Les déformations des roches - Partie 1
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I – Les matériaux lithosphériques se déforment sous l’effet de contraintes ( rhéologie) 2- La sismogenèse . Introduction. 21- La prédiction du risque sismique nécessite de nombreuses mesures . 1- Relations entre les déformations et les contraintes . 211- La formation d’un séisme. 11- qu’est-ce qu’une déformation ? 212- La prédiction du risque sismique 111- La déformation homogène. 112- La déformation hétérogène. 12 - représentation de la déformation sous la forme d’un ellipsoïde . a- rappels et définitions b- La quantification de l’aléa grâce aux données de la géodésie spatiale c- La prévision sismique 22- L’analyse des mécanismes au foyer 13- La déformation dépend de l’état de contrainte . 131- définition d’une contrainte et ellipsoïde des contraintes . 132- relation contrainte – déformation. a- Approche expérimentale b- Généralisation . 14- Le comportement des roches et de la lithosphère au cours de la déformation. 141 –Méthode expérimentale . a- Essais en compression. b – essais en extension. 142 – Les courbes contrainte déformation. a- quelques définitions b – Les facteurs géologiques de la déformation. 143- Le comportement de la lithosphère . 3- Les Objets de la déformation, une question d’échelle. 31- L’échelle lithosphérique. 311- Du rifting à l’ouverture océanique . 312- La déformation associée aux marges actives. 313- La déformation associée aux zones de collision . a- Les zones de cisaillement associées à de grands décrochements . b- Chevauchements et nappes de charriage associées à la collision 314- La déformation associée aux zones de coulissement . 32- La déformation à l’échelle régionale 321- Reconnaître les différents types de failles . 1 322- Reconnaître des plis . 323- association des plis et des failles . 33- La déformation à l’échelle de l’objet . 331- Analyse des failles par l’étude des tectoglyphes . 332- La formation de la schistosité et des linéations. a- Les schistosités , des structures planaires . b- Les linéations. 333- Les déformations continues hétérogènes : les plis . a- Les différents types de plis . b- Analyse des mécanisme de formation des plis . B1 – Pour les plis isopaques le plissement se fait par flexion et glissement. B2- Les plis anisopaques par cisaillement simple ( classe 2). B3- Les plis anisopaques par aplatissement . c – Plis sont associés aux autres déformations. C1- Ils sont généralement associés aux schistosités . C2- Les linéations sont associées aux plis . C3- Association plis , déformations fragiles .Cf + haut Conclusion : 2 1-Types de déformations. La déformation peut être discontinue associée à un comportement cassant ou fragile de la roche . Celle-ci est alors formée de plusieurs fragments qui se sont déplacés le long d’une surface de discontinuité. La déformation continue est l’expression d’un comportement souple ou ductile . deux points de la roche sont déplacés sans qu’il n’y ait rupture. La déformation homogène dans laquelle toute droite est transformée en une droite , les droites parallèles restant parallèles , les autres basculant . La déformation hétérogène dans laquelle une droite est convertie en une courbe . Caractéristiques de la déformation : -Le cisaillement pur (« pure shear ») où L’objet initial est aplati ou étiré. Le cisaillement pur est aussi nommé aplatissement ou étirement. - Le cisaillement simple ( « simple shear ») dans le quel l’objet initial bascule progressivement car l’une de ses faces est translatée sans changer de dimension cisaillement pur : a = bélemnite étirée , b = galet étiré et tronçonné , c= cristal de feldspath tronçonné. Ombres symétriques . cisaillement simple , d= brachiopode déformé ,e = galet tronçonné , Feldspath cassé obliquement , zones d’ombre dissymétriques . Dans le premier cas la symétrie interne est conservée , alors que dans le deuxième cas la rotation entraîne une dissymétrie . Mais les lignes de longueur dans les deux cas sont conservées par rapport à la situation initiale . par contre la rotation des lignes de longueur dans la situation 1 que l’on peut suivre avec une ellipse intermédiaire conserve la symétrie et délimite 4 secteurs égaux, alors que dans la situation deux , seuls deux secteurs apparaissent en sens opposé du fait de la rotation introduisant une asymétrie. Mesure des paramètres de la déformation 2- Types de déformations 2 La déformation d’une sphère donne un ellipsoïde dont les 3 axes principaux peuvent être identifiés comme suit : - OX = élongation maximale - OZ = raccourcissement maximal - OY= raccourcissement intermédiaire. Déformation par aplatissement hétérogène . Déformation par cisaillement simple hétérogène. Cisaillement simple homogène et hétérogène . mécanisme de l’aplatissement hétérogène : chaque élément de la matrice subit une déformation homogène donnant une forme nouvelle sur laquelle se moule la veine . Lignes de flux = lignes de non déformation finie 3 - Relation contrainte déformation. Schéma simplifié d’une presse triaxiale ; i = pression hydrostatique . Relations entre axe des contraintes et axes de la déformation dans le cisaillement pur. 6- Comportement de la lithosphère. Comportement comparé de la lithosphère continentale et océanique . Principaux types de plis Principaux types de failles.( déformation fragile) 7- Mécanisme au foyer et sismogenèse . Quand un secteur est en dilatation , le premier mouvement de l’onde P est vers le bas ( aspiration ) et la polarité est négative . Quand un secteur est en compression , le premier mouvement de P est vers le haut , la polarité est positive . La déformation autour de la faille partage l’espace en 4 quadrants suivant 2 plans nodaux orthogonaux . L’un est le plan de la faille , l’autre est un plan fictif ou plan auxiliaire . Les stations sismiques ayant enregistré les séismes sont reportées sur la sphère focale puis par projection stéréographique sur un plan horizontal. La représentation des différentes stations s’organise en 4 quadrants séparés par les 2 plans nodaux (3) . . Connaître un mécanisme au foyer consiste à déterminer l’orientation et l’inclinaison du plan de faille et le type de mouvement de la faille . Une sphère de rayon arbitraire autour du foyer permet de visualiser ces 4 plans. C’est la sphère focale Une inconnue subsiste car chacun des plans nodaux peut correspondre au plan de faille . cette inconnue est levée par des études de terrain et par l’étude des répliques des séismes . A chaque type de faille correspond une distribution caractéristique des compressions et des dilatations représentés par rapport à le demi sphère focale inférieure. La figure ci-contre présente les mécanismes au foyer des grandes structures tectoniques ( failles transformantes , dorsales , subduction , chaîne de montagnes ) . 8- Le risque sismique : exemple du séisme du Sendaï -Tohoku Oki Présentation du séisme de Tohoku du 11 Mars 2011. Le séisme s’est produit dans la zone coloriée dans la frontière entre les plaques euro-asiatique et celle du Pacifique. Il a été suivi de beaucoup de répliques importantes indiquées par les cercles jaunes (dont la plupart à faible profondeur, directement sur le plancher continental). Déplacement du Japon. Calculé par le GPS. Vers le nord (on ne s’y attendait pas), vers l’est (logique, lié à la subduction) et vertical (enfoncement d’un mètre). Ces images calculées par l’équipe du Caltech-JPL sont très récentes. suivi de la déformation pouvant se faire par géodésie spatiale , et la récurrence des séismes sur cette zone étant connue , on peut prévoir l’aléa d’un tel séisme . Déformation du Japon avant le séisme de Tohoku, déterminée par la géodésie spatiale. Les Japonais ont un excellent réseau de stations GPS qui enregistrent en continu (un échantillonnage toutes les secondes). Ces figures montrent bien la compression du Japon. A l’origine du tsunami. Le tsunami est provoqué par le soulèvement rapide du fond de la mer suite au tremblement de terre. À gauche une carte du déplacement vertical du plancher océanique et à droite une simulation des ondes de tsunami produites par ce soulèvement. Section à travers la zone de subduction. Le séisme s’est produit dans la zone indiquée en rouge avec un déplacement moyen de l’ordre de 20 m. Taux de moment sismique en fonction du temps. La libération du moment sismique au cours du temps, calculée en unités MKS (Newton mètres). Le séisme dure autour de 140secondes et génère en moyenne une magnitude 7 à 8 toutes les secondes. On voit que leséisme a commencé lentement (30 secondes pour devenir important), la rupture démarre sur la partie frontale de la zone de subduction vers 50 s. La dernière partie de la courbe est la troisième secousse, qui s’est produite plus au sud. Comparaison du glissement pré-sismique et co-sismique. Image de droite : dans la zone centrale, le glissement est de 20 m en moyenne sur une zone de 300 km de longueur par 130 km de largeur. La rupture correspond à un déplacement de 30 à 40 m et dure 3 minutes .Le déplacement principal est situé dans la partie distale, près de la fosse. Tous les calculs faits avant donnaient un blocage près de la côte (cf. image de gauche, Matsura). C’est important pour comprendre le malentendu sur la prévisibilité. 9- Prévision des séismes Rappels : Magnitude d’un séisme : Ms = log A/T + 1,66 log + 3,3 A est l’amplitude du déplacement en nanomètres à une période caractéristique T en secondes . le deuxième terme est un facteur de correction dépendant de la distance angulaire et de la profondeur du séisme . a est une correction dépendant du type de capteur et de la région . Comme l’échelle utilisée est logarithmique , une augmentation d’un point de magnitude signifie que l’amplitude est 10 fois plus forte et l’énergie libérée est 30 fois plus importante . La magnitude varie de 1 à 9 dans l’échelle de Richter . D’autres types de magnitude ont été proposés car pour les séismes profonds il y a peu d’onde de surface. Magnitude de moment = Mw = (2/3) log M0 - 10,7 M0 étant le moment sismique tel que : M0 = μ S d Avec : μ = la rigidité de la roche (en N.m-2) S = la surface de la faille qui a glissé (en m²) d = le déplacement moyen le long de ce plan (en m). Le moment s’exprime en N.m ou en Joules. Il est donc relié à l’énergie du séisme (E) qui s’exprime de la manière suivante : Log E = 1,5 Ms + 4,4 modifiée par Bath pour les magnitudes supérieures à 5 , soit 1,44Ms + 5,24 10- Sismicité dans les Alpes + prévision sismique . SEISMES entre 1989 et 1997 (Réseaux SISMALP et IGG) Le front pennique est affecté par toute une série de failles (exemple des failles de la Haute Durance), qui sont actives sismiquement .En particulier, dans le vallon du Fournel ,on observe des failles normales, se greffant sur le front pennique : les séismes sont localisés sur ces failles et sont en extension…alors que le système Alpes est globalement convergent, cf les mesures géodésiques Le secteur Pô est en compression Coté Europe, de grands chevauchements actifs (arcs de Nice et de Digne, Jura : fermeture du fossé de Bresse) et de grands décrochements (Belledonne) fonctionnent : la marge européenne est en raccourcissement Mais les zones internes sont en extension, une extension synconvergence…. 10- Déformations à l’échelle lithosphérique. Schéma d’une zone de subduction semi-théorique montrant les différents types de déplacements de la lithosphère. Etoiles= foyers sismiques , flèches = ampleur du mouvement . en gris , objets géologiques pas toujours présnts dans les zones de subduction. PostR SynR Csup Cinf C oc M sup Cisaillements ductiles de la zone broyée sud Armoricaine. S= schistosité ; C = cisaillement ; 1 = granites syntectoniques ; 2 = cisaillements principaux. Structure de la zone de collision himalayenne Formation d’une marge stable par amincissement crustal et fracturation par des failles listriques en A. Comportement de la même marge lors de la collision de plaque. Chaque bloc crustal hérité devient une écaille tectonique ou une nappe de charriage . Inversion tectonique. Un modèle de subduction de l’inde pour expliquer la tectonique de l’asie . 12 – Déformations à l’échelle lithosphérique. Morphologie d’une nappe de charriage : Fenêtre et klippe . 13- Déformations à l’échelle lithosphérique . zones en distension et en coulissement . Modèle d’ouverture d’un bassin en « PULL APART » d’un bassin sédimentaire sur un décrochement sénestre Schéma d’une structure en fleur marquant un régime de transpression sur un segment de décrochement dextre . Formation d’un bassin en pull-apart par mise en place d’un relai entre deux segments décrochants . Seul le mévcanisme de droite est validé car la dorsale résulte de l’accrétipn océanique et non d’un mécanisme de décrochement sénestre . Zone d’ouverture en pull-apart de la mer morte . 14- Différents types de failles Le rejet horizontal domine : Rv = Rht =0 . Il y a décrochement Rv = rejet vertical Rht= rejet horizontal transversal ou écartement Rhl = rejet horizontal latéral Le rejet vertical domine : Rht = Rhl = 0 Il y a faille inverse ou normale Cas général des failles . Il y a association des trois types de rejets Rht, Rhv, Rv Décrochement senestre normal ou décrochement senestre inverse. Détermination cartographique du type de faille : 1- Déterminer le pendage de la faille 2- Après érosion , terrains d’âge différent situés de part et d’autre de la faille . 3- Selon l’âge relatif des terrains situés de chaque côté on peut en déduire le sens du déplacement le long du plan de faille .
