Suite

3.2 : Déformation - Géosciences

3.2 : Déformation - Géosciences


Lorsque les roches sont sollicitées, la déformation résultante peut être élastique, ductile ou cassante. Ce changement est généralement appelé déformation. Élastique déformation est une contrainte qui est réversible une fois la contrainte relâchée. Par exemple, lorsque vous étirez un élastique, il reprend élastiquement sa forme d'origine une fois que vous l'avez relâché. Déformation ductile se produit lorsqu'une contrainte suffisante est appliquée à un matériau pour que les modifications de sa forme soient permanentes et que le matériau ne soit plus en mesure de reprendre sa forme d'origine. Par exemple, si vous pliez une barre de métal trop loin, elle peut se déformer de façon permanente. Le point auquel la déformation élastique est dépassée et la contrainte devient permanente est appelé le seuil de rentabilité. Dans la figure, la limite d'élasticité est l'endroit où la ligne passe de la déformation élastique à la déformation ductile (la fin de la ligne en pointillés). La déformation fragile est un autre point critique de non-retour lorsque l'intégrité de la roche échoue et que la roche se fracture sous une contrainte croissante.

Le type de déformation que subit une roche dépend de la pression interstitielle, de la vitesse de déformation, de la résistance de la roche, de la température, de l'intensité de la contrainte, du temps et de la pression de confinement. La pression interstitielle est exercée sur la roche par des fluides dans les espaces ouverts ou des pores incrustés dans la roche ou les sédiments. Le taux de déformation mesure la vitesse à laquelle le matériau est déformé. Par exemple, appliquer une contrainte lentement permet de plier plus facilement un morceau de bois sans le casser. La résistance de la roche mesure la facilité avec laquelle une roche se déforme sous contrainte. Le schiste a une faible résistance et le granit a une résistance élevée. L'élimination de la chaleur ou la diminution de la température rend les matériaux plus rigides et sensibles à la déformation fragile. D'autre part, les matériaux chauffants les rendent plus ductiles et moins cassants. Le verre chauffé peut être plié et étiré.

Tableau montrant la relation entre les facteurs agissant sur la roche et les déformations résultantes :

FacteurRéponse à la contrainte
Augmenter la températurePlus ductile
Augmenter le taux de contraintePlus fragile
Augmenter la force de la rochePlus fragile

Propriétés des matériaux/combustibles oxydes pour les réacteurs à eau légère et les réacteurs à neutrons rapides

2.07.3.4 Traitement des tubes

Pour la production de tubes sans soudure, une extrusion à chaud est d'abord réalisée dans la plage de température de 600 à 700 °C. Pour la fabrication des tubes de force, cette étape est suivie d'une seule étape d'étirage à froid et d'un traitement thermique final de détensionnement. Pour les tubes de gainage, l'extrusion produit un grand tube extrudé (« Trex » ou « coque »), de 50 à 80 mm de diamètre et de 15 à 20 mm d'épaisseur, dont la taille est encore réduite par laminage à froid sur des laminoirs à pèlerin. .

Après chaque étape de travail à froid du matériau de la plaque ou du tube, un traitement de recuit est obligatoire pour restaurer la ductilité. Il est généralement effectué dans la plage de 530 à 600 °C pour obtenir le matériau entièrement recristallisé (RX). La microstructure résultante est une géométrie équiaxe des grains de Zr avec les précipités situés aux joints des grains α ou à l'intérieur des grains. La localisation des précipités aux joints de grains n'est pas due à une précipitation intergranulaire mais au fait qu'ils fixent les joints de grains lors de la croissance des grains ( Figure 9 ). Ces différents traitements thermiques contribuent au contrôle du paramètre de recuit cumulé qui sera décrit ci-après. Pour de meilleures propriétés mécaniques du produit final, la température du dernier traitement de recuit peut être réduite pour éviter une recristallisation complète. C'est l'état détendu (SR), obtenu avec une température finale de traitement thermique de 475 °C, qui se caractérise par des grains allongés et une forte densité de dislocations, et par un soulagement des contraintes internes, conduisant à une plus grande ductilité qu'à froid. -matériaux travaillés. Elle est principalement appliquée aux gaines des REP, tandis que pour les REB, une recristallisation complète est effectuée à 550-570 °C.

Graphique 9 . Microstructure du Zry-4 recristallisé : Zr(Fe,Cr)2 précipite dans la matrice Zr(Sn–O) (MET à deux échelles différentes).

2.07.3.4.1 Développement de texture cristallographique

Deux mécanismes de déformation plastique interviennent lors de la déformation à basse température des alliages de Zr : le glissement de dislocation et le macle. Comme examiné par Tenckhoff, 14 le mécanisme de déformation le plus actif dépend de l'orientation relative du grain dans le champ de contraintes.

Le glissement de luxation se produit principalement sur le plan du prisme avec un une Vecteur de hamburgers. Il est appelé système < 10 1 − 0 >〈 1 2 − 10 〉 , ou système prismatique. La déformation totale imposée lors du traitement mécanique des alliages de Zr ne peut cependant pas être expliquée uniquement avec ce seul type de glissement, car les différentes orientations du cristal ne donneraient que deux systèmes de cisaillement indépendants. Aux fortes déformations, et à mesure que la température augmente, (c + une) le glissement de type est activé sur les plans < 11 2 − 1 >ou < 10 1 − 1 >. Ce sont les systèmes de glissement pyramidal, ayant des contraintes de cisaillement résolues plus élevées ( Figure 2 ).

Figure 2 . Les deux vecteurs Burgers (une et c + une) pour les dislocations de déformation dans les alliages de Zr, et les deux plans de glissement (prismatique et pyramidal) dans hcp α-Zr.

Différents systèmes de jumelage peuvent être activés en fonction de l'état de contrainte : pour la contrainte de traction dans le c-direction, < 10 1 − 2 >〈 1 − 011 〉 les jumeaux sont les plus fréquents, tandis que le système < 11 2 − 2 >〈 1 − 1 − 23 〉 est observé lorsque la compression est appliquée dans le c-direction. Les contraintes de cisaillement résolues des systèmes macles se sont avérées plus élevées que celles nécessaires au glissement, mais en raison de la dépendance du facteur de Schmid à l'orientation, le macle est activé avant le glissement, pour certains grains bien orientés. Par conséquent, il existe cinq mécanismes de déformation indépendants opérant dans chaque grain, et ainsi le critère de von Mises pour la compatibilité de déformation grain à grain est rempli.

Aux grandes déformations obtenues lors du traitement mécanique, des interactions en régime permanent se produisent entre les systèmes jumeaux et de glissement qui ont tendance à aligner les plans basaux parallèlement à la direction de la déformation principale. 15,16 Pour les matériaux laminés à froid (feuilles ou tubes), les textures sont telles que la majorité des grains ont leur c-axe incliné de 30 à 40° par rapport à la normale de la feuille ou de la surface du tube vers la direction tangentielle, comme on peut le voir dans la figure polaire 〈0001〉 d'un tube de gainage ( figure 3 ).

Figure 3 . 〈0001〉 Figure polaire de deux tubes de gainage avec des voies de traitement mécanique légèrement différentes.

Lors du laminage du tube, l'étalement de la texture peut être réduit en agissant sur le rapport des réductions d'épaisseur sur diamètre (Q facteur) : une réduction d'épaisseur supérieure à la réduction de diamètre donne une texture plus radiale, c'est-à-dire une texture avec le c pôles plus proches de la direction radiale. 16

Après traitement à froid, la direction 〈10 1 ― 0〉 est parallèle à la direction de laminage, et lors d'un traitement thermique de recristallisation une rotation de 30° se produit autour du c-direction et la direction de laminage est alors alignée avec la direction 〈11 2 ― 0〉 pour la plupart des grains.


Abstrait

La province minérale de Carajás comprend les plus grandes réserves de fer au monde avec des excavations réalisées à l'aide d'une fosse à ciel ouvert. Les opérations minières dans la région ont des zones importantes de mouvements de masse rocheuse et de déplacements de surface qui peuvent potentiellement conduire à des instabilités de pente avec des risques pour le personnel, l'équipement et la production. Des instabilités peuvent être attendues en raison des excavations profondes dans des masses rocheuses de faible qualité géomécanique, des pratiques de dynamitage et de fortes précipitations. Dans cet article, les instabilités du sol sont surveillées grâce à une analyse SAR intégrée basée sur une pile de données de 33 images TerraSAR-X. Cette approche a été conçue pour surveiller des régimes de déplacement distincts, allant de taux de déformation faibles à élevés, et pour cartographier les changements de surface, sur la base des variations de la réflectivité radar. Les résultats ont été comparés aux informations de terrain (station totale/prismes, radar au sol, cartes géologiques et géomécaniques), et l'approche s'est avérée efficace pour surveiller la déformation du sol dans la région. En raison de ses capacités (vue synoptique, haute précision, échantillonnage en grille dense), l'utilisation complémentaire du SAR spatial avec des systèmes de surveillance sur le terrain s'est avérée stratégique pour la planification minière opérationnelle et l'évaluation des risques dans cet environnement difficile.


3.2 : Déformation - Géosciences

Sur le terrain, les roches ultramafiques sont principalement observées dans les sections basales des ophiolites et sous forme de morceaux exhumés du manteau supérieur. Voici un affleurement célèbre à Helgehornvatnet en Norvège :

La stratification est formée de différentes proportions d'olivine, d'opx, de cpx et de grenat :

Ce que vous pouvez bien voir sur ce gros plan :

Pour comprendre la pétrogenèse des roches ultramafiques à l'aide du système CaO-MgO-SiO, nous traçons les phases en utilisant des proportions molaires sur un triangle avec une composante à chaque sommet

Région PT--Champ de divergence
s'il y a 2 degrés de liberté (P et T), 2 + P=3 + 2, P=3 il y a trois phases dans un champ divariant
ces trois phases définissent un triangle sur le diagramme CMS
la composition en vrac se trouve dans le triangle
une composition en vrac différente définit un triangle triphasé différent dans le même P&T

Réaction minérale - Ligne univariante
s'il y a 1 degré de liberté (P ou T), 1 + P=3 + 2, P=4 il y a quatre phases le long d'une ligne univariante --une réaction
les quatre phases créent des lignes de croisement
la composition en vrac se situe à l'intersection des deux triangles triphasés

Point invariant
s'il y a 0 degrés de liberté, 0 + P=3 + 2, P=5 il y a cinq phases en un point invariant

La plupart des roches ultramafiques couvrent une gamme très restreinte de compositions en vrac et donc leurs phases constitutives sont également très restreintes en composition. Pour cette raison, ignorer Fe pour calculer les relations de phase n'est pas une grande simplification. Cela signifie également que les compositions des minéraux ne peuvent pas beaucoup changer dans leurs champs de stabilité, les positions des réactions ne bougent pas beaucoup avec la composition minérale et les réactions sont essentiellement des réactions discontinues.

Vous trouverez ci-dessous des diagrammes de phases montrant les champs de stabilité des minéraux dans diverses compositions en vrac de roches ultramafiques :

Partie 1. Aperçu du métamorphisme et de la tectonique
Partie 2. Introduction au métamorphisme
Partie 3. Processus physiques du métamorphisme
Partie 4. Équilibres de phase d'introduction et thermodynamique
Partie 5. Roches ultramafiques
Partie 6. Roches mafiques
Partie 7. Roches pélitiques
Partie 8. Diffusion
Partie 9. Thermobarométrie
Partie 10. Cinétique
Partie 11. Interaction entre métamorphisme et déformation
Partie 12. Métamorphisme et géochronologie
Partie 13. Métamorphisme et tectonique I
Partie 14. Métamorphisme et tectonique II
Notes sur la thermodynamique


9.3 Cartes géologiques

Les cartes géologiques sont des représentations bidimensionnelles (2D) des formations et structures géologiques à la surface de la Terre, y compris les formations, les failles, les plis, les strates inclinées et les types de roches. Les formations sont des unités rocheuses reconnaissables. Les géologues utilisent des cartes géologiques pour représenter où se trouvent les formations géologiques , les failles , les plis et les unités rocheuses inclinées. Les formations géologiques sont des unités rocheuses reconnaissables et cartographiables. Chaque formation sur la carte est indiquée par une couleur et une étiquette. Pour des exemples de cartes géologiques, voir la visionneuse de cartes géologiques de l'Utah Geological Survey (UGS) .

Les étiquettes de formation comprennent des symboles qui suivent un protocole spécifique. La ou les premières lettres sont en majuscules et représentent la période géologique de la formation. Plus d'une lettre majuscule indique que la formation est associée à plusieurs périodes de temps. Les lettres minuscules suivantes représentent le nom de la formation, la description abrégée de la roche, ou les deux.

9.3.1 Coupes transversales

Les coupes transversales sont des interprétations du sous-sol faites à partir de mesures de surface et du sous-sol. Les cartes affichent la géologie dans le plan horizontal, tandis que les coupes transversales montrent la géologie souterraine dans le plan vertical. Pour plus d'informations sur les sections transversales, consultez le wiki AAPG.

9.3.2 Strike and Dip

&ldquoStrike&rdquo et &ldquodip&rdquo sont des mots utilisés pour décrire l'orientation des couches rocheuses par rapport au nord/sud et à l'horizontale. Symbole d'attitude sur la carte géologique (avec les directions de la boussole pour référence) montrant la direction de N30 o E et le pendage de 45 vers le SE.

Les géologues utilisent un symbole spécial appelé grève et pendage pour représenter les lits inclinés. Les symboles de carte de grève et de creux ressemblent à la lettre majuscule T , avec un tronc court et une ligne supérieure extra-large. Le tronc court représente le creux et la ligne du haut représente la grève. Le pendage est l'angle sous lequel un lit plonge dans la Terre par rapport à l'horizontale. Un nombre à côté du symbole représente l'angle d'inclinaison. Une façon de visualiser la grève est de penser à une ligne formée par l'eau stagnante sur la couche inclinée. Cette ligne est horizontale et se trouve sur une direction de boussole qui a un certain angle par rapport au vrai nord ou sud (voir figure). L'angle d'attaque est l'angle mesuré par une boussole spéciale. Par exemple, N 30° E (lire nord 30 degrés est) signifie que la ligne horizontale pointe vers le nord-est à un angle de 30° par rapport au nord géographique. Le symbole de direction et de pendage est dessiné sur la carte à l'angle de direction par rapport au nord géographique sur la carte. Le pendage de la couche inclinée représente l'angle vers la couche par rapport à l'horizontale, dans la figure 45 o SE (lire pendage de 45 degrés vers le SE). La direction du creux serait la direction dans laquelle une balle roulerait si elle était posée sur la couche et relâchée. Un lit rocheux horizontal a un pendage de 0° et un lit vertical a un pendage de 90°. Strike et dip considérés ensemble sont appelés attitude rock.

Cette vidéo illustre les structures géologiques et les symboles cartographiques associés.

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3.2 : Déformation - Géosciences

Cette page sert de réceptacle au logiciel de géologie structurale créé dans le groupe structure UW.

Simulations de déformation en Java

Ces programmes peuvent être utilisés comme supports pédagogiques dans un cours de géologie structurelle de premier ou de deuxième cycle.

Après avoir téléchargé et développé l'archive, double-cliquez simplement sur le fichier .jar. Je les ai testés avec succès sur Mac OS X et plusieurs machines Windows, mais votre kilométrage peut varier. J'ai entendu dire qu'ils fonctionnent également bien sous Linux.

Boîte de cisaillement 1.4.2 - Dernière mise à jour le 25 mai 2006
Simule le cisaillement progressif sur une boîte, affichant l'ellipse de déformation et la rotation et la déformation de la ligne de matériau.

Stress v. Strain 1.4.1 - Dernière mise à jour le 28 septembre 2005
Simule un cisaillement progressif sur une boîte, affichant des axes de "contrainte" (en supposant un milieu visqueux) et de déformation finie.

Strain Theory 1.2.5 - Dernière mise à jour le 18 novembre 2005
Simule le cisaillement progressif sur une boîte, affichant l'ellipse de déformation, les apophyses d'écoulement, les axes de déformation infinitésimaux et les axes de déformation finie.

Souche 3D 1.2.1 - Dernière mise à jour le 28 septembre 2005
Simule un cisaillement général progressif tridimensionnel sur une boîte.

Flow Lines 1.6.1 - Dernière mise à jour le 28 septembre 2005
Simule le cisaillement progressif sur une boîte, en utilisant des lignes d'écoulement pour afficher le chemin exact des points de matériau pendant la déformation.

Clastes rotatifs 1.3.2 - Dernière mise à jour le 17 décembre 2005
Simule la rotation des clastes elliptiques dans des conditions de cisaillement progressif selon la rotation du modèle Jeffery ou March.

Jeffery c. 1.1.1 mars - Dernière mise à jour le 28 septembre 2005
Simule la rotation des clastes elliptiques dans des conditions de cisaillement général progressif, permettant une comparaison simultanée de la rotation des modèles Jeffery et March.

Tissu de cisaillement 1.2.1 - Dernière mise à jour le 28 septembre 2005
Simule la formation de tissu rocheux sous cisaillement progressif en déplaçant et en faisant pivoter les clastes elliptiques.


La modélisation

UNAVCO héberge plusieurs packages de modélisation pris en charge par la communauté GPS/GNSS.

3D-Déf

3D-Déf: un ensemble de programmes Fortran écrits par Joan Gomberg (USGS) et Mike Ellis (British Geological Survey) permet à l'utilisateur de créer un modèle d'élément de frontière tridimensionnel pour le calcul des contraintes, des déformations et des déplacements à l'intérieur et à la surface d'un demi-espace élastique il n'y a pas de fond au modèle. La puissance du modèle vient de la capacité à a) résoudre une variété de quantités de déformation sur une variété de failles et de plans simultanément, et b) de conduire la déformation de manière relativement réaliste (et donc potentiellement complexe).

DEFNODE

DEFNODE: un programme Fortran écrit par Rob McCaffrey pour modéliser les rotations et les vitesses de déformation élastiques des blocs lithosphériques, ainsi que le blocage ou le glissement cosismique sur les failles délimitant les blocs. Les mouvements des blocs sont spécifiés par les vitesses angulaires sphériques de la Terre (pôles de rotation d'Euler) et le glissement arrière intersismique est appliqué le long des failles qui séparent les blocs, en utilisant un demi-espace élastique. Les failles sont spécifiées par les coordonnées lon-lat-profondeur des nœuds (formant une grille irrégulière de points) le long des plans de faille. Les paramètres sont estimés par recuit simulé ou recherche de grille. Différents types de données peuvent être utilisés, notamment les vitesses GPS, les taux de glissement de faille, les vecteurs de glissement de tremblement de terre, les taux de déformation géodésique, etc.

Coulomb 3.2

Coulomb 3.2: développé par Shinji Toda (DPRI/Kyoto Univ.), Ross Stein & Volkan Sevilgen (USGS, Menlo Park) et Jian Lin (WHOI), est destiné à la fois à la recherche dirigée par des publications et à l'enseignement en classe au niveau collégial et universitaire. Les auteurs pensent qu'on apprend mieux lorsqu'on peut voir le plus possible et qu'on peut explorer des alternatives rapidement. Ainsi, la principale caractéristique de Coulomb est la facilité de saisie, la modification interactive rapide et la visualisation intuitive des résultats. Le programme a des menus et des éléments de contrôle, et des boîtes de dialogue pour faciliter l'utilisation. Les graphiques internes sont adaptés à la publication et peuvent être facilement importés dans Illustrator, GMT, Google Earth ou Flash pour d'autres améliorations. Coulomb est une application MATLAB et fonctionne donc sur tous les ordinateurs. Le logiciel, les fichiers du didacticiel et un guide de l'utilisateur en couleur de 56 pages peuvent être téléchargés gratuitement.

Coulomb est conçu pour permettre de calculer les déplacements statiques, les déformations et les contraintes à n'importe quelle profondeur causés par le glissement de faille, l'intrusion magmatique ou l'expansion/contraction des digues. On peut calculer les déplacements statiques (sur une surface ou aux stations GPS), les déformations et les contraintes causées par le glissement de faille, l'intrusion magmatique ou l'expansion des digues. Des problèmes tels que la façon dont un tremblement de terre favorise ou inhibe la défaillance sur les failles voisines, ou comment le glissement de faille ou l'expansion d'une digue compressera une chambre magmatique à proximité, sont liés à Coulomb. La déformation géologique associée aux failles de décrochement, aux failles normales ou aux plis de faille est également une application utile. Les calculs sont effectués dans un demi-espace élastique avec des propriétés élastiques isotropes uniformes suivant Okada [1992]. Les processus non inclus dans Coulomb sont également importants, tels que les contraintes dynamiques, la diffusion du fluide interstitiel et le rebond viscoélastique. De plus, les bassins et la stratification crustale modifient les contraintes par rapport au demi-espace élastique mis en place à Coulomb. Néanmoins, nous pensons qu'un outil simple qui permet l'exploration d'un élément clé de l'interaction sismique a une grande valeur pour la compréhension et la découverte.

VISCO1D

VISCO1D: un ensemble de programmes Fortran écrits par Fred Pollitz qui calcule la réponse d'un milieu élastique-viscoélastique stratifié sphériquement aux contraintes générées par un séisme se produisant dans l'une des couches élastiques. La réponse est décrite dans une géométrie terrestre sphérique en termes d'expansion harmonique sphérique de composantes de mouvement sphéroïdales et toroïdales, chaque composante représentant un "mode" de relaxation avec son propre temps de décroissance caractéristique et son propre modèle de déformation spatiale. Il est très flexible et permet la détermination de champs de déformation post-sismiques dépendant du temps (trois composantes de déplacement et six composantes indépendantes de déformation) à n'importe quel niveau de profondeur. Il gère les dislocations de cisaillement sur un plan de faille spécifié, ou l'extension à travers un plan de faille spécifié.


Apprendre encore plus

Intéressé à discuter de la recherche sur laquelle nous travaillons ou à en savoir plus? S'il vous plaît contactez:

Dr Andreas Eckert

Professeur agrégé, géologie-géophysique et génie pétrolier

Simulation numérique du pliage des boucles, simulation numérique de l'évolution du tissu rocheux, de l'initiation des fractures, de la tectonique des sels, des bandes de déformation et de la géomécanique des puits de forage et des réservoirs.

Pour plus d'informations sur les recherches du Dr Eckert, veuillez visiter son site Web ou sélectionner

Dr Leslie Gertsch

Professeur agrégé, Génie géologique

Produire durablement les ressources naturelles de l'espace, ce qui réduira les coûts de lancement. Avec le temps, l'exploitation minière dans l'espace réduira l'impact humain sur l'environnement terrestre et augmentera les chances que l'humanité survive à des catastrophes, telles qu'une guerre nucléaire ou un impact d'astéroïde. De plus, le comportement hydromécanique couplé de la roche fracturée. La roche se fissure et change de forme lorsqu'elle est soumise à une charge, ce qui modifie la vitesse à laquelle les eaux souterraines, le pétrole, etc. peuvent s'y déplacer. La présence d'eau et d'autres fluides modifie également la facilité d'excavation de la roche pour les fondations, les tunnels, etc.

Pour plus d'informations sur les recherches du Dr Gertsch, veuillez sélectionner ici pour les publications.

Dr John Hogan

Professeur agrégé, géologie et géophysique

Géologie structurale - pétrologie ignée de plissement et de failles - pétrogenèse granitique et tectonique de développement textural - régimes d'extension et signification des surfaces topographiques subhorizontales.

Pour plus d'informations sur les recherches du Dr Hogan, veuillez consulter son site Web ou sélectionner

Dr Jérémy Maurer

Professeur adjoint, Génie géologique

Géodésie, mécanique des tremblements de terre et des failles, sismicité induite, problèmes inverses et modélisation, quantification des incertitudes, déformation de la croûte et méthodes géophysiques.

Pour plus d'informations sur les recherches du Dr Maurer, veuillez visiter son site Web ou sélectionner ici pour les publications.


3.2 : Déformation - Géosciences

De la ségrégation, du transport et de la mise en place des magmas,

à la déformation à l'état solide des granitoïdes :

Microstructures, tissus et champs de déformations finis.

La fonte partielle des roches est le principal mécanisme responsable de la différenciation pétrologique de la croûte continentale de la Terre. Comprendre ce qui déclenche la fonte partielle, ce qui contrôle la ségrégation de la fonte, et à l'autre bout de la chaîne, ce qui contrôle le transport et la mise en place des magmas est un préalable à la compréhension de la différenciation de la croûte terrestre. Tels sont les objectifs de la première partie de ce cours.
Dans la deuxième partie, nous nous intéressons aux structures qui se développent au cours du transport et de la mise en place des plutons felsiques. Nous verrons les forces de frontière des plaques aider la fonte et le magma à s'écouler loin de leurs zones sources. Nous verrons que les forces de flottabilité jouent également un rôle majeur dans la mise en place du pluton felsique dans la croûte supérieure. Les structures qui se développent au cours du transport et de la mise en place des plutons felsiques résultent de l'interaction entre les forces de corps et les forces de frontière sur un volume de magma dont la rhéologie est en constante évolution. Dans de nombreux cas, le champ de déformation fini dans et autour d'un pluton granitique correspond à l'interférence entre la mise en place et le tissu tectonique. Nous verrons que les interférences incrémentales des champs de déformations peuvent conduire à des structures très complexes trop souvent et à tort interprétées en termes de superposition de phases discrètes de déformation (superposition de champs de déformations finis).

II- Anatexie crustale et cristallisation des magmas

La viscosité du magma est le principal paramètre contrôlant la ségrégation, le transport et la mise en place du magma. En plus de la température, la viscosité du silicate fondu est contrôlée par son SiO2 contenu (haute SiO2 ->haute viscosité) et par la quantité de volatiles dissous qui est dominée par H2O (haut H2teneur en O -> faible viscosité). D'autres volatiles ont un effet différent et par exemple une fraction élevée de CO2 augmentera la viscosité de la fonte. Un autre paramètre très important qui affecte la viscosité est la quantité de cristaux et également la forme du cristal. L'équation d'Einstein-Roscoe (voir Pikerton et Stevenson, 1992 Lejeune et Richet, 1995) est une équation empirique montrant que plus la teneur en cristaux est élevée, plus la viscosité est élevée. Il est intéressant de noter que certains paramètres se font concurrence. En effet, la viscosité du magma aura tendance à augmenter à mesure que la cristallinité augmente pendant le refroidissement, tandis que la viscosité du magma aura tendance à diminuer en raison de l'accumulation dans la masse fondue de H2Teneur en O lors de la cristallisation des magmas granitiques hydratés.


La température minimale requise pour déclencher la fusion partielle est d'environ 650 °C. Dans ces conditions, les méta-pélites saturées d'eau atteignent leur solidus et produisent une fonte de composition granitique. Le géotherme d'une lithosphère phanérozoïque "standard" est tel que la température au moho est de l'ordre de 500-600°C (Figure 1a et b) rendant l'anatexie impossible dans la croûte.

Figure 1a : Fusion partielle des roches pélitiques.


Figure 1b : Fusion partielle du basalte.

Pour qu'une anatexie crustale se produise dans la croûte, il faut perturber la géothermie continentale et donc avoir besoin d'une source de chaleur. Dans les lithosphères phanérozoïques, des processus orogéniques tels que l'épaississement de la croûte, l'amincissement du manteau lithosphérique et le sous-placage du magma mafique peuvent perturber le géotherme vers une température plus élevée pour produire une fusion partielle. Cependant, la fonte de la croûte doit être limitée aux niveaux crustaux moyens à inférieurs et seuls des géothermes extraordinaires permettraient une anatexie à des profondeurs inférieures à 10-15 km. L'extension post-épaississement suite à la relaxation thermique de la croûte épaissie, associée ou non à un délaminage du manteau ou à un amincissement convectif, peut conduire à un tel géotherme HT-LP (Figure 2).

Cependant, à l'époque archéenne, il est possible que, dans des conditions d'équilibre, la température de Moho se situe entre 750 et 950 °C (figure 1). Pour de telles conditions, la fusion partielle aurait existé sans aucun rapport avec les processus orogéniques ou mantelliques. Considérant une composition basaltique saturée en eau pour la croûte archéenne, la fonte partielle aurait existé à partir d'une profondeur de 25 km jusqu'au moho.

Figure 2 : Géothermes orogéniques


L'eau exerce une profonde influence sur la fonte dans les systèmes granitiques car elle contrôle le degré de fonte à prévoir à une température donnée. Les figures 3a et 3b montrent la quantité de fonte générée à un H particulier2Teneur en O pour le granite à muscovite et la tonalite respectivement.

Figure 3a : Rôle de l'eau dans la production de fonte : l'exemple d'un granite à muscovite. Cet espace correspond au magma granitique moscovite. Un point de cet espace correspond à un magma dont l'abscisse et l'ordonnée donnent son H2Teneur en O (% poids) et fraction fondue respectivement. L'espace est profilé pour la température (courbe en rouge) et la viscosité (courbe en bleu, viscosité en Pa.s).

Figure 3b : Idem que ci-dessus mais pour les magmas tonalitiques.

Notez que la quantité de fonte reste constante pour toutes les teneurs en eau dépassant la limite de saturation en eau. Les deux diagrammes indiquent que des températures très élevées sont nécessaires pour générer une fonte substantielle si la teneur en eau du système est faible. Bien que les figures 3a et 3b représentent la fusion de seulement deux lithologies spécifiques à 10 kbar (granite et tonalite), les caractéristiques générales sont probablement similaires pour la fusion d'autres types de roches à des pressions plus basses.


Sur la plage de température comprise entre Tliquidus et Tsolidus, la cristallisation ne suit pas une fonction linéaire. Pour un magma hydraté, la fraction fondue diminue lentement pour atteindre 70 % après 95 % de refroidissement. Pour un tel magma, la plus grande partie de la cristallisation se produit près de la température du solidus. Parce que le CO2 favorise la production de cristaux, la cristallisation de H2O-CO2-les magmas porteurs réduiront la fraction fondue à 80 % après 60 % de refroidissement, puis à 10 % après 95 % de refroidissement. La figure 4 illustre ce point (Scaillet et al., 1997).

Figure 4.Cristallisation du CO2-H2Magmas O-roulement

Par conséquent, l'effet du CO2 sur les propriétés rhéologiques des magmas est d'augmenter la viscosité en vrac, dans certains cas jusqu'à plusieurs ordres de grandeur par rapport aux magmas hydratés.


Des travaux expérimentaux montrent que fO2 a une influence profonde non seulement sur la stabilité des phases ferro-magnésiennes mais aussi sur les phases sans fer telles que les tectosilicates (Dall Agnol et al., 1994). En règle générale, pour une température donnée et H2Teneur en O, les conditions oxydées correspondent à un rapport cristal/fusion plus élevé que les conditions réduites (Figure 5, Scaillet et al., 1997).

Figure 5. Effet de l'oxydation à fusion constante H2Teneur en O sur la fraction fondue

III- Les propriétés physiques des magmas et des roches partiellement fondues

La connaissance des propriétés physiques du système en vrac, en particulier la viscosité, est d'une importance clé pour le développement de la fabrique et pour la plupart des modèles de ségrégation, de transport et de mise en place du magma. La viscosité en vrac varie d'environ 6 à 10 ordres de grandeur du solidus au liquidus en fonction de la chimie du magma, du pourcentage de particules solides, de la composition du fluide et de l'état d'oxydation. L'ensemble du matériau se comporte comme une phase unique au début de la fusion, comme deux phases distinctes lorsque la masse fondue se sépare de la matrice, comme un liquide avec des suspensions solides lorsque le magma est transporté. Malgré cette complexité, le comportement rhéologique macroscopique des magmas peut être décrit par trois lois classiques : newtonienne, pseudoplastique ou Bingham (Figure 6) dépendant principalement de la fraction cristalline et de la vitesse de déformation.


Figure 6 : Comportement visqueux et plastique.


Des déformations expérimentales d'analogues et de magmas naturels à température supérieure au liquidus montrent qu'à faible vitesse de déformation (environ 10 -5 s-1) les magmas sont newtoniens (dépendance linéaire entre la vitesse de déformation et la contrainte) (Dingwell, 1995 Douglas, 1963 Murasse et McBirney, 1973 Spera et al., 1988 Shaw et al., 1968 Kushiro, 1980) alors qu'à vitesse de déformation plus élevée leur comportement est fréquemment non newtonien en raison de la polymérisation du magma (formation de chaîne de tétraèdre SiO4) (Li et Uhlmann, 1970 Simmons et al., 1982 Webb et Dingwell, 1990).


En dessous de la température du liquidus, les magmas contiennent des cristaux en suspension et peuvent donc être traités comme une suspension. La viscosité apparente du magma (viscosité liquide+cristal/viscosité liquide) dépend non seulement de la fraction solide (pourcentage de cristaux dans le liquide) et de la composition du liquide résiduel, mais aussi de la forme, de la taille et de la répartition granulométrique des les particules et sur la formation d'agrégats. En raison de la teneur en eau magmatique variable et, dans une moindre mesure, de la température, les magmas granitiques présentent une large gamme de viscosité, allant de 10 2 Pa.s à 10 12 Pa.s (Figure 3).

À des fractions de fusion élevées (suspension diluée) et à une faible vitesse de déformation, un liquide de silicate se comporte approximativement comme un fluide newtonien idéal (viscosité apparente constante indépendante de la vitesse de déformation). Les suspensions diluées peuvent être modélisées simplement comme des fluides newtoniens avec une viscosité effective dépendant uniquement de la viscosité à l'état fondu et de la fraction de solides en suspension. Par exemple Roscoe (1953) prédit la viscosité des suspensions comme suit : m s/ m o=(1+R f )n

ms : viscosité de la suspension mo : viscosité du liquide de suspension, f : fraction volumique des particules solides (sphériques) R et n : coefficients déterminés expérimentalement, avec R-1 se référant à la fraction cristalline maximale ( f max) à laquelle la la viscosité effective devient infinie et la suspension perd sa mobilité. Dans le papier original de Roscoe R=-1,35 et n=-2,5.

La figure 7 montre la variation de la viscosité relative des suspensions avec une fraction volumique croissante des particules solides correspondant à des sphères en compactage hexagonal (hcp), en compactage cubique (ccp) et en compactage aléatoire (rp).

Figure 7 : viscosité relative de la suspension diluée.

Ces courbes suggèrent peu de changement dans la viscosité effective des suspensions pour f <0.25. Cela implique que les corps magmatiques granitiques à faible teneur en cristaux (<25 %) auront des viscosités similaires aux mêmes liquides sans cristaux. De plus, la viscosité n'est pas augmentée de beaucoup plus d'un ordre de grandeur lorsque f = 0,5 (magma à moitié cristallisé). Cette relation a été démontrée pour une fraction volumique de cristal inférieure à 50 % dans les masses fondues de silicate (Lejeune et Richet, 1995). En effet, il peut être utilisé pour plus de 90 % de l'intervalle de cristallisation des magmas granitiques (cf. Figure 4).

Le comportement non newtonien semble être la règle lorsque f > 0,3-0,35. Ce changement des propriétés rhéologiques est appelé premier seuil rhéologique (FRT). En plus de la fraction volumique des particules, de nombreux facteurs supplémentaires influencent la viscosité effective de la suspension dense, entraînant un comportement pseudoplastique (viscosité apparente dépendante de la vitesse de déformation). Parmi les facteurs les plus importants concernant les systèmes géologiques figurent les interactions de grains impliquant l'agglutination des particules (agrégation), la distribution granulométrique des particules, la distribution anisotrope possible des particules dans une suspension, les effets thixotropes (le changement dépendant du temps des propriétés de la suspension résultant de la déformation) et la polymérisation (le changement en fonction du temps des propriétés de la suspension résultant de la formation de chaînes de tétraèdres SiO4). Ces complications peuvent conduire à un comportement de type Bingham où la suspension a une limite élastique (cohésion interne so, figure 6) qui doit être dépassée avant que le mouvement puisse démarrer (au-dessus de ce seuil le matériau est newtonien).

Aucune solution analytique n'existe pour les propriétés de la suspension à des fractions de particules élevées ( f > 0,5), et les équations simples et semi-empiriques illustrées à la figure 7 sont inapplicables à un tel système. Cependant, toutes les formules impliquent que la viscosité effective devient infinie lorsque les particules solides sont toutes en contact, marquant la transition abrupte d'un liquide visqueux à un comportement contrainte-déformation solide (Figure 8).

Figure 8 : Le concept de premier et deuxième seuil rhéologique.

Cette transition se produit lorsque f est compris entre 0,65 et 0,80 et est marquée par une augmentation spectaculaire de plusieurs ordres de grandeur de la viscosité effective d'un magma granitique en cristallisation (8 ordres de grandeur lorsque f varie de 0,65 à 0,8 dans un magma granitique, Wickam, 1987) impliquant un changement radical du comportement mécanique. Il s'agit du deuxième seuil rhéologique (SRT). Par conséquent, la résistance des roches chutera soudainement à mesure qu'une certaine fusion de fraction critique (CMF, Arzi 1978 van der Molen & Paterson 1979) est atteinte pendant la fusion partielle en cours. Le CMF est utilisé pour distinguer le deuxième seuil rhéologique, le point auquel les roches partiellement fondues perdent leur comportement de suspension (figure 8).

III-3-2 Le concept de contiguïté (Miller et al., 1988)

Il est clair que le CMF variera dans différents systèmes rocheux avec différentes textures, tailles de grains, géométries de grains et inhomogénéités macroscopiques de composition. Cependant, une approche pour contraindre la valeur réelle du CMF consiste à examiner la contiguïté d'un système constitué de fusion + cristal (Miller et al., 1988). La contiguïté est la fraction de la surface de tous les grains solides qui est partagée avec d'autres grains solides. Le concept de contiguïté a reçu une attention particulière de la part des ingénieurs en matériaux impliqués dans le développement d'alliages frittés en phase liquide. Généralement, les alliages LPS sont des matériaux à deux phases constitués de grains d'un métal fort, cassant et réfractaire (W, Mo) et d'une quantité proportionnellement plus petite de métal en grande partie interstitiel, ductile et à point de fusion relativement bas (Cu, Ni, Co). La contiguïté des grains réfractaires est d'une importance critique pour les alliages LPS car elle joue un rôle majeur dans la détermination des propriétés mécaniques du produit final. Si la continuité est suffisamment élevée pour maintenir un squelette tridimensionnel rigide de grains solides, alors l'alliage conservera sa forme à haute température, malgré la présence de fractions fondues bien supérieures à 50 %. De plus, un alliage LPS caractérisé par une grande interconnexion de la phase dure prendra des propriétés en vrac attribuables à cette phase. La contiguïté du solide dans le mélange solide-liquide est principalement contrôlée par la fraction volumique du solide et l'angle de mouillage moyen (q), et est secondairement affectée par la distribution granulométrique. Peut-être de manière inattendue, la contiguïté est très insensible à l'anisotropie de l'énergie de surface telle qu'elle se manifeste par une forme de grain non sphérique. La figure 9 montre la contiguïté en fonction de la fraction volumique du liquide pour les angles de mouillage pertinents pour les systèmes granitoïdes ( q= 45-60º). En supposant que le système dans son ensemble soit caractérisé par un angle de mouillage d'environ 50°, la contiguïté (C) chute rapidement de 1 à 0,45 avec les premiers 10 % de fusion. Les diminutions ultérieures de C avec une fusion accrue sont beaucoup plus progressives, de sorte qu'à 50 % de fusion C = 0,2 et à 90 % de fusion C = 0,1. Les données expérimentales sur divers systèmes simples indiquent que le squelette autoportant continu du grain solide se décompose lorsque la contiguïté tombe à une valeur de 0,15 à 0,25 (CMF à environ 50 % de fusion). Il y a des raisons de considérer cela comme une valeur minimale : le système TaC-Co - qui est caractérisé non seulement par une valeur similaire de q mais aussi par des cristaux en blocs rappelant les feldspaths, les pyroxènes et les amphiboles - s'est avéré expérimentalement perdre du solide. contiguïté à environ 65% de fusion.

Figure 9 : Relation entre la contiguïté, la fraction fondue et l'angle de mouillage.

Ces valeurs sont considérablement plus élevées que les 10-35% proposés par Arzi (1978) et van der Molen et Paterson (1979) pour le CMF. Les conséquences possibles de la persistance de la continuité de la phase solide jusqu'à une fraction fondue aussi élevée que 0,5 sont nombreuses. Peut-être le plus important pour les propriétés mécaniques est que le système conservera une limite d'élasticité beaucoup plus élevée qu'une suspension de grains flottant librement. Si le comportement en compression des alliages LPS peut être pris comme un modèle raisonnable, la limite d'élasticité de la roche crustale partiellement fondue peut être simplement liée à celle de la fraction solide (les roches non fondues) par la contiguïté. Par exemple, si la contiguïté est de 0,3 alors la limite d'élasticité est d'environ 0,3 fois celle d'un agrégat solide à 100 % des phases résiduelles. Dans les cas où la limite d'élasticité n'est jamais atteinte mais une petite contrainte différentielle est maintenue pendant de longues périodes, un système partiellement fondu présentera un comportement visqueux et une déformation par fusion améliorée (c'est-à-diresolution-précipitation) fluage par diffusion, tout en gardant une viscosité effective élevée ne ressemblant en rien à celle d'une suspension de grains flottants. Si le fluage par diffusion amélioré par fusion peut dissiper la contrainte suffisamment rapidement, la limite d'élasticité d'une roche partiellement fondue peut ne jamais être atteinte. La contiguïté sera maintenue dans de telles circonstances, et la viscosité du système resterait élevée (Figure 10). Un corollaire intéressant à la conclusion ci-dessus est qu'un magma en écoulement contenant plus de 50% de cristaux en suspension est susceptible de « se bloquer » (c'est-à-dire la formation d'un squelette solide par établissement de contiguïté) si sa vitesse de déformation tombe en dessous d'une valeur critique. L'amplitude de cette valeur critique est incertaine, sauf en ce qu'elle représente le point où l'écoulement visqueux du squelette par fluage de diffusion amélioré par fusion peut suivre l'écoulement en vrac du système solide + liquide. À une contrainte différentielle plus élevée, la limite d'élasticité du milieu en vrac (essentiellement celle du squelette solide) peut être dépassée, entraînant une perte de contiguïté et une réduction de la viscosité en vrac.

Figure 10 : Viscosité relative par rapport à la fraction fondue pour une vitesse de déformation élevée et faible.


Une suspension hyperdense peut se développer parce que l'orientation fortement préférée des cristaux anisotropes réduit la fraction de liquide nécessaire à l'écoulement de la suspension (Longhi et Jurewicz, 1995). En effet, dans la fonte granitique, une suspension hyperdense ( f= 0,80) peut apparaître si des cristaux plats tels que le plagioclase développent une forte orientation privilégiée induite par l'écoulement magmatique. Un écoulement en suspension bien au-dessus de la SRT est possible si les collisions entre les cristaux en mouvement (blocage) sont réduites par déformation améliorée par fusion (dissolution chimique ou fusion à leur contact) (Dell'Angelo et Tullis, 1988 Rushmer, 1991, Nicolas et Ildefonse, 1996 ). Cela peut expliquer les structures de type flux observées dans certains magma hautement cristallisés. Cela suggère que la mobilité du magma peut se produire lorsqu'il y a suffisamment de fonte (10 à 20 %) pour occuper les joints de grains. Dans ce cas, le flux de magma est une réponse aux contraintes appliquées, pas à la flottabilité, et se produit probablement par rotation des grains et écoulement de liquide, processus de glissement des limites des grains, dissolution des limites des grains et fluage de diffusion amélioré par fusion. La suspension hyperdense peut présenter toute une gamme de comportements : comportement fragile à vitesse de déformation élevée, comportement ductile et écoulement visqueux à faible déformation. Les images suivantes illustrent un exemple naturel et expérimental de déformation assistée par fusion. Vous pouvez voir des exemples de terrain de ce processus lors de cette excursion virtuelle...


IV- Mécanisme de ségrégation par fusion

Un aspect intéressant, mais mal compris, du magmatisme granitoïde est le mécanisme par lequel les fusions partielles sont extraites de leurs résidus. La ségrégation à l'état fondu fait référence à la séparation de la fraction fondue de sa restite et de sa source pendant la fusion partielle, tandis que la mobilité du magma est le mouvement de la fonte plus sa restite (en tout ou en partie) à partir de sa région source. Le mécanisme de ségrégation à l'état fondu dépend de la perméabilité de la région source. La fonte se forme d'abord aux joints de grains et aux coins entre les phases réactives (Figure 11).

Figure 11 : Illustration de la notion d'angle de mouillage moyen.

Les poches de fusion s'agrandissent au fur et à mesure que la fusion progresse et finissent par fusionner pour former un réseau interconnecté de canaux de fusion le long des bords des grains. Dans les systèmes granitiques, l'angle dièdre où se rencontrent la masse fondue de deux grains est compris entre 44 et 60°, ce qui implique que le liquide formera un film intergranulaire interconnecté, théoriquement capable d'être extrait par écoulement intergranulaire. Si l'angle dièdre était supérieur à 60°, la masse fondue ne serait pas connectée et l'extraction serait impossible.

Une fois ce réseau interconnecté formé, la source est perméable et la matière fondue peut théoriquement migrer, c'est le Premier Seuil de Percolation (FPT, Vigneresse et al. 1991), atteint à f = 0,90-0,98 (2 à 10 % de fonte). Une fois le FPT atteint, les fontes felsiques ne migrent que s'il existe à la fois une force motrice et un site dans lequel la fonte peut se déplacer. Si la fonte continue et que la fonte s'accumule dans la source, alors le deuxième seuil de percolation (SPT) équivalent au CMF est atteint (pour f = 0,65-0,8).


À faible fraction de fusion, l'extraction du liquide de la roche fondue pour former un corps de magma dépend de manière critique non seulement de la viscosité de la masse fondue et de la géométrie de la masse fondue par rapport aux cristaux (McKenzie, 1984) mais aussi sur l'existence ou non d'une déformation.

IV-1-1 Compactage gravitationnel

Le matériau partiellement fondu ne peut se compacter que si la masse fondue est interconnectée et si la densité de la masse fondue diffère de celle de la matrice (Figure 12). Ces deux critères sont satisfaits lors de l'anatexie crustale.

Figure 12 : Illustration du concept de compactage gravitationnel.

McKenzie (1984) a développé un modèle physique décrivant la séparation de la masse fondue d'une roche partiellement fondue à faible fraction de fusion par compactage gravitationnel. La conclusion de ce modèle est que même pour les masses fondues granitiques de faible viscosité, la séparation par compactage est susceptible d'être très limitée dans l'espace et incapable de générer de grands corps de taille kilométrique sur des échelles de temps raisonnables (McKenzie 1985).

IV-1-2 Compactage par maturation texturale (Miller et al., 1988)

Niemi et Courtney (1983) ont observé qu'après l'établissement d'un squelette continu et autoportant de grains solides pendant le LPS, un échantillon cylindrique de 1 à 2 cm de longueur va, sur une longue période (de quelques heures à plusieurs jours) à température, expulser une partie de sa fraction fondue vers le haut. Le squelette solide doit subir un compactage pour que cette ségrégation se produise, mais les forces gravitationnelles agissant sur lui sont bien trop faibles pour provoquer une déformation mécanique. Niemi et Courtney ont conclu que ce mécanisme de compactage était une conséquence naturelle de l'évolution de la texture de l'échantillon entraînée par la minimisation de l'énergie de surface. Il s'agit de la tendance des gros grains à croître au détriment des plus petits. Au fur et à mesure que ce grossissement se produit dans le réseau solide interconnecté d'un matériau partiellement fondu, des détachements occasionnels de grains individuels se produisent, et ces grains sont momentanément libres de se déposer sur une courte distance à travers le liquide intermédiaire. Au fil du temps ce processus conduit inexorablement à une densification en bas du système et à une expulsion du liquide en haut. L'efficacité géologique de ce processus de compactage est totalement incertaine.

IV-1-3 Montée et collecte de petits volumes de liquide

L'ascension flottante de petites poches de fonte (de la taille d'un centimètre) est possible si la viscosité des roches encaissantes est suffisamment faible (Fyfe, 1970 1973). Pour une sphère se déplaçant par gravité dans un milieu visqueux, la vitesse (v) de la sphère est donnée par :

où g est l'accélération gravitationnelle, r est le rayon de la sphère, Dr est le contraste de densité entre la sphère et le milieu et h est la viscosité du milieu. Cela implique que pour qu'une goutte de liquide de 10 cm de rayon monte de 1 km en 10 6 ans, la viscosité de la « roche encaissante » doit être inférieure à 3.10 11 Pa.s. Le modèle de Fyfe suggère qu'une zone partiellement fondue aurait une viscosité si faible et que de petites « gouttes » de fonte de la taille d'un centimètre s'élèveraient à travers elle et s'accumuleraient à sa jonction avec les roches sous-solides sus-jacentes, où la viscosité effective augmente énormément. Finalement, suffisamment de liquide s'accumulerait pour qu'une grosse goutte monte dans la croûte supérieure. La principale critique est qu'à une viscosité aussi faible que 10 11 Pa.s, toute zone partiellement fondue supérieure à 1 km deviendrait instable au mouvement de convection. La convection interférerait avec la remontée de poches discrètes de liquide et aurait tendance à homogénéiser toute la région. Il semble probable qu'une zone anatectique sera soit trop visqueuse pour permettre l'ascension de petits corps de liquide, soit que la fraction de fusion sera suffisamment élevée pour favoriser la convection, qui écrasera l'ascension flottante des petits corps.

IV-1-4 Ségrégation assistée par déformation

IV-1-4-1 Fracturation extensionnelle

La fracturation peut se produire dans les roches à faible fraction de fusion, à condition que la vitesse de déformation, la pression du fluide interstitielle et la contrainte différentielle soient suffisamment élevées. Au cours de la fracturation par extension, d'importants gradients de pression hydrostatique locaux se développent entre la fracture et la roche environnante, favorisant l'écoulement en fusion vers la fracture et fournissant un mécanisme de ségrégation potentiel. Dans les systèmes granitiques à faible activité de l'eau, il y a un changement de volume positif pendant la fonte, ce qui favorisera une pression hydrostatique de fonte élevée et favorisera la fracturation par extension. L'efficacité de l'extraction à l'état fondu dans les fractures extensionnelles dépend de l'amplitude de la chute de pression, de la perméabilité de la roche et du temps pendant lequel la fracture reste ouverte.

La fusion humide à des pressions <15 kbar implique l'effet inverse, une diminution du volume de la pression hydrostatique des réactifs dépendra de la vitesse à laquelle la déformation, ou le flux de fluides aqueux ou de silicate fondu dans la région de basse pression peut s'adapter au changement de volume négatif et ne deviendra probablement pas élevé jusqu'à ce qu'une masse fondue substantielle se soit formée (> 5 %).

IV-1-4-2 Ségrégation lors d'une déformation continue

La déformation ductile de couches de viscosité différente peut théoriquement séparer la masse fondue des roches à faible fraction de fusion. Cette situation est similaire à celle impliquée dans la formation de boudin. Les couches alternatives ont des viscosités effectives différentes et subiront donc des contraintes différentes, des couches plus compétentes supportant des contraintes différentielles plus élevées. Dans un tel système, toute pression interstitielle aura tendance à migrer vers les couches les plus compétentes. Contrairement au scénario de fracture extensionnelle, les gradients de pression hydrostatique ainsi mis en place sont maintenus pendant de longues périodes de temps qui favoriseraient la ségrégation. La situation devient plus compliquée si la fonte est générée. La génération de fonte dans les couches compétentes peut réduire le gradient de pression hydrostatique et inhiber l'écoulement. Cependant, la physique du mouvement de la fonte au sein d'une couche individuelle est la même que dans le modèle de compactage gravitationnel et, par conséquent, ce processus semble incapable de provoquer une séparation à grande échelle de la fonte granitique du cristal résiduel.

Si une déformation hétérogène continue se produit pendant la fusion partielle, un gradient de vitesse de déformation se développe dans la région source. Cette instabilité crée des gradients de pression qui entraînent la masse fondue dans des attracteurs dilatants tels que des bandes de cisaillement, des zones inter-bouding et des ombres de pression. Ainsi, toute masse fondue formée en excès du FPT est expulsée des contacts à haute contrainte dans la matrice solide déformée et aspirée dans les sites de dilatation à basse pression à proximité.


Lorsque la fraction fondue est supérieure au SPT, une ségrégation peut également se produire lorsque le corps fondu peut s'élever de manière flottante par diapirisme. Le diapirisme se produit lorsque les forces de flottabilité exercées par le corps en fusion sont suffisamment importantes pour surmonter la limite d'élasticité des parois rocheuses. Strictement, une masse fondue critique est pertinente ici et elle peut ne pas être atteinte tant que le SPT n'est pas atteint.


Ces conditions de ségrégation à l'état fondu sont séquentielles. À condition que la source soit soumise à des contraintes différentielles pendant la fusion, alors la masse fondue sera extraite au FPT. D'un autre côté, une accumulation de masse fondue et un diapirisme ultérieur ne se développeront que si le taux de production de masse fondue est supérieur au taux d'extraction de masse fondue. Par conséquent, le mécanisme particulier par lequel la masse fondue se sépare de sa source dépend, en grande partie, de l'interaction entre la vitesse de génération de masse fondue (largement liée à l'apport thermique) et la vitesse d'extraction de masse fondue (largement liée aux contraintes appliquées de l'extérieur). Si la fonte de la croûte n'est soumise qu'à un compactage gravitationnel, alors la fonte ne quittera probablement pas la source au FTP mais restera jusqu'à ce qu'un volume suffisamment important se soit accumulé pour que le diapirisme puisse se produire. La production rapide de masse fondue volumineuse pourrait augmenter le taux de génération de masse fondue au-dessus du taux d'extraction et permettre au diapirisme d'inonder le mécanisme de ségrégation de masse fondue assisté par déformation. Une alternative au diapirisme est proposée par Clemens et Mawer (1992). Ils affirment que la masse fondue s'accumule jusqu'à ce que la pression interstitielle croissante induise une fracturation, ce qui permet à la masse fondue de s'échapper de son restite par élévation flottante avant que le SPT ne soit atteint, empêchant ainsi le diapirisme.

V- Magma Mobility et Magma Transport


Un gradient de température ou un gradient de fraction fondue peut induire un gradient de densité inversé dans une couche partiellement fondue (densité de magma granitique 2400 kg m-3) qui peut devenir suffisamment instable pour que la gravité entraîne un écoulement visqueux. Dans des couches uniformes de fluides newtoniens homogènes incompressibles, la tendance à la convection thermique à se produire dépend du nombre de Rayleigh non dimensionnel (Ra) où :

Dans cette relation, la force motrice et les facteurs de déstabilisation au numérateur sont g, l'accélération gravitationnelle a , le coefficient de dilatation volumétrique, b le gradient thermique vertical et d l'épaisseur de la couche de fluide considérée. Au dénominateur les facteurs retardateurs sont k, le coefficient de diffusivité thermique et m , la viscosité cinématique du fluide. La convection se produit lorsque le nombre de Rayleigh dépasse une valeur critique (Racrit) qui dépend des conditions aux limites. Pour les conditions aux limites supérieures et inférieures libres mais inflexibles, la convection commence lorsque le nombre de Rayleigh dépasse 657. Si une limite est libre et l'autre est fixe (aucun glissement ne se produit le long de celle-ci), le nombre de Rayleigh doit dépasser 1700 pour que la convection se produise. Si les deux frontières sont fixes (plans rigides isothermes) Rc=1708. Les magmas ne sont pas des fluides newtoniens homogènes incompressibles et seule une approximation grossière de leur nombre de Rayleigh peut être faite.

Un tel flux de magma est limité à l'intérieur de la couche magmatique. Par conséquent, même si la convection ne peut pas expliquer le transport du magma à travers la frontière du solidus, elle peut expliquer le transport du magma dans une croûte inférieure partiellement fondue ou dans de grands corps granitiques. Les grands batholites, par exemple, se forment couramment par la coalescence de petits corps de composition chimique différente. Le transport de ces "bulles" peut être contrôlé par convection. Des bulles de magma léger et chaud peuvent se former dans la partie inférieure d'une couche fondue et s'élever à travers la couche partiellement fondue sous forme de petits diapirs.


De nombreux corps plutoniques ont été mis en place dans une couverture sédimentaire peu profonde. Le simple fait que les magmas soient mis en place dans le niveau structurel supérieur où les températures sont bien en dessous du solidus indique que les magmas ont voyagé à travers la croûte. Différents modèles d'ascension et de mise en place des corps granitiques ont été proposés et discutés (Figure 13). Le transport du magma peut être traité comme un processus de transfert de masse (MTP, Paterson et Fowler, 1993) où le mouvement ascendant du magma est équilibré et accommodé par le mouvement des roches encaissantes. Si nous excluons de cette discussion des processus tels que la fusion in situ, la fusion de zone et le métasomatisme où aucun déplacement des roches encaissantes n'est impliqué, et si nous excluons des processus tels que l'affaissement de chaudron, l'arrêt, le bombage et le gonflement qui sont des processus de mise en place, nous se retrouvent avec le diapirisme et l'injection de fracture comme principaux candidats au transport du magma à travers la croûte.

Figure 13 : Mécanisme de transport et de mise en place du magma.

Une couche de fluide visqueux de densité uniforme recouvrant une couche de composition moins dense est instable. Une petite perturbation dans l'interface horizontale s'amplifie à une vitesse qui dépend de l'épaisseur, de la densité et de la viscosité des deux couches, de la taille de la perturbation initiale et du temps écoulé. Le diapirisme est le résultat d'une telle instabilité mécanique également appelée instabilité de Rayleigh-Taylor. L'ascension diapiristique du magma granitique est attrayante car il s'agit d'un mécanisme thermomécaniquement efficace qui ne nécessite aucune contrainte externe sur le corps du magma autre que la gravité et, en théorie, peut fonctionner dans une gamme de scénarios tectoniques. Contrairement à la convection thermique, il n'y a pas de paramètre critique qui contrôle le début de l'instabilité de Rayleigh-Taylor. Or le nombre de Rayleigh-Taylor (Rt) mesure la vigueur de l'instabilité de Rayleigh-Taylor et sa capacité à advecter de la chaleur :

où D est le contraste de densité à l'interface g est l'accélération gravitationnelle d l'épaisseur totale de la couche k la diffusivité thermique et m la viscosité de cisaillement dynamique.

La dominance relative de l'instabilité de Rayleigh-Taylor ou de la convection thermique peut être exprimée par un nombre représentant le rapport suivant :

Lorsque ce rapport est inférieur à un, le renversement est dominé par les contrastes de densité induits par la chaleur et par la convection thermique. Lorsque ce rapport est supérieur à un, le renversement est dominé par les contrastes de densité de composition et par l'instabilité de Rayleigh-Taylor.

Le diapirisme en tant que processus de transport du magma est suggéré par (1) la section circulaire de nombreux granitoïdes de quelques kilomètres à cent kilomètres de diamètre, (2) l'analogie de la forme et du champ de déformation finie avec l'intrusion diapirique saline, et (3) la modélisation analogique simple . Cependant, une modélisation numérique récente suggère que des corps granitiques de 1 à 10 km de diamètre, séparés et collectés à une profondeur crustale de 25 à 40 km, à une température initiale de 800 à 1 000 °C, se solidifieront et cesseront de remonter à une profondeur > 15 km. Ces modèles numériques montrent que la vitesse de remontée (U) dépendra largement de la viscosité au sein d'une zone de contact ramollie, révélée dans la nature par les auréoles internes étroites et fortement déformées de nombreux diapirs :

Dr est le contraste de densité entre le diapir et l'hôte, g est l'accélération de la gravité d est la largeur de la couche ramollie (couche limite thermique), m 1 est la plus petite valeur de viscosité dans l'auréole, et A est un facteur exponentiel de variation de viscosité ( m (x)= m 1.exp(A(x)/d) A est compris entre 10 et 35).

La figure 14 présente le contour de température autour d'une sphère chaude à la température Ts de rayon « a » et de vitesse verticale U, s'élevant dans un fluide de viscosité constante à une température To (Daly et Raefsky, 1985). Les trois expériences correspondent à trois valeurs différentes du nombre de Péclet (Pe). Le nombre de Péclet fournit une mesure de l'importance relative de l'advection par rapport à la diffusion. Pour une diffusivité constante et une sphère de rayon "a", le nombre de Péclet augmente linéairement avec la vitesse verticale de la sphère. Pour une faible vitesse verticale, la perte de chaleur est dominée par le transport conducteur et les isothermes sont approximativement à symétrie radiale, la sphère chaude gèlera avant qu'un déplacement important ne se produise. En revanche, pour une vitesse verticale élevée, une couche limite thermique très étroite s'est développée.

Figure 14 : Modélisation numérique d'une sphère chaude se déplaçant dans un milieu visqueux.

Cependant, il semble que la traînée qui se développe pendant la montée (même pour une viscosité dépendante de la température) gênera sérieusement le mouvement, et seul le réchauffement préalable du conduit permettra une telle montée en gouttes chaudes.

Par conséquent, le diapirisme semble peu probable pour le transport du magma dans la croûte supérieure.

Cependant, ce modèle peut être valable pour le transport du magma dans la croûte inférieure où la viscosité des roches est de 2 ou 3 ordres de grandeur inférieure à celle de la croûte supérieure.De plus, ce modèle est probablement valable pour l'époque archéenne, lorsque les températures de la croûte étaient plus élevées, la viscosité plus faible et le volume des corps magmatiques plus important que celui des temps phanérozoïques.

Dans les expériences de centrifugation et la modélisation numérique (Figure 16) trois étapes peuvent être distinguées dans l'évolution du diapir :

(1) et exponentielle, phase de croissance lente correspondant à une phase de doming

(2) une phase linéaire et rapide au cours de laquelle un tronc est formé par écoulement convergent de la couche descendante vers la base du diapir. Ce flux convergent est équilibré par l'étalement latéral de la carapace flottante du diapir (Figure 15).

Figure 15 : Expérience analogique de Dixon (1975)

Un tel écoulement est considéré comme un effet de paroi en expérience analogique et donc comme un artefact de laboratoire. Cependant, il est d'une grande pertinence d'expliquer l'origine du ballonnement dans les plutons granitiques supracrustaux. En effet, le raccourcissement horizontal, agissant lors de la mise en place, peut être assimilé à l'affaissement convergent du mort-terrain.

(3) une phase stationnaire logarithmique au cours de laquelle le diapir atteint une hauteur limite et se propage latéralement provoquant un raccourcissement horizontal de l'environnement. À ceci

stade avancé, des synclinaux annulaires peuvent se développer en conséquence de l'effondrement vertical de la couche plus dense qui est déformée plastiquement par la traînée autour du diapir ascendant.

Figure 16 : Modélisation numérique montrant la croissance d'un diapir.

Il est particulièrement intéressant de noter que le volume final d'un diapir mature est entièrement acquis dans la phase de doming ou au début de la phase linéaire rapide (voir figure), autrement dit, la carapace supérieure n'est pas alimentée par le tronc. La forme allongée horizontale de la "canopée" est le résultat d'un changement de forme par rapport à un diapir sphérique d'origine. Par conséquent, dans la nature, le gonflement des plutons peut être le résultat d'un changement de forme induit par un raccourcissement horizontal régional au lieu d'un processus résultant de l'injection continue de matériaux flottants dans la partie centrale du pluton.

V-2-2 Transport des fractures

Des contraintes de traction effectives se développent pendant la fusion partielle à partir d'un D V positif du fluide sans réactions de fusion. Des vitesses de déformation volumétrique élevées (10 -7 ) et le maintien de la charpente solide de la roche entraîneraient le développement de pressions de fluide interstitielles élevées dans les poches de fusion, l'abaissement des contraintes normales effectives et donc une rupture fragile. La déformation syn-melting ne peut qu'augmenter cette tendance à la fracturation. La concentration des contraintes aux extrémités des fractures sera plus qu'adéquate pour surmonter la résistance à la traction de tout type de roche crustale. Les réseaux de fractures développés dans les roches partiellement fondues deviendraient rapidement des filons remplis de fonte. La force motrice pour le remplissage de la veine serait la différence de pression entre la veine d'ouverture et la roche environnante. Étant donné que la masse fondue à l'extérieur des veines formera un réseau tridimensionnel continu et que la porosité de la masse fondue sera relativement élevée (jusqu'à 50 %), l'écoulement poreux dans les veines sera plutôt efficace. Si les zones de génération de masse fondue se déforment activement, alors le squelette solide déformant « presserait » la masse fondue dans les veines « d'aspiration ». La fonte s'écoule sur de petites distances (quelques mètres) par écoulement poreux, dans des veines mésoscopiques. Ceux-ci peuvent se croiser pour former des veines plus grosses et/ou être captés par des dykes qui remontent à travers la croûte sus-jacente. D'autres discontinuités qui pourraient jouer le rôle de puits de fonte et de voies de transport comprennent les zones de cisaillement, les bandes de cisaillement et les contacts lithologiques. Cependant, le plus important serait les interactions entre la formation de fractures, l'écoulement poreux et le compactage de la matrice. Une fois formés, les dykes remplis de magma granitique vont s'auto-propager. Le contraste de densité entre le magma et la roche produira une poussée de flottabilité. Le magma hydrique ascendant se dilatera en réponse à la décompression. Au fur et à mesure que la pression diminue, le magma aura tendance à séparer les parois du dyke, augmentant encore les concentrations de contraintes de traction à la pointe du dyke. Les calculs pour la propagation de fractures élastiques induites par la flottabilité montrent qu'un seul dyke de 1 km de long et 3 m de large pourrait se propager sur 20 km en environ 8 mois et gonfler un batholite de 2000 km 3 en moins de 900 ans (Clemens et Mawer, 1992). C'est rapide. Une exigence critique pour le transport réussi du magma à travers un système de fracture est que son taux d'ascension soit suffisamment rapide pour empêcher la conduction thermique (vers les parois rocheuses) de provoquer la solidification du magma. Cette exigence semble être vérifiée pour les fractures de 3 à 4 mètres de large.

Étant donné que les batholites pourraient être alimentés par un certain nombre de dykes, il semble que la propagation des fractures soit un moyen remarquablement efficace de transporter rapidement de grands volumes de magma granitique à travers la croûte. Marsh (1984) a conclu qu'un volume donné du même magma s'écoulant à travers un dyke doit se déplacer environ 104 fois plus vite qu'un volume équivalent du même magma se déplaçant comme une sphère (diapir), afin d'atteindre une profondeur d'emplacement donnée, à partir de la même profondeur de départ, à la même température. Mahon et al (1988) ont montré que les diapirs granitoïdes ne montent probablement pas plus vite qu'environ 10 -8 m s -1 . Pour un dyke de 3 m de large, la vitesse d'ascension serait d'environ 10 -3 m s -1 environ 105 fois plus rapide que le diapir. Le modèle de transport des fractures est soutenu par le fait que des dykes nourriciers basaux ont été observés dans certains batholites (LeFort, 1981, John, 1988).

La formation de plutons dans le niveau structural supérieur de la croûte nécessite l'arrêt de la propagation ascendante. La propagation ascendante cessera lorsque :

le dyke recoupe une zone très ductile comme un marbre, un calcaire ou un schiste, ou un horizon saturé en eau. Cela devrait arrêter la fracture en convertissant et en dissipant l'énergie de propagation de la fracture directement en déformation anélastique

le dyke croisera une zone isotrope très cassante, ce qui entraînerait le développement d'une vaste zone de processus autour de la pointe de la fracture, privant ainsi la fracture mère de son énergie de propagation

le dyke va croiser une discontinuité mécanique grossièrement horizontale (plan de stratification, foliation, stratification compositionnelle). Devant la fracture de traction mobile, il y a deux concentrations de contraintes de traction, une fonctionnant perpendiculairement et une seconde orientée parallèlement à la fracture. Cette deuxième concentration de contrainte de traction dépassera certainement la résistance à la traction de toute discontinuité horizontale (Figure 17).

Figure 17 : Mécanisme de Cook-Gordon

C'est ce qu'on appelle le mécanisme de Cook-Gordon (Cook et Gordon, 1964). Ce modèle prédit que les plutons granitoïdes devraient généralement être de forme laccolithique ou aplatie/tabulaire. Cela semble être courant parmi les exemples bien exposés, et soutenu par une enquête géophysique. La figure 18 montre des formes plausibles de plutons et des structures de parois rocheuses syn-intrusion développées selon le mécanisme de Cook-Gordon.

VI- Processus de mise en place du pluton

Le ballonnement, l'abattage et la subsidence en chaudron sont les principaux mécanismes de mise en place de l'intrusion magmatique. Les processus de mise en place peuvent être déduits du caractère structural de l'intrusion : (1) forme tridimensionnelle du pluton, (2) structure interne de l'intrusion et (3) structure de la roche hôte.


Le ballonnement est un concept proposé par Ramsay (1981) pour la mise en place du batholite de Chindamora. Le ballonnement peut résoudre le "problème de pièce" classique pour la mise en place du granit, c'est-à-dire que la plupart du volume pour l'hébergement du pluton peut être fourni par la déformation de l'auréole thermique lors du gonflement radial in-situ de la chambre magmatique. Le gonflement de la chambre magmatique a deux origines possibles : (1) l'alimentation continue de la chambre magmatique à travers des digues, et (2) la "queue" la plus chaude continue de s'élever alors que la partie supérieure du système a cessé son ascension ascendante. L'origine de la contrainte responsable de la déformation des parois-roches est un problème intéressant. En supposant qu'il n'y ait pas de changement de volume, la contrainte verticale moyenne ( s ) d'un pluton ascendant est donnée par :

avec a : rayon du corps g : accélération gravitationnelle et Dr : contraste de densité. En supposant un contraste de densité de 400 kg/m3 et un rayon de 5 km, une valeur de 20 bars est obtenue beaucoup trop petite pour produire la grande déformation associée aux plutons en ballon. Le processus de ballonnement observable dans les modèles diapiriques de Dixon (1975) peut être dû à un effet de paroi et non aux forces centrifuges. A partir de ces considérations, il apparaît que le ballonnement est le résultat d'une mise en place syn-cinématique. Le pluton atteint son niveau de mise en place final et forme un réservoir supérieur avec une géométrie en forme d'entonnoir si lors de la mise en place une déformation régionale agit, le pluton est poussé vers le haut et se propage latéralement, acquérant le schéma structurel du pluton en ballon. Les caractères suivants ont été utilisés pour prendre en charge le ballonnement :

forme circulaire ou elliptique en sections horizontales

zonage concentrique des faciès plutoniques, le faciès central étant généralement de composition plus acide et plus tard par rapport au faciès marginal

une fabrique planaire parallèle aux contacts et plus intensément développée dans les zones frontalières où elle apparaît comme une foliation gneissique à l'état solide

un tissu plan parallèle aux contacts dans les roches encaissantes. Ceci est dû au cisaillement pur augmentant vers le contact des plutons depuis les zones non affectées

croissance syncinématique de minéraux métamorphiques dans l'auréole thermique.

Cependant, bon nombre de ces caractéristiques sont permissives mais pas diagnostiques. Comme mentionné par Cruden (1988) et Schmeling et al. (1988) de nombreuses caractéristiques utilisées à l'appui du ballonnement peuvent se former autour des diapirs de perçage.


L'abattage magmatique implique l'éclatement thermique induit par un magma chaud dans les roches encaissantes et l'invasion des fractures par le magma avec enfoncement des blocs fracassés. La fracturation est principalement causée par le stress thermique (4 kbar par 100º de chauffage. ). L'importance des barrages magmatiques dans le transport du magma est considérée comme très limitée car la perte de roches hôtes xénolites s'enfonçant dans le magma contribuera à son refroidissement et à l'obstruction du conduit de remontée.


La subsidence en chaudron est un mécanisme de mise en place caractéristique des complexes annulaires et a été classiquement considérée comme un cas particulier d'abattage magmatique. Les compositions magmatiques sont typiquement basiques (gabbros, diorite). Une fois mis en place à des niveaux crustaux élevés, le pluton basique se refroidit et s'enfonce, favorisant l'intrusion d'autres matériaux fondus (granitiques) le long des fractures annulaires ou au contact des roches encaissantes. Comment un magma basique peut-il remonter à travers une croûte moins dense ? Si nous supposons que la croûte rigide flotte sur un matériau basaltique partiellement fondu, nous pouvons alors expliquer l'ascension des magmas basiques en termes de réajustement isostatique. En ce sens, le magma peut remonter via des fractures jusqu'à une hauteur d'équilibre.


Indépendamment du mécanisme contrôlant leur mise en place, les plutons sont généralement classés en intrusions concordantes lorsque la frontière du pluton est parallèle à la structure de la roche encaissante, et en intrusions discordantes lorsque le pluton est sécant sur la structure de la roche encaissante. Les filons-couches, les laccolithes et les lopolithes sont des intrusions concordantes alors que les dykes, les dykes annulaires et les bouchons sont des intrusions discordantes. Les dômes et les diapirs peuvent être concordants ou discordants. Pour les intrusions mises en place dans la partie supérieure de la croûte, la forme des plutons dépend de quatre facteurs principaux :

viscosité du magma,

épaisseur du mort-terrain,

nature de la roche hôte,

contexte tectonique.


Les filons-couches, les laccolithes et les lopolithes sont des intrusions magmatiques concordantes en forme de lentille (figure 18).

Figure 18 : Exemple d'intrusion concordante

Le magma traverse la croûte cassante dans un tuyau et se propage le long d'une discordance subhorizontale (couche de faible viscosité) soulevant un toit en dôme de mort-terrain. La viscosité du magma et l'épaisseur des morts-terrains (profondeur de l'intrusion) contrôlent en partie la forme de l'intrusion : les intrusions plates caractérisent les magmas à faible viscosité et les morts-terrains épais les intrusions en cloche caractérisent les magmas plus visqueux et les niveaux d'intrusion peu profonds. La présence d'une faille peut exercer un contrôle supplémentaire sur la forme de l'intrusion (Figure 19).


Figure 19 : Influence des failles sur la forme des intrusions.

Des contacts concordants et discordants peuvent être observés lorsqu'une intrusion est mise en place dans différentes lithologies. Par exemple, le pluton de Ploumanac h (Bretagne, Nord-Ouest de la France) montre un contact concordant avec les grauwackes et un contact discordant avec des granites antérieurs.

La présence d'eau dans la roche hôte diminue le contraste de viscosité et facilite les contacts concordants, tandis que le CO2 gèle les magmas pénétrant les roches calcaires favorisant les contacts discordants.

La composition géochimique du magma contrôle sa viscosité et donc la géométrie de l'intrusion. En effet, SiO2 augmente la viscosité du magma, en revanche certains oxydes comme le TiO2 dans les magmas mafiques contribue à abaisser la viscosité. Par conséquent, les magmas mafiques de faible viscosité se propagent latéralement pour former des intrusions plates, tandis que les magmas felsiques plus visqueux développent des formes globulaires.

VII- Rhéologie et Tissus

La nature et l'importance des microstructures et des tissus qui se développent dans les roches partiellement fondues varient avec leur comportement rhéologique. Parce que ce comportement rhéologique varie beaucoup entre le liquidus (100% fondu) et le solidus (0% fondu) (Figure 20), on peut s'attendre à un grand changement dans la nature et l'importance des microstructures et des tissus magmatiques.

Figure 20 : Rhéologie du magma en fonction de la fraction fondue.

Dans ce chapitre, nous utiliserons les relations de terrain pour déduire les propriétés rhéologiques des magmas de composition granitique.


A ce stade, les magmas ont un comportement newtonien, par conséquent les processus gravitationnels tels que la sédimentation des cristaux et des enclaves sont favorisés. Aussi, la faible viscosité du magma favorise sa mobilité et donc sa convection. Les structures associées sont (1) des schlieren (agrégats de minéraux mafiques tels que la biotite et l'amphibole étirés parallèlement au plan d'écoulement principal) et (2) des stratifications magmatiques (transposition tectonique de magma non miscible dans le plan d'écoulement principal) qui conduisent à l'alternance de couches de composition minéralogique différente. Ces couches présentent une épaisseur assez constante et l'absence de boudinage qui indiquent un faible contraste de viscosité entre des couches de composition différente. L'orientation préférée des cristaux est difficile à observer dans l'échantillon à la main en raison de la taille des particules, la nature turbulente du magma sous le FRT peut également empêcher la formation d'une orientation préférée de forme (SPO) intense. Lorsque le magma mafique s'immisce dans le magma felsique, des laves en coussins se forment plutôt que des dykes. Les feldspaths du magma felsique peuvent se déplacer à l'intérieur des enclaves mafiques, tandis que les enclaves mafiques développent des marges réfrigérées. La planche A montre quelques structures et microstructures qui se développent sous le FRT.


Au-dessus du FRT, le magma est un fluide non newtonien et la charge cristalline est suffisamment élevée pour empêcher la sédimentation magmatique. L'écoulement de la masse fondue déclenche la rotation des cristaux et des enclaves ainsi que la déformation visqueuse des enclaves. Les deux processus conduisent au développement d'un tissu magmatique marqué par une SPO assez forte de minéraux anisotropes tels que le feldspath, l'amphibole et la biotite. Le tissu à l'intérieur de l'enclave est magmatique avec un fort SPO. Ce tissu est parallèle au tissu à l'extérieur des enclaves. S'il existe un faible contraste de viscosité entre l'enclave et le magma, aucune réfraction ou déviation du tissu ne se développe. L'enclave se comporte dans le magma sans provoquer d'instabilité. Si l'enclave est rigide, le tissu à l'intérieur des enclaves et à l'extérieur peut avoir une orientation différente. Cette mauvaise orientation peut être liée à la réfraction du tissu à travers la limite rhéologique (limite de l'enclave) ou liée à la rotation de l'enclave à l'intérieur du magma. Si une rotation se produit, le tissu à l'intérieur du magma doit être dévié, en s'enroulant autour de l'enclave et en développant des ombres de pression où les fontes peuvent s'accumuler. Le magma mafique peut empiéter sur le magma felsique sous forme de dykes. Cependant, en raison de la faible viscosité du magma felsique, il est plus probable qu'ils se désagrégent en de nombreuses enclaves mafiques à mesure que le magma felsique s'écoule. La planche B donne quelques illustrations de fabriques magmatiques.


Au-delà de la SRT, les cristaux forment un milieu interconnecté qui déclenche une augmentation brutale de la viscosité relative du magma. Dans ce domaine, la rhéologie du magma est très complexe et fortement dépendante de la vitesse de déformation et par conséquent les microstructures et les tissus qui se développent dans ce domaine varient largement en fonction de la vitesse de déformation. Par exemple, les magmas mafiques peuvent se mettre en place comme dykes dans le magma felsique. Sous une vitesse de déformation aussi élevée, le magma felsique se comporte de manière fragile tandis que le magma mafique de faible viscosité s'écoule dans les fractures. Après la mise en place, les dykes mafiques se déforment plastiquement sous l'écoulement visqueux du magma felsique. Les dykes mafiques peuvent être pliés, cisaillés et désagrégés en enclaves mafiques. À une vitesse de déformation aussi faible, le tissu magmatique peut se développer davantage, la rotation des particules solides étant accueillie par la dissolution des joints de grains.

L'instabilité mécanique liée au gradient de vitesse de déformation conduit au développement de plis, les zones de cisaillement magmatiques et la réfraction du tissu à travers les limites de la composition. Les enclaves mafiques peuvent présenter des déformations plastiques à haute température à l'état solide, mais aussi des fractures.

VIII- Emplacement de granit et leurs champs de déformation connexes

Les intrusions granitoïdes se produisent dans une grande variété d'environnements géodynamiques, leur mise en place est contrôlée par divers mécanismes, elles ont des impacts thermiques variables sur la roche hôte et, par conséquent, elles présentent une grande variété de champs de déformations finis. Cette grande variabilité est encore renforcée par l'interaction entre la rhéologie du magma, la rhéologie des roches hôtes, les forces de flottabilité et les forces tectoniques ambiantes et le changement des paramètres ci-dessus au fil du temps. Avant de commenter quelques champs de déformations finis liés au granite, nous allons brièvement résumer une méthode de caractérisation des champs de déformations finis régionaux.


La détermination du champ de déformations associé aux intrusions implique la détermination à l'échelle locale des caractéristiques de l'ellipsoïde de déformations finies. L'ellipsoïde de déformation finie est caractérisé par trois axes orthogonaux l 1, l 2 et l 3 ( l 1> l 2> l 3) et leur orientation respective dans l'espace. Dans le cas d'une roche déformée, on suppose que le plan d'aplatissement (plan l 1 l 2) correspond au plan de foliation, et qu'à l'intérieur de ce plan la linéation d'étirement est parallèle à l 1. Par conséquent, certains des paramètres caractéristiques de la des ellipsoïdes de déformation finie sont accessibles sur le terrain.

l'orientation du plan l 1 l 2

l'orientation de la direction l 1

le type de l'ellipsoïde de déformation finie. Cinq types d'ellipsoïdes peuvent être évalués en regardant l'intensité relative entre le plan de foliation et la linéation d'étirement :

-> Les tectonites sont définies par un tissu planaire fort et une linéation faible ou nulle, l'ellipsoïde est de type aplatissant,

-> Les tectonites SL sont caractérisées par un plan de foliation et une linéation d'intensité équivalente, ce tissu caractérise un ellipsoïde de déformation plane

-> Les tectonites L sont caractérisées par une forte linéation et un plan de foliation faible ou nul, ce tissu caractérise un ellipsoïde de type constriction,

-> des situations intermédiaires peuvent être définies lorsque la linéation est plus développée que la foliation (tectonites L>S) ou lorsque la foliation est plus développée que la linéation (tectonites S>L)

le régime de déformation est déterminé en regardant : la déflexion symétrique (coaxiale) ou asymétrique (non coaxiale) du tissu autour des objets rigides, la vergence moyenne des plis asymétriques, l'obliquité entre le plan de feuilletage et le plan où s'accumule la déformation, etc.

la cinématique peut être déterminée en examinant les indicateurs de sens de cisaillement, tels que l'obliquité S-C-C et l'asymétrie des ombres de pression autour des objets rigides dans les gneiss, l'obliquité S-S dans les migmatites, le labourage des cristaux dans les magmas, l'asymétrie des plis, etc.

l'intensité de déformation ne peut généralement pas être évaluée quantitativement sur le terrain, cependant il est possible d'estimer qualitativement le changement d'intensité de déformation en comparant la déformation d'objets (ex. dans les roches cristallines). L'intégration de ces mesures sur une carte donnera une compréhension qualitative de la variation spatiale de l'intensité de la déformation.

Dans les roches encaissantes, des intrusions granitiques peuvent se développer, en plus d'une auréole structurale, une auréole métamorphique. Ces auréoles peuvent correspondre ou non et il est toujours intéressant de les cartographier toutes les deux. Là où les deux auréoles coïncident, la cristallisation métamorphique est syn-cinématique par rapport à la mise en place du pluton. Il peut arriver que des auréoles de déformation s'étendent loin du pluton en dehors de la limite de l'auréole thermique ou que l'auréole métamorphique se développe dans un environnement statique. Le rôle de la tectonique régionale peut être remis en cause dans le cas tardif. En général, lorsque la tectonique régionale interfère avec la mise en place du pluton, la cristallisation métamorphique liée à l'impact thermique du pluton est syn-cinématique à la mise en place du pluton ou à la tectonique régionale.


Le champ de déformation fini des diapirs est le résultat du transport diapirique du magma ainsi que de la dynamique de la mise en place de la tête de diapir. Par conséquent, le champ de déformation dépend du stade d'évolution du diapir et les trajectoires l 1 l 2 montrent des changements brusques dans l'espace et dans le temps. La figure 21a correspond à un dôme granitique qui représente l'étape initiale du développement d'un diapir. Les trajectoires l 1 l 2 changent fortement de trajectoires verticales dans le noyau et les flancs du granite à des trajectoires horizontales en toiture. Statistiquement cependant, la plupart du tissu à l'intérieur du granit est fortement incliné, sauf au niveau du toit. Lorsque le diapir évolue (Figures 21 b-c) ce tissu précoce se déforme progressivement, les trajectoires se complexifient : notez le pli anticlinal se développant à l'intérieur du granite, et le pli synclinal se développant dans la roche encaissante.

Figure 21 : Trajectoires de déformation sur des vues en coupe transversale à travers un diapir. Après Dixon, 1975

En trois dimensions, le plan l 1 l 2 peut avoir n'importe quel pendage et n'importe quelle direction. La direction d'allongement maximum ( l 1) est horizontale sur le toit avec une répartition radiale lorsque le diapir a une section circulaire, et verticale au coeur du diapir. Ces caractéristiques peuvent être représentées sur des schémas où le pendage du plan l 1 l 2 et le pas de l 1 sont reportés en fonction de la frappe du plan l 1 l 2 (figure 22).

Figure 22 : Variation du pendage du plan l 1 l 2 et du pas de l 1 en fonction de la frappe l 1 l 2

Le régime de déformation passe de coaxial au toit à non coaxial le long du flanc du diapir.

Pour les intrusions non diapiriques, le champ de déformation fini est une réponse du gonflement (le ballonnement) de la chambre magmatique. Le ballonnement peut être symétrique (Figure 23 a-b) ou asymétrique (Figure 23 c), donc les trajectoires l 1 l 2 . La déformation coaxiale domine lorsque le gonflage est symétrique, cependant une déformation non coaxiale peut être observée lorsque le gonflage est asymétrique.

Figure 23 : Trajectoires de déformation à travers les intrusions non diapiriques

Les plans l 1 l 2 sont définis par l'orientation préférentielle des minéraux, ainsi que par l'orientation des enclaves. Près de la marge des plutons, les minéraux présentent une déformation ductile à l'état solide. Cette fabrique à l'état solide évolue vers une fabrique magmatique (orientation préférentielle des minéraux sans déformation ductile) au cœur du pluton. Il est important de noter que ce tissu correspond également à un plan d'aplatissement l 1 l 2 de l'ellipsoïde de déformation finie. C'est une erreur courante d'interpréter les fabriques magmatiques en termes de flux magmatique.

Les champs de déformations finis présentés sont valables pour une seule intrusion dont la mise en place n'est pas affectée par la tectonique régionale ou perturbée par d'autres intrusions voisines. En général, les intrusions sont contemporaines de la tectonique régionale et se produisent fréquemment avec d'autres intrusions. Par conséquent, les champs de déformation finis représentent l'interférence entre le champ de déformation local et régional (c'est-à-dire le champ de déformation lié à la mise en place et le champ de déformation lié à la tectonique). La figure 24 illustre ce qui se passe lorsque le champ de déformation de plusieurs intrusions interfère ensemble.

Figure 24 : Interférences de champ de contraintes finies entre des intrusions contemporaines

En raison de la montgolfière, les intrusions peuvent entrer en collision avec leurs voisins. Des collisions douces développent des contacts plats (plan vertical l 1 l 2, déformation coaxiale, ellipsoïde de déformation finie aplatie) entre les plutons alors qu'un point triple de feuilletage se développe à l'endroit où les trois plutons se rencontrent. Forme de point triple de foliation car le champ de déformation local lié à chaque pluton déforme celui des voisins. Ils se développent avec une forme triangulaire et la souche est caractérisée par un ellipsoïde en forme de cigare avec un axe l 1 vertical. Dans le batholite de Pilbara the Shaw, le batholite du mont Edgar et le batholite de Corona Down ont développé un tel modèle de déformation par interférence.

Des interférences se produisent également avec la tectonique régionale. Pour un régime coaxial, les directions favorables à l'expansion du pluton sont parallèles à la direction d'extension régionale. Le pluton aura une forme elliptique avec un grand axe parallèle à l'axe horizontal régional l 1 (Fig. 25). Le long des longs limbes des plutons, les plans de trajectoire l 1 l 2 dans le pluton auront tendance à être parallèles à celui du domaine hôte. Le long des zones charnières du pluton elliptique où les marges du pluton sont perpendiculaires au plan régional l 1 l 2, les champs de déformation local et régional sont en concurrence. A l'intérieur du pluton domine la déformation liée à l'expansion du pluton, les plans l 1 l 2 sont parallèles aux marges du pluton. Cependant, lorsqu'on s'éloigne des zones charnières du pluton, le champ de déformation régional et local interfère dans une zone triangulaire où la déformation devient constrictive avec une direction verticale l 1, ce domaine triangulaire est un point triple de feuilletage (Fig. 25) .

Figure 25 : Expansion lors de la déformation coaxiale régionale.

En s'éloignant du pluton, le champ de contrainte régional domine. Considérant maintenant la linéation d'étirement, la direction l 1 dans le pluton s'écartera d'une distribution radiale descendante (pour un pluton avec une expansion isotrope) pour devenir parallèle à la direction régionale l 1 . En d'autres termes, une linéation d'étirement avec un pendage intermédiaire se développera à l'intérieur du pluton et près de ses marges.

Pour la déformation non coaxiale, deux situations contrastées vont se développer selon l'homogénéité ou la non-homogénéité de la déformation. Si la déformation est homogène, la direction favorable à l'expansion est la direction l 1 de l'ellipsoïde de déformation incrémentale. Ceci explique que le grand axe des plutons elliptiques est orienté avec un angle par rapport aux trajectoires des plans régionaux l 1 l 2 (Fig. 26). Une autre conséquence est que les trajectoires l 1 l 2 ne sont pas parallèles aux marges du pluton lorsque les marges sont parallèles au grand axe du pluton. La forme générale des trajectoires est hélicoïdale. Dans la roche encaissante, les points triples ont une distribution asymétrique par rapport au grand axe de l'ellipse plutonique. Les linéations d'étirement (direction l 1) sont horizontales dans la roche encaissante et dans le pluton près de ses marges, mais le pas augmente vers le cœur de l'intrusion.

Figure 26 : Expansion lors d'une déformation régionale homogène non coaxiale

Si l'intrusion se produit à proximité d'une zone de cisaillement et si l'une de ses marges est affectée par le cisaillement, le pluton développera une forme de coma (Fig. 27). Comme pour la déformation homogène non coaxiale, la direction favorable à l'expansion est la direction l 1 de l'ellipsoïde de déformation incrémentale. Par conséquent, le grand axe des plutons elliptiques est orienté avec un angle par rapport aux trajectoires régionales l 1 l 2 . Un seul point triple se développera dans la roche encaissante, alors qu'un deuxième point triple pourra se développer à l'intérieur du pluton où interfèrent la déformation interne liée à l'expansion du pluton et le cisaillement régional.

Figure 27 : Expansion lors d'une déformation régionale hétérogène non coaxiale.

Comme dans le cas précédent, la direction l 1 est horizontale dans la roche encaissante et dans le pluton près de ses marges, mais le pas augmente vers le cœur de l'intrusion.


Au cours des vingt dernières années, des modèles contrastés ont été proposés pour expliquer les caractéristiques structurelles caractéristiques de l'Archéen. Pour certains auteurs, les processus géodynamiques archéens n'étaient pas différents de ceux des temps modernes : la subduction des domaines océaniques et l'accrétion de matériel crustal étaient les principaux mécanismes impliqués dans la croissance et la structuration de la lithosphère continentale (par exemple, Condie, 1989). Pour d'autres, la tectonique des plaques n'a pas de terrain solide parce que les nappes et les chevauchements à l'échelle de la croûte et le métamorphisme de haute pression sont absents des terrains archéens (par exemple, Krômlner, 1991). Comme alternative, ils suggèrent que la mise en place d'un grand volume de granitoïde était responsable à la fois des caractéristiques structurelles et métamorphiques de la croûte archéenne (Gee et al., 1981, Collins, 1989 Hill et al., 1992b Bouhallier et al., 1993 Jelsma et al., 1993 Bloem et al., 1997 Ridley et al., 1997). Les contraintes géochimiques sur les roches mafiques des ceintures de roches vertes soutiennent l'idée que les magmas liés aux panaches du manteau peuvent avoir joué un rôle important dans la construction de la croûte archéenne (Lambert, 1981 Hill et al., 1992b Kröner et Layers, 1992 Peucat et al., 1993 Arndt 1994 Stein et Hofmann, 1994), et fournissant la chaleur responsable de la fonte partielle généralisée et du multi-diapirisme (Krômlner et Layers, 1992 Hill et al., 1992b Choukroune et al., 1997).

La province de Murchison dans le craton Yilgarn (Figure 28, cartes A1 et A2) est un bon exemple de domaine archéen où de tels modèles bipartites ont été proposés. L'origine des patrons de dômes et de bassins dans les domaines granitoïdes-verts est au cœur du débat. Pour Gee et al. (1981), la présence de séquences de roches vertes sous forme de synformes serrées entre de grands dômes granitoïdes (Figure 28, carte A1) peut être interprétée en termes de remontée diapirique de magma felsique et de mouvement descendant associé (affaissement) des roches vertes. Myers et Watkins (1985) ont présenté un modèle d'interférence de pli pour expliquer les mêmes schémas. Selon ce modèle, les structures en dôme et bassin (Figure 28, carte A2) sont le produit de deux événements de compression orthogonaux responsables du plissement des roches vertes et des granitoïdes. Ces événements de contraction sont interprétés comme les conséquences en champ lointain des zones de subduction aux limites des plaques. L'article de Myers et Watkins (1985) est reconnu dans le monde entier comme une étude classique soutenant la tectonique des plaques dans le craton Yilgarn. Il convient cependant de noter que ni Gee et al. (1981), ni Myers et Watkins (1985) n'ont présenté de cartes structurelles détaillées pour étayer leurs points de vue.

Aperçu de la province de Murchison : champ de contrainte finie dans la région de Yalgoo

Dans la province de Murchison, une étude préliminaire a montré que le modèle d'interférence de pli, proposé par Myers et Watkins en 1985 pour expliquer les modèles de dôme et de bassin, n'a pas de fondement structurel (Foley, 1997 Rey et al., en prép. ). Ce modèle a été proposé dans l'hypothèse qu'une fabrique régionale NS, des plis axialement planaires à l'échelle régionale, recoupait une foliation EW plus ancienne, également associée à des plis à l'échelle régionale (Figure 28, carte A2). Notre cartographie structurelle détaillée du champ de déformation autour des charnières régionales des plis (Figure 28, carte A3 et carte A4) montre que : (1) il existe un tissu régional unique qui présente des orientations variables, (2) ce tissu régional s'enroule autour des charnières de roches vertes. synformes et tendances parallèles aux contacts granitoïdes/greenstones, (3) la nature de cette fabrique passe progressivement de magmatique, au cœur des granitoïdes, à une fabrique à l'état solide à haute température au contact des greenstones, (4) indicateurs cinématiques plaident en faveur du déplacement vers le bas des roches vertes par rapport aux granitoïdes, (5) des structures complexes (tissus repliés et interférences de plis de type dôme et bassin à petite échelle) se développent aux points triples de la foliation. La caractéristique du champ de déformation finie s'oppose à la validité du modèle d'interférence de plis et est compatible avec la mise en place de dômes granitiques dans les roches vertes.

Des études géologiques modernes dans le craton archéen du sud de l'Inde ont révélé que la structure régionale, ainsi que les caractéristiques du métamorphisme et du plutonisme sont compatibles avec le développement d'instabilités diapiriques à l'échelle du craton (Bouhallier, 1995 Bouhallier et Choukroune, 1995). La ressemblance entre la structure régionale de la Province de Murchison et celle du craton indien suggère que les deux cratons ont connu une histoire archéenne similaire (Figures 28 et 29). La principale caractéristique de ces instabilités diapiriques est que la souche montre une grande variabilité dans l'espace. En effet, le tissu planaire se développe en position de dôme, le tissu plano-linéaire se développe le long de creux linéaires entre les dômes granitiques, et le tissu intense, linéaire et vertical se développe aux points triples de foliation où les creux linéaires se confondent (Figures 29). La complexité locale telle que la forte variabilité à la fois de la forme et de l'intensité des tissus, peut être interprétée en termes d'interférences progressives de champs de contraintes originellement indépendants associés aux dômes ascendants : interférences dôme dans dôme. Plus de complexité vient du fait que ces interférences se produisent dans le contexte d'un raccourcissement régional (Figure 29).


Cette étude de Pons et al., en 1992, est un autre bel exemple de la puissance de l'analyse des déformations finies appliquée à l'échelle régionale.
Dans les premières études, le batholite de Saraya (120 km de long, 30 km de large) était supposé être un corps granitique post-tectonique homogène intrusif dans les séquences du Protérozoïque inférieur de l'est du Sénégal (Figure 30A). Plus récemment, Pons et al., ont montré que ce large batholite granitique correspond à un corps composite constitué de plusieurs plutons coalescents et de diapirs interférents.

L'orientation du tissu minéral magmatique, la stratification compositionnelle et les xénolites ont été enregistrées à plus de 500 emplacements dans tout le batholite. Une carte des trajectoires de foliation du batholite de Saraya (Figure 30B) révèle que ce grand corps batholithique est en fait constitué de plusieurs plutons contigus. Chacune d'elles est caractérisée par des trajectoires de feuilletage interne présentant un motif concentrique qui définit, en coupe horizontale, une forme ovoïde contorsionnée. Les pendages de foliation sont généralement plus élevés dans les noyaux des plutons et diminuent progressivement vers les contacts où ils présentent un léger pendage soit vers l'intérieur soit vers l'extérieur du pluton. Cette géométrie donne une idée générale de la forme tridimensionnelle des plutons. Dans les parties externes des plutons, l'intensité de la foliation est plus forte que dans le noyau interne. Une foliation gneissique s'est même développée dans les 100 à 200 mètres du contact autour de la moitié nord du pluton de Saraya. La foliation granitique est localement oblique par rapport à la limite du pluton où les intrusifs sont en contact avec les roches encaissantes métasédimentaires. Une continuité géométrique entre le tissu interne du pluton et le clivage de la roche encaissante peut ainsi être observée. Ceci est interprété comme étant le résultat d'interférences entre les champs de déformation régionaux et locaux, ces derniers correspondant à un « ballonnement » du pluton (Figure 30C). Ils sont interprétés respectivement en termes d'interférence de champ de déformation finie entre champ de déformation régional et local, et d'interférence mutuelle entre diapirs en croissance qui se sont initialement séparés, entrent en contact, se déforment mutuellement et, finalement, fusionnent pour former un seul batholite.

Les structures linéaires dans le batholite correspondent à un tissu d'étirement dans le plan de foliation. Elle est définie par des stries d'amas de biotite et de muscovite et d'agrégats de quartz et est souvent plus difficile à observer que la structure planaire. Aucun critère de cisaillement n'a été observé. La linéation, remarquablement parallèle au grand axe du pluton (N040) est subhorizontale ou plongeant doucement (jamais plus de 20º) souvent vers le nord-est. Le parallélisme entre ces linéations plutoniques et la linéation roche hôte confirme le caractère syncinématique de la mise en place du pluton. La disposition horizontale suggère également que la déformation d'étirement enregistrée par les roches plutoniques correspond essentiellement à une expansion latérale, et non à une ascension des plutons.


Le Kimberley oriental (Figure 31. A-B) fait partie de l'orogenèse de Barramundi qui a affecté le nord de l'Australie entre 1880 et 1820 Ma. La déformation et le style métamorphique de cet orogène ont été principalement définis dans la zone mobile de Halls Creek (HCMZ) qui est considérée comme une région clé pour l'orogenèse du Protérozoïque inférieur australien (Hancock et Rutland, 1984 Etheridge et al., 1987).

La zone mobile du ruisseau Halls/King Leopold est une ceinture linéaire de plusieurs centaines de kilomètres de long et de quelques dizaines de kilomètres de large (figure 31. A). Cette ceinture linéaire s'enroule autour du plateau de Kimberley dont les sédiments protérozoïques sont supposés être déposés au sommet d'un craton archéen. La déformation, le métamorphisme et le magmatisme sont fortement localisés dans l'espace et le temps. En effet, la déformation de Barramundi aurait duré moins de 20 Ma.

La formation rocheuse de la zone mobile de Halls Creek a été divisée en deux groupes (Gemut, 1969) (figure 31.B).

Groupe Halls Creek se compose de roches volcano-sédimentaires du Protérozoïque inférieur. De haut en bas (Smith, 1963) : Formation Olympio (faciès moyen-éventail de Greywacke-siltstone-shale), Woodward Dolerite, Biscay Formation (séquence volcano-sédimentaire), Saunders Creek (faciès deltaïque et marin), et Ding Dong Down ( volcaniques bimodales).La partie supérieure du Groupe de Halls Creek recouvre les roches volcaniques felsiques et mafiques de 1910 Ma de la Formation de Ding Dong Downs et le granite de Sophie Downs de 1910 Ma. Le volcanisme felsique a été daté vers 1870 Ma dans la Formation de Biscay et 1857 Ma dans la Formation d'Olympio.

Groupe Lambo forme le noyau de la HCMZ. Il se compose de la métamorphose de Tickalara, considérée comme l'équivalent métamorphique du groupe de Halls Creek, traversée par des roches ignées mafiques et felsiques. Les données géochronologiques indiquent que le Groupe de Lamboo s'est développé entre 1870 et 1820 Ma. Dans les roches métamorphiques à faible teneur des Métamorphiques de Tickalara, le style structural est similaire à celui du Groupe de Halls Creek : des plis et de nombreuses petites zones de cisaillement et failles sont courants. Dans les roches à haute teneur, le style structural est plus complexe et plus d'une phase de déformation pénétrante a été décrite.

Sur la base de relations « transversales », quatre phases de déformation (D1 à D4) ont été définies (Hancock et Rutland, 1984). Dans le Groupe de Lamboo, D1 et D2 sont deux phases de déformation « à haute teneur », tandis que D3 et D4 sont des plissements et des failles régressifs (Figure 31. D). Cette approche n'est pas suffisante dans le socle cristallin et peut conduire à une mauvaise interprétation de l'histoire de la déformation en particulier lorsque la déformation est contemporaine du magmatisme (interférence de champ de déformations finies).

En fait, la fabrique de la granodiorite, interprétée jusqu'à présent comme une foliation ductile, est une foliation magmatique développée lors de la mise en place des plutons, et des plissements et cisaillements se sont produits lors de l'état magmatique. Par conséquent, le plissement anticlinal renversé inféré (Figure 31. D) affectant une foliation composite inférée (S1-2) (Gemut, 1971, Hancock et Rutland, 1984) est probablement lié au flux magmatique du pluton lors de sa mise en place. Si la structure interne de la granodiorite a une origine magmatique, alors les phases de déformation D1 à D4 doivent être revisitées.

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3.2 : Déformation - Géosciences

Déformation des roches

Voir aussi les images de déformation dans Geological Processes..

adapté en HTML à partir des notes de cours du professeur Stephen A. Nelson Tulane University

À l'intérieur de la Terre, les roches sont continuellement soumises à des forces qui ont tendance à les plier, les tordre ou les fracturer. Lorsque les roches se plient, se tordent ou se fracturent, on dit qu'elles se déforment (changent de forme ou de taille). Les forces qui provoquent la déformation de la roche sont appelées contraintes (force/unité de surface). Ainsi, pour comprendre la déformation de la roche, nous devons d'abord explorer ces forces ou contraintes.

Stress et la fatigue

La contrainte est une force appliquée sur une zone. Un type de stress auquel nous sommes tous habitués est un stress uniforme, appelé pression. Une contrainte uniforme est une contrainte dans laquelle les forces agissent de manière égale dans toutes les directions. Dans la Terre, la pression due au poids des roches sus-jacentes est une contrainte uniforme, et est parfois appelée contrainte de confinement.

  • Contrainte de tension (ou contrainte d'extension), qui étire la roche
  • La contrainte de compression, qui comprime la roche et
  • Contrainte de cisaillement, qui entraîne un glissement et une translation.

Étapes de déformation

Lorsqu'une roche est soumise à des contraintes croissantes, elle passe par 3 stades successifs de déformation.

  • Déformation élastique - dans laquelle la contrainte est réversible.
  • Déformation ductile -- dans laquelle la déformation est irréversible.
  • Fracture - déformation irréversible dans laquelle le matériau se brise.
  • Les matériaux fragiles ont une petite ou une grande région de comportement élastique mais seulement une petite région de comportement ductile avant de se rompre.
  • Les matériaux ductiles ont une petite région de comportement élastique et une grande région de comportement ductile avant de se rompre.
  • Température - À haute température, les molécules et leurs liaisons peuvent s'étirer et se déplacer, les matériaux se comporteront donc de manière plus ductile. A basse température, les matériaux sont cassants.
  • Pression de confinement - À haute pression de confinement, les matériaux sont moins susceptibles de se fracturer car la pression de l'environnement a tendance à entraver la formation de fractures. À faible contrainte de confinement, le matériau sera cassant et aura tendance à se fracturer plus tôt.
  • Taux de déformation -- À des taux de déformation élevés, le matériau a tendance à se fracturer. À de faibles taux de déformation, plus de temps est disponible pour que les atomes individuels se déplacent et, par conséquent, un comportement ductile est favorisé.
  • Composition -- Certains minéraux, comme le quartz, l'olivine et les feldspaths, sont très cassants.
    D'autres, comme les minéraux argileux, les micas et la calcite, sont plus ductiles. Cela est dû aux types de liaisons chimiques qui les maintiennent ensemble.
    Ainsi, la composition minéralogique de la roche sera un facteur déterminant le comportement à la déformation de la roche. Un autre aspect est la présence ou l'absence d'eau.
    L'eau semble affaiblir les liaisons chimiques et forme des films autour des grains minéraux le long desquels un glissement peut avoir lieu. Ainsi, la roche humide a tendance à se comporter de manière ductile, tandis que les roches sèches ont tendance à se comporter de manière cassante.

Propriétés fragiles-ductiles de la lithosphère


Nous savons tous que les roches près de la surface de la Terre se comportent de manière fragile. Les roches crustales sont composées de minéraux comme le quartz et le feldspath qui ont une résistance élevée, en particulier à basse pression et température. Au fur et à mesure que nous nous enfonçons dans la Terre, la force de ces roches augmente initialement. À une profondeur d'environ 15 km, nous atteignons un point appelé zone de transition fragile-ductile.En dessous de ce point, la résistance de la roche diminue car les fractures se referment et la température est plus élevée, ce qui fait que les roches se comportent de manière ductile. A la base de la croûte, le type de roche se transforme en péridotite riche en olivine. L'olivine est plus forte que les minéraux qui composent la plupart des roches crustales, de sorte que la partie supérieure du manteau est à nouveau forte. Mais, tout comme dans la croûte, l'augmentation de la température finit par prédominer et à une profondeur d'environ 40 km, la zone de transition cassante-ductile apparaît dans le manteau. En dessous de ce point, les roches se comportent de manière de plus en plus ductile

Déformation en cours

Preuve de déformation antérieure

La preuve de déformation qui s'est produite dans le passé est très évidente dans les roches crustales. Par exemple, les strates sédimentaires et les coulées de lave suivent généralement la loi de l'horizontalité originelle. Ainsi, lorsque nous voyons de telles strates inclinées au lieu d'horizontales, la preuve d'un épisode de déformation est présente. Afin de définir de manière unique l'orientation d'une entité plane, nous devons d'abord définir deux termes - direction et pendage

Pour un plan incliné, la grève est la direction de la boussole de toute ligne horizontale sur le plan. Le pendage est l'angle entre un plan horizontal et le plan incliné, mesuré perpendiculairement à la direction de frappe

Lors de l'enregistrement des mesures de direction et de pendage sur une carte géologique, un symbole est utilisé qui a une longue ligne orientée parallèlement à la direction de la boussole de la direction. Une coche courte est placée au centre de la ligne du côté vers lequel le plan incliné plonge, et l'angle de pendage est enregistré à côté du symbole de direction et de pendage comme indiqué ci-dessus. Pour les lits avec un pendage de 900 (vertical), la ligne courte traverse la ligne de grève, et pour les lits sans pendage (horizontal), un cercle avec une croix à l'intérieur est utilisé comme indiqué ci-dessous.

Fracture des roches fragiles

  • Défauts - Les défauts se produisent lorsque des roches fragiles se fracturent et qu'il y a un décalage le long de la fracture. Lorsque le décalage est petit, le déplacement peut être facilement mesuré, mais parfois le déplacement est si grand qu'il est difficile à mesurer. Types de défauts Les défauts peuvent être divisés en plusieurs types différents selon la direction du déplacement relatif. Étant donné que les failles sont des caractéristiques planes, le concept de direction et de pendage s'applique également, et ainsi la direction et le pendage d'un plan de faille peuvent être mesurés. Une division des failles se fait entre les failles de pendage, où le déplacement est mesuré le long de la direction du pendage de la faille, et les failles de décrochement où le déplacement est horizontal, parallèle à la direction de la faille.
  • Défauts de glissade -
    Les failles de pendage sont des failles qui ont un plan de faille incliné et le long desquelles le déplacement ou le décalage relatif s'est produit le long de la direction du pendage. Notez qu'en regardant le déplacement sur n'importe quelle faille, nous ne savons pas quel côté s'est réellement déplacé ou si les deux côtés se sont déplacés, tout ce que nous pouvons déterminer est le sens relatif du mouvement.
    Pour tout plan de faille incliné, nous définissons le bloc au-dessus de la faille comme le bloc du mur suspendu et le bloc au-dessous de la faille comme le bloc du mur.

Défauts normaux -

Sont des failles qui résultent de contraintes de tension horizontales dans les roches fragiles et où le bloc de l'éponte s'est déplacé vers le bas par rapport au bloc de l'éponte inférieure

Horsts et Gabens -

En raison de la contrainte de tension responsable des failles normales, elles se produisent souvent en série, avec des failles adjacentes plongeant dans des directions opposées. Dans un tel cas, les blocs descendus forment des grabens et les blocs soulevés forment des horsts. Dans les zones où le stress de tension a récemment affecté la croûte, les grabens peuvent former des vallées de rift et les blocs de horst soulevés peuvent former des chaînes de montagnes linéaires. La vallée du Rift en Afrique de l'Est est un exemple de zone où l'extension continentale a créé un tel fossé. La province du bassin et de l'aire de répartition de l'ouest des États-Unis (Nevada, Utah et Idaho) est également une zone qui a récemment subi une extension crustale. Dans le bassin et la chaîne, les bassins sont des grabens allongés qui forment désormais des vallées, et les chaînes sont des blocs de horst surélevés

Demi-Grabens -

Une faille normale qui a un plan de faille incurvé avec le pendage diminuant avec la profondeur peut provoquer la rotation du bloc abaissé. Dans un tel cas, un demi-graben est produit, appelé tel car il est délimité par une seule faille au lieu des deux qui forment un graben normal.

Défauts inversés -

sont des failles résultant de contraintes de compression horizontales dans des roches cassantes, où le bloc de l'éponte s'est déplacé vers le haut par rapport au bloc de l'éponte inférieure

Défaut de poussée -

est un cas particulier de faille inverse où le pendage de la faille est inférieur à 15o. Les failles de chevauchement peuvent avoir un déplacement considérable, mesurant des centaines de kilomètres, et peuvent entraîner des strates plus anciennes recouvrant des strates plus jeunes.

Défauts de glissade -

sont des failles où le mouvement relatif sur la faille a eu lieu le long d'une direction horizontale. De telles failles résultent de contraintes de cisaillement agissant dans la croûte. Les failles décrochantes peuvent être de deux variétés, selon le sens du déplacement. À un observateur se tenant d'un côté de la faille et regardant à travers la faille, si le bloc de l'autre côté s'est déplacé vers la gauche, on dit que la faille est une faille décrochante latérale gauche. Si le bloc de l'autre côté s'est déplacé vers la droite, on dit que la faille est une faille décrochante latérale droite. La célèbre faille de San Andreas en Californie est un exemple de faille décrochante latérale droite. Les déplacements sur la faille de San Andreas sont estimés à plus de 600 km

Défauts de transformation

sont une classe spéciale de failles décrochantes. Il s'agit de limites de plaques le long desquelles deux plaques glissent l'une sur l'autre de manière horizontale. Le type le plus courant de failles de transformation se produit là où les dorsales océaniques sont décalées. Notez que la faille de transformation ne se produit qu'entre les deux segments de la crête. En dehors de cette zone, il n'y a pas de mouvement relatif car les blocs se déplacent dans la même direction. Ces zones sont appelées zones de fracture. La faille de San Andreas en Californie est également une faille transformante.

Preuve de mouvement sur les défauts

  • Les Slikensides sont des rayures laissées sur le plan de faille lorsqu'un bloc se déplace par rapport à l'autre. Les Slickensides peuvent être utilisés pour déterminer la direction et le sens du mouvement sur une faille.
  • Les brèches de faille sont des roches émiettées constituées de fragments angulaires qui se sont formés à la suite d'un mouvement de broyage et d'écrasement le long d'une faille.

Pliage des roches ductiles

Monoclinaux

sont les types de plis les plus simples. Les monoclinaux se produisent lorsque les strates horizontales sont pliées vers le haut de sorte que les deux membres du pli soient toujours horizontaux

Anticlinaux

Les anticlinaux sont des plis où les strates horizontales à l'origine ont été repliées vers le haut, et les deux membres du pli s'éloignent de la charnière du pli

Synclines

Les synclinaux sont des plis où les strates horizontales à l'origine ont été repliées vers le bas, et les deux membres du pli plongent vers l'intérieur vers la charnière du pli. Les synclinaux et les anticlinaux se produisent généralement ensemble de sorte que le membre d'un synclinal est également le membre d'un anticlinal.

Géométrie des plis

Géométrie des plis - Les plis sont décrits par leur forme et leur orientation. Les côtés d'un pli sont appelés membres. Les membres se croisent à la partie la plus serrée du pli, appelée charnière. Une ligne reliant tous les points de la charnière s'appelle l'axe de pliage. Dans les schémas ci-dessus, les axes de pli sont horizontaux, mais si l'axe de pli n'est pas horizontal, le pli est appelé pli plongeant et l'angle que fait l'axe de pli avec une ligne horizontale est appelé le plongeon du pli. Un plan imaginaire qui inclut l'axe du pli et divise le pli le plus symétriquement possible est appelé le plan axial du pli

Notez que si un pli plongeant coupe une surface horizontale, nous verrons le motif du pli sur la surface.

Classification des plis Les plis peuvent être classés en fonction de leur apparence.

  • Si les deux membres du pli s'éloignent de l'axe avec le même angle, le pli est dit être un pli symétrique.
  • Si les membres plongent à des angles différents, les plis sont dits des plis asymétriques.
  • Si les contraintes de compression qui provoquent le pliage sont intenses, le pli peut se refermer et avoir des membres parallèles les uns aux autres. Un tel pli est appelé pli isoclinal (iso signifie même, et cline signifie angle, donc isoclinal signifie que les membres ont le même angle. Notez que le pli isoclinal représenté dans le diagramme ci-dessous est également un pli symétrique.
  • Si le pliage est si intense que les strates d'un membre du pli deviennent presque à l'envers, le pli est appelé pli renversé.
  • Un pli renversé avec un plan axial presque horizontal est appelé pli couché.
  • Un pli qui n'a pas de courbure dans sa charnière et des membres à côtés droits qui forment un motif en zigzag est appelé un pli en chevron

La relation entre le pliage et la faute

Étant donné que différentes roches se comportent différemment sous contrainte, nous nous attendons à ce que certaines roches, lorsqu'elles sont soumises à la même contrainte, se fracturent ou se fissurent, tandis que d'autres se plient. Lorsque de telles roches contrastées se produisent dans la même zone, telles que des roches ductiles recouvrant des roches fragiles, les roches fragiles peuvent se fissurer et les roches ductiles peuvent se plier ou se replier sur la faille
De plus, comme même les roches ductiles peuvent éventuellement se fracturer sous une contrainte élevée, les roches peuvent se plier jusqu'à un certain point puis se fracturer pour former une faille.

Plis et topographie

Étant donné que différentes roches ont une résistance différente à l'érosion et aux intempéries, l'érosion des zones plissées peut conduire à une topographie qui reflète le pliage. Les strates résistantes formeraient des crêtes ayant la même forme que les plis, tandis que les strates moins résistantes formeraient des vallées


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