directions de stylolites et de veines, donc des directions de contraintes.

Si le changement de direction est plus marqué, même si le processus de déformation reste le même, la distinction des phases peut devenir plus claire: le «marbre en plaquettes» du Crétacé supérieur du Marguareis (Alpes-Maritimes) présente une stratification bien visible; une déformation accusée y produit une schistosité «de fracture», c’est-à-dire non continue mais impliquant la division de la roche en lamelles, ou «microlithons», qui ont joué les unes par rapport aux autres, mais dans l’intérieur de chacune desquelles la stratification antérieure reste visible (fig. 20). On constate qu’il est apparu ensuite une deuxième schistosité analogue, disloquant la première, puis une troisième... Tout ce qui est antérieur à l’avant-dernière schistosité devient indiscernable, et ce n’est que par l’étude des transitions que l’on peut reconstituer cette histoire complexe. Les schistosités successives ont des directions différentes, par lesquelles on cherchera à les caractériser; encore faudrait-il être sûr que cette direction était uniforme à l’origine, ce qui n’est pas évident lorsqu’on observe les réfractions à l’approche des masses plus dures, et demanderait en tout cas à être vérifié.

La distinction de phases successives devient plus significative lorsqu’elles se sont déroulées à des époques suffisamment éloignées pour que les conditions de température et de pression (ou peut-être l’environnement chimique) aient été elles-mêmes suffisamment différentes pour que les déformations se produisent suivant des processus distincts. Par exemple, si les minéraux phylliteux formés dans les plans de deux schistosités superposées sont de natures minéralogiques différentes, leur distinction devient très sûre. On rattachera à une même phase les traces de déformations géométriquement concordantes, par exemple des plissotements, ainsi que la schistosité qui en marque les plans axiaux. Il est possible, dans ces conditions, de débrouiller la superposition de multiples phases, par exemple une schistosité ancienne, plissée dans une deuxième phase, celle-ci liée à une deuxième schistosité de plan axial. Les phases tardives peuvent comporter la formation de redans, à la faveur de la schistosité, et en dernier lieu une fissuration déterminant un réseau de diaclases découpant toute la masse.

Une fois cette succession de phases reconnue dans une zone d’observation favorable, il reste à la reconnaître en d’autres lieux. On est tenté pour cela de s’appuyer sur les directions, mais avec cette réserve que, dès l’origine, les directions de schistosité dues à un même phénomène global peuvent présenter des différences assez marquées selon les lieux et que les roches portant les traces des phases anciennes peuvent avoir été notablement déplacées par les déformations ultérieures. Ces facteurs d’erreur sont parfois méconnus.

Il resterait enfin à dater chacune de ces phases de déformation et à les mettre en correspondance avec les phases tectoniques établies par l’histoire géologique régionale.

Encyclopédie Universelle. 2012.

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