la fracturation des granites - Infoterre

la fracturation des granites
mise en place des massifs, âge, altération,
comportements aquifères et guides de prospection
la
BRGM
fracturation des granites
mise en place des massifs, âge, altération,
comportements aquifères et guides de prospection
B.
Manigault
décembre 1986
86 SGN 700 EAU
BUREAU DE RECHERCHES GÉOLOGIQUES ET MINIÈRES
SERVICE GÉOLOGIQUE NATIONAL
B.P.
Département Eau
6009 - 45060 ORLÉANS CEDEX 2 - Tél.: 38.64.34.34
HYDROGEOLOGIE DES MIUEUX FISSURES
AVANT-PROPOS
Parmi les milieux fissurés, les massifs cristallins ont des
structures fortement discontinues et les essais par pompage
montrent des modes d'écoulement très caractérisés.
Les discontinuités qui découpent les massifs et les modes
d'écoulements souterrains qui leurs sont liés suivent une logique qui
tient à l'histoire de la mise en place des massifs, à leur fracturation
précoce, à l'histoire tectonique ultérieure, aux influences du climat,
de la morphologie, etc..
Traditionnellement, l'exploration d'un massif et la détection de
sites hydrogéologiquement perméables consistent à 90 % en une
recherche directe de fractures visibles au sol ou sur images
(aériennes ou satellites) ou encore décelables par géophysique, puis
en l'attribution d'un critère de qualité simple : favorable ou non.
Il est bien rare qu'au stade de la prospection hydrogéologique on
s'intéresse à la structure du milieu cristallin, sa minéralogie et aux
indices indirects qui informeraient sur cette logique de distribution
de la fracturation. Pourtant certains d'entre eux sont étroitement
liés à la structure des massifs et pourraient fort bien constituer des
guides de prospection de mise en oeuvre peu coûteuse.
En prenant comme thème la géologie des granites, leurs origines
et leurs mises en place sont replacées dans le cadre des ruptures en
grand par traction et cisaillement de l'ensemble de la croûte
continentale. Les formes et les volumes du magma consolidé sont
envisagés comme guide de recherche de l'étagement des
déformations précoces. La continuité et l'espacement des fractures
secondaires tardives sont regardés sous l'angle de la taille et la
fragilité des minéraux. La logique de distribution des fractures dans
le massif sous couverture puis affleurant est pressentie dans ses
relations avec la composition chimique et la persistance de formes
de relief d'ablation et d'altération. En dernier lieu, la surface
topographique est prise en compte comme procédé de quantification
des irrégularités du sous-sol et parmi ces dernières les fissures
ouvertes sous recouvrement d'altérations superficielles.
SOMMAIRE
Page
INTRODUCTION
1 L'histoire des continents et l'origine des roches
cristallines
2 - Origines et positionnements dans la lithosphère
3 - Qu'est-ce qu'un granite ?
3
Chapitre
5
1
:
HISTOIRE MAGMATIQUE DE LA CRISTALLISATION
1
1
3
1.1 - Pas ou peu de granites, cas du manteau impliqué dans les nappes
de charriage
5
1.2 - Les plutons volcans des rifts de type andin
1.3 - Les plutons liés aux grands cisaillements continentaux de type
hercynien
5
1.4 - Les granites anorogéniques
1.5 - Volumes et formes des batholites
1.6- Minéralogie des granites s.l.
1.7 - Durée de mise en place
1.8 - Structures des masses granitiques. Relations fracturations,
refroi
dissements, modelés superficiels
1.9 - Relations fissure - taille - espacement et taille des grains, des
minéraux
Chapitre
2 :
HISTOIRE SUPERGENE DES INTERFACES LITHOSPHERE,
HYDROSPHERE, ATMOSPHERE
2.1 - Relations chimie, volumes et surfaces des cristaux avec la capacité
à produire des altérites
2.2 - Evolutions des contraintes et régime de fracturation. Conséquence
sur l'attribution à certaines fractures d'un coefficient de conduc¬
tion hydraulique
2.3 - Justification
de la recherche d'une faille d'un certain type
2.3.1 - Les rapports taille de la faiUe, débit utilisable
2.3.2 - Examen de surface, les critères indirects de mesures de
conductivité hydraulique. Résumé des acquis antérieurs
Chapitre
3 :
HISTOIRE SUPERFICIELLE
3.1 - Histoire composite de la fracture décomprimée visible en surface
3.1.1 - Histoire de la faille par rapport au relief, première
interaction dynamique interne, néotectonique
3.1.2 - Evolutions théoriques. Reliefs de failles/modèles
orohydrographiques
3.1.2.1
3.1.2.2
3.1.2.3
3.1.2.4
5
-
Pas de failles
Faille normale
Faille inverse
Décrochement distensif, décrochement compressif
6
8
11
14
15
17
19
19
19
22
22
22
25
25
26
27
27
27
28
29
Page
3.1.3 - Critères favorables, retenir d'après la revue des
rapports traits orographiques - accidents
Chapitre 4
:
TACTIQUE GLOBALE D'ANALYSE DES FISSURES
"PRODUCTIVES"
4.1 - La convergence
4.2 - De l'analyse d'image à l'analyse de séries
4.3 - Les rapports ablation/altération et la mise à nu ou le recouvre
ment des fissures ouvertes
30
35
35
35
41
Chapitre
5
- CONCLUSIONS
47
Chapitre
6
- PROPOSITIONS DE TRAVAUX, RESUME DES RESULTATS
51
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
55
ANNEXES
61
Annexe I - Exemple d'analyse morphologique en pays granitique
Annexe II - Etude morphologique du massif granitique de Flamanville
62
64
INTRODUCTION
1
- L'HISTOIRE DES CONTINENTS ET L'ORIGINE DES ROCHES CRISTALLINES
Au début de l'histoire du refroidissement de l'écorce terrestre,
il n'y a
probablement pas de mouvements convectifs du manteau. Ce n'est qu'à 3,8 milliards
d'années, à l'initiation des premières collisions océan-océan qu'apparaissent les
premiers éléments de croûte continentale. Avec l'établissement régulier de
mouvements convectifs du manteau en cellules jointives, l'affleurement des
déplacements ascendants voisins, au niveau de rides médio-océaniques, la lithosphère
se refroidit.
Refroidie et repoussée par les nouveaux afflux de manteau, la
lithosphère en plancher océanique plonge à nouveau dans le manteau, dans les fosses
océaniques de subduction, là ou deux planchers rigides entrent en collision (fig. 1).
_
ride
fosse
Figure
1
- Mouvement du plancher océanique
Par progression de la croûte refroidie, il arrive que la zone de réinvagination de
croûte ne coïncide plus avec une structure océanique, mais se déplace en restant
active sous une croûte continentale plus légère.
Les couches du plancher océanique, refroidies, repoussent alors ces masses plus
légères de croûtes sialiques. Cela entraine une mobilité relative de la croûte légère
et des réchauffements au contact du manteau et dans sa masse. Cela conduit à des
transferts de matière par différenciation du manteau et par fusion de croûte
continentale. Ces déplacements des cellules convectives sont à l'origine des reliefs
émergés, des principales chaînes de montagnes et de l'accroissement des noyaux
continentaux.
SOURCE MANTELLIQUE
SOURCE MIXTE
SOURCE CRUSTALE
I / A : granites en chaudrons anorogéniques dans 2 positions
accretion de croûte sialique A et infra croûte sialique: point
chaud
Figure
2
- Typologie des granites
La représentation de la position des granites dans la lithosphère fait apparaître
quatre familles du clan "granites".
I/l
1/2
1/3
1/4
est calco-alcalin (le type le plus répandu)
est d'origine mixte
les granites alumineux, liés à la fois aux orogènes anciens et à une évolution
hors d'une phase de fabrique de relief par surépaisseur crustale
les granites alcalins anorogéniques qui se trouvent à cheval sur les sources
communes 1/2 mixte et I/l mantellique
La famille I/l est très rare, voire quasi inexistante de nos jours. Elle représente
les plagiogranites, ou enclaves de granites obtenues par cristallisation fractionnée de
roches basiques. (Ex. : enclaves de granites dans les basaltes islandais, Colemann,
1978).
2
- ORIGINES ET POSITIONNEMENTS DANS LA LITHOSPHERE
Il existe deux étages de cellules convectives
: un
étage au niveau du manteau
interne (< 200 km) et un étage au niveau du manteau externe
Quand l'activité
(< 100
km de la surface).
de ces cellules est en phase, et que leurs mouvements
ascendants et descendants se superposent pendant environ 40 millions d'années, tous
les 200 millions d'années, la terre a tendance à connaître un état de stabilité
manifesté par le regroupement des continents en une masse unique bordée de fosses
océaniques actives à la limite d'un océan unique. C'est dans cette configuration que
l'on saisit le mieux l'augmentation d'un bouclier granitique ancien par granitisations
de ceintures plissées périphériques.
Quand le synchronisme des cellules internes et externes disparaît, les masses
océaniques et continentales se chevauchent et cela entraîne une dispersion des
masses granitisées anciennes, et une plus grande irrégularité
des mécanismes de
fabrique de relief et de granitisations. En effet, la migration de cellules convectives
actives de manteau sous la croûte légère forme des points chauds alimentant la fusion
de roches en anatexie et la mise en place de granites en coupoles ou chaudrons en
dehors des orogenèses au sein de croûtes rigides.
3
- QU'EST-CE QU'UN GRANITE
?
Dans tous les cas, les granites sont des plutons c'est-à-dire des agrégats formés
lentement à partir d'un bain fondu en profondeur. Par cristallisation en profondeur le
granite s'immobilise pour sceller une déformation
à
l'emporte-pièce d'un bâti rigide
ou pour enregistrer des déformations communes au bâti environnant. De 3,8 milliards
d'années à 200 millions d'années avant nos jours nous assistons à la fabrique de la
quasi totalité
des granites en volumes formant les boucliers autour de l'Australie,
du
Brésil, de l'Inde, de l'Afrique, de la Sibérie. Après 200 millions d'années, après la
fragmentation du Gondwanna, le volume des granites, en particulier contemporains de
l'orogenèse andine et alpine, n'est pas très important par rapport au volume fossile
antérieur (> 10 %). L'histoire de cette agrégation révèle 3 sources principales de
matériel granitique, une source mantellique, une source mixte et une source crustale.
En fait les roches granitiques constituent une gamme continue entre un pôle
franchement crustal (leucogranite) et un pôle franchement mantellique (granites
alcalins).
Chapitre
1
HISTOIRE MAGMATIQUE DE LA CRISTALLISATION
MODES DE GISEMENTS DES GRANITES ET CLASSIFICATIONS
En prenant les modèles de l'époque actuelle, en allant des océans vers les
continents, nous allons rencontrer des types de granites différents, engendrés par
divers modes de collisions.
1.1 - PAS OU PEU DE BATHOLITES
Sur la marge externe d'une collision océan-continent, l'écaillage de croûte
océanique produit un métamorphisme haute pression (30 kilobars), basse température
(700**C) au sein duquel les batholites granitiques sont absents, au moins à l'époque
actuelle.
Ce
sont des
mouvements horizontaux
qui
dominent,
et
les roches
ultrabasiques et les gabbros servent de traceurs tectoniques de la dissociation de la
croûte océanique. La figure
2
donne une représentation hautement schématique des
emplacements de batholites en relation avec l'environnement orogénique (structure
Alpinotype).
1.2 - LES BATHOLITES CALCO-ALCALINS
: TYPE I OU BATHOLITES BASI-
CRUSTAUX
I
signifie en anglais source de roches ignées. Dans le cas du volcanisme de fossé
intraplaques continental, l'enfouissement de sédiments et de laves est engendré par
des mouvements à composante verticale de plusieurs kilomètres d'amplitudes (> 10
jusqu'à 20 km, par exemple).
II se produit un métamorphisme profond, sans déplacement au cours de plusieurs
millions d'années
: 10 à 40
voire plus. Il s'agit d'un métamorphisme haute pression,
haute température (20 à 30 kilobars - 800 à 1200''C).
C'est le type Andin représenté sur la figure 2.
1.3 - LES GRANITES CRUSTAUX : TYPE S
S
fait allusion à l'origine sédimentaire des matériaux granitisés.
Des batholites de taille plus petite que les granites calco-alcalins apparaissent
le long de fractures dans des collines continent/continent.
La tectonique de
raccourcissement engendre des structures en dômes dans un environnement basse
pression et basse à haute température. L'ascension du magma se produit sous forme
pâteuse et le blocage sous couverture s'opère par solidification-cristallisation.
Au
niveau de l'emplacement, dans un environnement orogénique, cela correspond au type
hercynien de la figure
2 :
on a généralement une montée à l'allure diapirique dans des
fractures préexistantes en cours de rejeux.
L'origine du réservoir magmatique est profonde et le cheminement du liquide
granitique traduit la possibilité de mélange du magma hybride ou de différenciation
par simple cristallisation fractionnée. A travers l'étude minéralogique apparaît la
même possiblité de convergence d'un liquide granitique obtenu soit à partir de magma
basaltique soit à partir de sédiments, ou encore à partir d'un mélange où la source de
chaleur du manteau crée une surfusion et une déshydratation lente du magma. Les
faiblesses préexistantes et les amincissements de la lithosphère favoriseraient les
magmas orogéniques alors que les surépaisseurs de croûte continentale à l'aplomb de
points chauds du manteau favoriseraient
les magmas anorogéniques, c'est-à-dire
mis
en place en dehors de périodes de déformations majeures.
1.4 - LES GRANITES ANOROGENIQUES
Ils se sont formés pendant des périodes de stabilité tectonique, soit dans des
zones d'accrétion de croûte sialique, par exemple dans la même position que le type
andin mais sans l'activité
volcano-tectonique, soit dans un domaine intracroûte
sialique, par surfusion de la base de la croûte légère à la proximité de cellules
convectives ascendantes du manteau. La mise en place du magma se fait par lames en
pelure d'oigfnon avec effondrement de toit. Ce sont les effondrements de toit
concentriques qui donnent le nom de structure en chaudron. Cela ressemble à une
chambre magmatique qui aurait
un fonctionnement
présenterait des discordances dues
à des
discontinu,
dont le contenu
refroidissements successifs. Ce contenu est
un magma de type alcalin avec des complexes annulaires allant des gabbros aux
monzonites, et des syenites aux granites.
"Les structures sont étagées depuis les zones génératrices de magma jusqu'à la
surface. Tous les étages sont situés sur une même section verticale. Chaque étage a
son dynamisme propre : diapirisme pour la magmatique, subsidence de bloc pour le
complexe annulaire et surpression hydraulique pour la caldera" (In: Bonin : Les
granites des complexes annulaires - Manuel et Méthodes n°4, éd. BRGM, 1982,
p. 163).
Diapirisme dans la zone plastique (D), ductile de la lithosphère et blocage (B) à
la frontière de la zone cassante, voilà les principaux mécanismes que l'on va
retrouver dans l'interprétation des discontinuités du massif affleurant (fig. 3).
B
crotón
stoble
D
gronitisotion
massive
Figure
3
- Schéma de mise en place de magma anorogénique
Dans cette transition de l'état pâteux à l'état solide, nous découvrons à l'oeuvre
les deux principaux mécanismes de rupture de roche
:
la traction et le cisaillement.
Le refroidissement périphérique et les effondrements de toit suivant des fractures
annulaires sont des mécanismes de traction alors que les discordances internes des
lames de magma bloquées dans leur ascension par des lames cristallisées suggèrent
des ruptures par cisaillement.
Nous venons de nous intéresser à une tranche de lithosphère de 100 km pour
finalement en venir
à
considérer à l'affleurement des discontinuités sur une
profondeur de 100 m.
Quel est l'intérêt
?
L'examen de l'affleurement et la cartographie géologique vont permettre de
reconnaître les structures primaires de refroidissement, les fractures précoces et les
fractures tardives.
A la faveur de mouvements verticaux dus à l'activité du manteau, le granite et
son encaissant migrent vers la surface. Dans le même temps, la variation du niveau
marin (eustasie) entraîne une altération et une érosion plus ou moins importante de la
zone décomprimée. Dans le cadre de cette évolution, l'histoire magmatique est un
guide de l'histoire de la matrice rocheuse, de la géométrie des discontinuités
primaires et de leur reprise dans les joints de décompression et les cheminements de
l'altération.
Dans un contexte de relative
stabilité
tectonique ou de distension -voire
d'amincissement de croûte lithosphérique continentale - se développe, à l'interface de
la croûte ductile et de la croûte cassante, un mécanisme de cisaillement qui induit,
dans
la croûte cassante, un système préférentiel
de
failles normales et de
basculements des blocs (exemple d'une marge continentale stable : Nord Aquitaine).
Dans un contexte d'activité tectonique de compression et d'accroissement par
collision de la croûte lithosphérique continentale,
se
développe, à l'interface de la
croûte ductile et de la croûte cassante, un mécanisme global de traction qui induit
dans la croûte cassante un système préférentiel
de failles
inverses et de décro¬
chements avec basculement et rotation des blocs.
Avec toutes les précautions qu'impliquent un transfert d'échelle de la tranche
des 100 km à la tranche des 100 m, l'histoire magmatique anorogénique induit la
perméabilité fissurale horizontale de la zone décomprimée alors que l'histoire
magmatique sous contrainte
et sa reprise tectonique
induit les perméabilités
fissurales verticales et horizontales toutes confondues. Nous reverrons dans les
chapitres suivants la réalité de ces interactions dans les processus de mise en creux
ou en relief des massifs granitiques et de leur encaissant.
1.5 - VOLUMES - FORMES
Les granites forment des volumes d'environ 1000 à 2000 km^ présentant des
sections affleurantes d'environ 300 km^ pour des gpranites calco-alcalins orogéniques
par exemple. Nous donnons à titre d'illustration
(fig. 4) la cartographie des granites
de Colombie britannique (Dercourt, Paquet, 1974, p. 66-67).
Leur forme, par rapport
à
l'encaissant, est le reflet des conditions de mise en
place. Au plan de la viscosité, les formes extravasées reflètent une viscosité plus
forte du granite que de l'encaissant (A) alors qu'une forme tronconique (B) enregistre
l'effet inverse. Au niveau de la chambre magmatique, les viscosités de l'encaissant et
du granite sont considérées comme équivalentes bien que l'on n'en ait
aucune
observation directe.
Voici ce que disent J. Dercourt et J. Paquet
:
"Dans tous les exemples du massif Armoricain méridionaL il s'agissait de
gfranite typique. Dans d'autres régions du globe, des massifs ayant les mêmes types de
gisement sont faits de roches grenues quelque peu différentes (granite monzonitique,
diorite quartzique, etc.). Pour montrer que toutes les roches plutoniques forment un
ensemble homogène, obéissant aux mêmes règles que le granite franc, on exposera
succinctement les principaux types d'affleurements connus dans un secteur de la
chaîne de montagnes qui borde l'Ouest des continents américains.
A l'Ouest du Canada, une chaîne côtière qui culmine à 6 600 m longe le
Pacifique : elle n'est qu'une partie de la chaîne qui, de l'Amérique centrale, atteint
les Aléoutiennes (fig. 5).
Elle est essentiellement constituée de roches plutoniques associées à des roches
métamorphiques. L'ensemble s'est formé en plusieurs étapes s'étageant sur près de
150 M.A. (Trias à Eocène) et plusieurs générations de roches plutoniques s'y
superposent. C'est un paradis pour l'étude des roches cristallines. On y reconnaît
(W. Hulchison, 1970) les types suivants, dans un secteur situé près du port de Prince
Rupert à 500 km environ au NE de la ville de Vancouver.
- Des plutons à t>ords diffus (exemple
:
massif de Kasiks)
Le passage des roches plutoniques vers les roches métamorphiques est
transitionnel et irrégulier ; les plans de séparation sont, à grande échelle (ceux d'un
affleurement par exemple) parallèles aux feuillets des roches métamorphiques
migmatitiques. Au coeur des massifs, les roches plutoniques sont homogènes, pauvres
en minéraux ferromagnésiens ; ce sont des diorites quartziques et des granodiorites.
A leur périphérie au contraire, elles sont riches en amphiboles et même en
pyroxenes : on passe là, des diorites quartziques aux diorites. Il s'agit de plutons
anatectiques.
- Des plutons à flancs verticaux (forme de têtard - exemple
:
massif de Ecstall)
Ils présentent, sur carte comme en coupe, une tête homogène et une queue
hétérogène. Le centre de la tête est constitué de roches très claires (granodiorites et
monzonites quartziques). La périphérie de la tête, comme la queue du pluton, est
composée de roches plus foncées (diorites quartziques) où les minéraux s'arrangent
suivant des plans frustes concentriques. Les roches au contact de la tête sont
nettement déformées alors qu'elles ne le sont pas du tout au voisinage de la queue. On
retrouve là les caractères de plutons anatectiques avec en particulier une zone
extérieure formant transition avec l'encaissant.
- Des plutons à flancs horizontaux (forme de langue - exemple
d'Alastair)
:
massif
Des masses granitiques (granodiorites et monzonites quartziques) occupant de
grandes surfaces cartographiques (plusieurs km^) reposent horizontalement sur des
roches métamorphiques. Le contact est transitionnel entre les diorites quartziques et
les migmatites. En revanche, dans la bande d'enracinement de cette langue, ces
masses sont nettement intrusives ; le flanc redressé est lardé de veines issues du
pluton.
- Des plutons intrusifs (exemple
:
massif de Kwinamass)
Ces massifs de granodiorites et de diorites quartziques sont en règle générale
subcirculaires et de plus petite taille que les précédents. Us sont homogènes en leur
coeur, hétérogènes à leur bordure, et englobent même des fragments de l'encaissant
(xénolites).
Du point de vue pétrographique, il est intéressant de signaler que cette
immense région, qualifiée parfois de plus vaste pluton granitique du monde, est en
fait pauvre en granites vrais, mais constituée essentiellement de granodiorites et de
diorites quartziques. Ces grands massifs plutoniques sont noyés dans des roches
métamorphiques d'où ils paraissent tirer leur substance".
10
Eiyî2!}§_Ë_^2£d§_^iiiy§_ËD§îê£îigyês
massif de Kasiks
Plutons
à
flancs
verticaux
massif de Ecstall
P^utons_a_f^ançs_horizontaux
massif d'Alastair
Plutons
intrusifs
ou
(a)
massif de Kwinamass
Figure 4 - Coupe des granitoïdes calco-alcalins de Colombie britannique
(Canada occidental) (D'après Dercourt, Paquet, 1974)
11
KWINAMASS
/
Figure
5
.
- Un secteur de la chaîne cristalline côtière de la Cordillère
canadienne (In: Dercourt, Paquet, 1974)
Les granites sont des plutons, des liquides qui cristallisent sous couverture à une
profondeur assez importante du sol (par exemple
10
km). Par la suite, les mouvements
verticaux et l'érosion vont les mettre à jour.
Le refroidissement
s'accompagne d'un dégazage et de cristallisations
de
minéraux qui soulignent la fluidalité du magma.
Les fluidalités peuvent être linéaires et sont soulignées par des orientations
minérales, où elles peuvent être planaires et marquées alors par une orientation et
une croissance de minéraux dans un plan de clivage de la roche.
Par exemple, l'orientation
des micas en plans verticaux
à
la périphérie du
granite peut former une structure primaire, celle qu'exploite le carrier pour débiter
la roche. En général, au niveau de l'étude des fissures du granite affleurant,
les
structures primaires sont généralement des remplissages cristallins voisins et elles ne
sont que partiellement reprises dans l'histoire de la roche consolidée.
1.6 - MINERALOGIE
Le descriptif de l'ouvrage
:
Géologie, Objets et Méthodes illustre la grande
constance de la composition minéralogique des granites s.l.
Les grains jointifs
engrenés et le rôle essentiel joué par les feldspaths
expliquent la cohérence de la matrice et les très faibles possibilités de rétraction de
celle-ci.
12
"LE GRANITE ET LES GRANITOÏDES (Dercourt, Paquet, 1974)
1. Définition
Les granites sont des roches affleurant en vastes massifs ou batholites (unité :
le km2), de teinte claire, à grains individualisés, visibles à l'oeil nu et ne se
concentrant dans aucun plan privilégié.
En lame mince, on observe que les minéraux engrenés les uns dans les autres
sont presque exclusivement des feldspaths potassiques, des plagloclases, du quartz, et
accessoirement des micas et autres minéraux ferro-magnésiens.
La grande homogénéité des granites est mise en évidence par l'établissement
d'un diagramme ternaire. Constatant que la plus grande partie des minéraux sont le
quartz (Q), l'albite (Ab) et l'orthose (Or), en négligeant les minéraux accessoires et en
rétablissant les pourcentages volumétriques observés tels que :
Q + Ab + Or= 100
on obtient le diagramme ternaire de la figure 6.
granodiorite
\ diorite
\quarizique
'I
66
syenite
33
monzonite
syenodiorite
Graniie
Granodiorite
SiOî
73.86
0.20
A1:0)
FejOj
13.75
66.88
0,57
15,66
TiO:
Dioriie
quartzique
66.15
0,62
0.78
1.33
15.56
1,36
FeO
1.13
MnO
MpO
CaO
Na;0
0.05
0.26
0,72
2,59
0.07
3,42
0.08
K:0
H:0
P:05
3,51
5.13
0,47
0,14
1.57
1,94
3.56
3.84
3,07
0,65
0.21
4.65
3,90
1.42
0.69
0,21
Figure 6
1. Différents types 9/10 des 571
granites figurés (contenant plus de
80 96 de minéraux clairs) se situent
dans la plage foncée centrale ; 2.
Pourcentage d'oxydes.
13
Les granites sont donc des assemblages minéralogiques très constants.
Cependant, on reconnaît, selon le pourcentage des éléments constitutifs, trois sousensembles principaux :
granites s.s.,
les monzonites quartziques,
les granodiorites,
. les
.
.
que l'on peut représenter dans un diagramme ternaire (fig. 6). Leur similitude
est grande et on les regroupe souvent sous le terme de granitoïdes.
2. Les différents types
Si tous les granites répondent à la composition précédente, des minéraux
accessoires et des structures particulières permettent de les différencier.
a-
Minéraux accessoires
Les minéraux associés sont stables en présence d'un excès de SÍO2. En reprenant
les suites réactionnelles de Bowen, on constate que ce sont, par ordre de fréquence
décroissante
.
:
Pour la série discontinue des minéraux ferromagnésiens
:
- exceptionnellement des pyroxenes,
- rarement des amphiboles,
- fréquemment des micas.
Remarque
.
:
Il n'y a presque jamais d'olivine et, plus particulièrement, jamais de
forstérite ; la fayalite est très exceptionnelle.
Pour la série continue des plagloclases
:
- exceptionnellement du labrador,
- rarement de l'andésine,
- fréquemment de l'oligoclase et de l'albite.
Remarque : Il n'y a pas d'anorthite et jamais de feldspathoïdes.
6 - Structures particulières
- Structure porphyroïde : de grands cristaux de feldspath potassique pouvant
atteindre plusieurs centimètres de long sont noyés dans une structure grenue
banale.
- Structure aplitique : tous les cristaux sont de très petite taille (fraction de
millimètre) : on parle ainsi de structure grenue à grain fin (ne pas confondre
avec la structure microgrenue).
- Structure pegmatitique : tous les cristaux sont de très grande taille
(décimétrique) et s'interpénétrent.
14
- Structure microgrenue : dans des filons, souvent associés à des massifs
granitiques, la structure est tout entière cristalline. Dans une pâte constituée
de très petits cristaux indentés, que l'on peut encore distinguer
individuellement à l'oeil nu ou à la loupe, sont noyés de très gros cristaux
feldspathiques atteignant plusieurs millimètres ou plusieurs centimètres.
Pour caractériser un granite, on mettra en valeur un de ses caractères
particuliers et l'on parlera de granite à amphibole ou de granite porphyroïde.
1.7 - DUREE DE MISE EN PLACE
La durée de mise en place est largement écourtée par l'augmentation de la
teneur en eau du magma.
Par exemple, pour un pluton de
10 km de
diamètre, une montée de magma
à
0,5 % d'eau se fera au cours de 3,3 10^ ans alors qu'un magma à 4 % d'eau se met en
place au bout de 4.10^ ans (Pitcher, 1977-78) (fig. 7).
P
kb
,
1
1
^
*^
A
3-
1
n
1
-
Ib
--
I
400
Figure
7
600
r^^="
800
1
1
000
*
- Diagramme d'équilibre d'un mélange granitique - En B, le granite est
solide :
1974)
U
cesse son ascension dans la croûte (In: Dercourt, Paquet,
15
1.8 - STRUCTURE DES MASSES GRANITIQUES
Relations refroidissement, fractures, modelés superficiels.
11
et de
n'y a pas d'accord de spécialistes sur l'origine de polygones de 5,
2
à 5 km de
6 ou 7
côtés
diamètre. Ils représenteraient un analogue en grand de la
prismation des basaltes, c'est-à-dire la trace superficielle de volumes prismatiques
perpendiculaires aux anciennes surfaces de refroidissement. Malheureusement la
reprise de fractures, pas nécessairement liées à l'origine au refroidissement, peut
former des polygones ou des curviments strictement analogues. L'enracinement de
ces prismes à plusieurs kilomètres de profondeur reste non démontré et le problème
reste
entier.
Comme
nous
l'avons
déjà précisé
refroidissement est une cristallisation, il y
a
en
minéralogie,
comme
le
occupation de joints par des minéraux,
les aplites par exemple et ces remplissages ne constituent pas nécessairement par la
suite des plans de ruptures privilégiées.
Comme nous l'avons déjà souligné pour décrire les fluidalités
linéaires et
planaires, plus un granite a subi une déformation synmagmatique, c'est-à-dire
contemporaine de son refroidissement, plus il y a par la suite des guides simples de
recherche des cassures continues de la surface à la profondeur.
Dans le cas du refroidissement très lent d'un granite n'ayant subi aucune
déformation, on
a des
fractures espacées sans grande continuité et des modelés en
inselbergs très résistants (granites du Hoggar par exemple). Comme la lenteur du
refroidissement influe directement sur la taille des minéraux de la roche cristallisée,
ce point sera réexaminé sous l'angle des relations taille des minéraux, espacement des
fractures. Dans le cas de mise en place sous contrainte, en lames dans des failles, en
chaudron par effondrements de toit de réservoir, on aura des orientations soit en
clivages parallèles, soit en pelures d'oignons.
Les clivages parallèles conduisent à des modelés en barres en relief tandis que
les faciès pelures d'oignon conduisent à des grandes écailles armant des dômes peu
prohéminents.
Au niveau de l'étude des fissures de surface, les refroidissements en dômes ou
plutons enregistrent des effets de "trempe" qui se manifestent sous forme de fentes
radiales périphériques type Flamanville (Martin, 1951). Il s'agit dans ce cas du rapport
d'un granite avec un encaissant sédimentaire non métamorphique (fig. 8).
Toutes ces fractures de refroidissement, comme les fractures provenant des
ruptures de la roche consolidée, peuvent guider des circulations d'eau, mais dans les
réouvertures
et
refermetures
successives,
il
semble
interviennent concurremment avec un poids décisif.
chimisme et de la taille des grains.
U
que
d'autres
facteurs
s'agit, en particulier,
du
16
plan d'orientation
des minéraux
filon de microgranite
grès et schistes
cambriens
joints annexes
*-
¡¡¡¡¡¡S
[1^
Silurien
:
armoricain
il:..'..':-! grès armoi
Silurien
schistes
Silurien
:
Silurien
Dévonien
grès
schistes et calcaires
:
Bloc-diagramme schématique du massif
de granite de Flamanville,
Figure
8
- Géologie et forme du massif de granite de Flamanville
(In: Dercourt, Paquet, 1974)
:
ÍJJHÜ schistes et grès
17
1.9-
RELATIONS FISSURE - ESPACEMENT ET TAILLE
DES GRAINS DES
MINERAUX
La lente cristallisation du granite aboutit à un agrégat cristallin où les cristaux
sont jointifs, engrenés, et composés presque exclusivement de quartz, d'un plagioclase
- essentiellement l'albite - et d'un feldspath potassique
Une contrainte
:
l'orthose.
appliquée à une masse homogène de cristaux
de
taille
centimétrique (granite porphyroïde) a tendance à ne provoquer que des fissures
intraminérales sans déplacement. Par contre, une contrainte identique, appliquée à
une masse homogène formée de minéraux également petits (aplite), de l'ordre
millimétrique,
va avoir pour effet de multiplier
les fissures et les interfaces en
continuité. A l'échelle du massif, cela se traduit par des espacements décamétriques
pour des cristaux centimétriques, et par des espacements décimétriques pour des
minéraux millimétriques. Cas des granites d'Egletons et de Villefort (Communication
orale Y. Gros et thèse P. Dutartre, (fig. 9, 10).
Dans l'étude du granite de Villefort,
P. Dutartre évoque une réfraction
directions de fractures en passant d'un faciès de granite fin à un granite
grossier (fig. 10).
à
des
grain
18
\ granite
à
gros grain
\^ espacement décamétrique
granite à grain fin
espacement décimétriqu'
Figure
9
- Granite d'Egletons : schéma de principe
(Comm. orale Y. Gros)
Figure 10 - Relations taUles de grain et espacement
des fractures d'un granite
19
Chapitre 2
HISTOIRE SUPERGENE DES INTERFACES
LITHOSPHERE - HYDROSPHERE - ATMOSPHERE
2.1 - RELATIONS CHIMIE, VOLUMES ET SURFACES DES CRISTAUX AVEC LA
CAPACITE A PRODUIRE DES ALTERITES
Au niveau de l'architecture
fine moléculaire des cristaux de quartz et de
feldspaths, on a une continuité de tétraèdres de silice et d'alumine dont l'équilibre, au
moins pour les feldspaths, est assuré par la présence d'ions Ca, Na, K.
Pour les feldspaths calcosodiques, l'augmentation de Ca/Na permet de passer de
l'albite à l'anorthite. Mais pour les feldspaths potassiques, du fait des différences de
taille des rayons ioniques des ions potassium et calcium, il n'y a pas de stabilité de
feldspaths possible entre les pôles K et Ca.
Cela revient
à
dire que plus la proportion de Ca global augmente et plus on tend
vers un pôle d'instabilité structural de tout l'édifice cristallin, de tout le granite.
De fait,
à
l'échelle des massifs entiers, plus les granites sont riches en
feldspaths et minéraux calciques, plus ils sont altérables. Cela fait
conclusion à J. de Lapparent, sur la logique des minéraux du granite
"que le granite est feldspath et l'antigranite,
(Application
:
écrire en
:
antifeldspath".
Flageollet, 1976).
On se reportera également à l'étude morphologique du massif granitique de
Flamanville (Feuille Ambazac) citée en Annexe IL
2.2 - EVOLUTIONS DES CONTRAINTES
ET
REGIME DE
FRACTURATION
-
CONSEQUENCES SUR L'ATTRIBUTION A CERTAINES FRACTURES D'UN
COEFFICIENT DE CONDUCTION HYDRAULIQUE
La succession la plus complète de déformations d'un granite comporte trois
stades
:
- les déformations syngénétiques ou synmagmatiques
- les déformations précoces
- les déformations cassantes tardives.
20
Nous donnons, à titre
d'exemple, la description des fractures du granite de
Saint-Sylvestre (Lassagne, 1983).
Les déformations du granite
Elles sont de trois types : syngénétiques, précoces et cassantes tardives.
- Les déformations syngénétiques sont caractérisées par une fluidalité soulignée
par l'orientation des phénocristaux de feldspath potassique.
La fluidalité planaire est en général W.NW - E.SE (N 100° E) (Molliez et
Bouchez, 1982). Les fluidalités linéaires, également W.NW-E.SE, sont faiblement
inclinées vers l'E.SE, et sont interprétées comme la direction moyenne de mouvement
du granite lors de sa mise en place.
Des orientations N.NE - S.SW des fluidalités perturbent l'orientation générale
W.NW - E.SE. Elles sont réparties dans des "couloirs" de même direction et sont
interprétées comme des directions de restructuration ultime par cisaillement à l'état
visqueux (protofaille à mouvement dextre).
Remarque
:
La faille de la RN 20 a très certainement suivi l'un de ces couloirs, bien
qu'elle aît rejoué par la suite (fig. 11).
,.
.
contrainte
fluidolite
moxi.
E£E
Figure 11 - Déformations du granite de St Sylvestre
- Les déformations précoces
sont différenciées des fractures tardives cassantes
par la présence de venues magmatiques (par exemple les filons).
Rappelons que les filons d'aplite et de pegmatite sont antérieurs aux autres, et
que les filons de lamprophyres sont postérieurs aux filons de microgranite.
Des fractures précoces ont pu ne pas être injectées et ont pu rejouer lors des
déformations ultérieures. Il n'est plus possible alors de les différencier (succession des
déformations précoces dans le granite de Saint-Sylvestre).
- ¿es déformations cassantes tardives sont des fractures d'origine tectonique
résultant des efforts exercés par les contraintes régionales.
Les déformations dites "précoces" (filons) et les déformations
tardives sont celles qui ont fait l'objet de nombreuses études."
cassantes
21
Nous avons déjà mentionné que les fractures synmagmatiques sont rarement
reprises dans les étapes ultérieures de fracturation
car elles comprennent des
remplissages minéraux. Par contre, leur intersection avec des plans de déformations
cassants tardifs permet de démontrer la postériorité
des plans par rapport aux
premiers.
Les déformations synmagmatiques et précoces n'ont pas d'intérêt
en elles-
mêmes pour l'hydrogéologie mais elles servent de plans de référence dans la masse
cristalline
homogène aux déplacements le long des plans de fractures cassantes
tardives.
C'est parmi les fractures cassantes tardives que nous allons définir celles qui
conduisent le mieux et le plus fréquemment l'eau.
En
procédant par étapes, nous allons d'abord définir
les
propriétés de
conductivité hydraulique d'une faille et ensuite quel genre de sélection cela permet
de faire à l'examen de la totalité des fractures.
A partir
d'un levé détaillé
par quantification
d'une série de paramètres
géométriques et morphologiques pour chaque fracture, on peut définir des familles.
1.
Famille des classes de longueurs
2. Famille des classes d'ouvertures
3. Famille des espacements entre fractures
4. Famille des classes d'intersection, interruptions des extrémités
5. Famille des classes de rugosités et de remplissages des plans
de fracture y compris les ponts rocheux
6. Famille des classes de contenu en eau
7. Familles des fractures dont l'ouverture est imputable à la décompression.
Dans l'analyse rapide de terrain, le problème posé est de savoir si l'on peut faire
l'économie d'une étude géométrique et cinématique de l'échelle millimétrique à
l'échelle hectométrique. En d'autres termes, il s'agit de percevoir et d'analyser tout
de suite une faille de plus de 100 m de longueur, de plus de
1
probable, lisse, sans rugosité importante, avec moins de 10
mm d'écartement moyen
% de
ponts rocheux par
mètre linéaire.
A défaut de pouvoir mesurer sûrement et rapidement l'ensemble des paramètres
de la faille idéale, quels sont les critères d'analogie qui permettent de dire que ce
genre de faille existe
?
22
Dans un deuxième temps, après avoir rassemblé les critères indirects pour
supposer l'existence de failles suffisamment alimentées, il va falloir en localiser une
avec précision, au moins une et au moins l'intersection
de plusieurs d'entre elles.
2.3 - JUSTIFICATION DE LA RECHERCHE D'UNE FAILLE D'UN CERTAIN TYPE
Intéressons-nous à une faille de longueur comprise entre 100 m et
d'épaisseur moyenne
1
1
km, lisse,
mm et ne présentant pas plus de 10 % de ponts rocheux par
mètre linéaire.
Pourquoi choisir ces paramètres et pas des valeurs plus petites de n. failles
interconnectées
?
Essentiellement pour des raisons de vitesse de transit de l'eau et
donc de vitesse de soutirage.
Des expériences conduites sur des granites de Caroline du nord montrent que
pour des ouvertures moyennes de 0,1 mm, on aurait des vitesses 10"^ fois plus faibles
que pour des failles d'ouverture
moyenne de l'ordre du mm (cité par M. Engalenc,
1978).
2.3. 1 - LES RAPPORTS TAILLE DE LA FAILLE - DEBIT UTILISABLE
En régrime laminaire,
le débit varie comme le cube de l'ouverture d'une
fracture, dans le cas d'un plan de faille lisse, d'ouverture constante (Feuga, 1984). Ce
calcul théorique aide à fixer les ordres de grandeur.
2.3.2- EXAMEN DE SURFACE,
CRITERES INDIRECTS DE MESURE DE LA
CONDUCTIVITE HYDRAULIQUE
Par l'examen de surface au sol, il n'y a pas directement, de mesure possible, de
la conductivité hydraulique d'une fracture. Tout au plus celle-ci sera supposée élevée
avec des critères indirects et ponctuels et confirmée après essais d'eau.
- Résumé
des acquis antérieurs
Nous avons déjà acquis quelques caractères types de la faille de taille suffisante
pour implanter un forage.
Elle n'hérite pas des structures de refroidissement car la plupart des failles
23
comportent un remplissage cristallin contigii à la roche. Les structures primaires et
les structures précoces, avec remplissages de matière, servent de marqueurs des
déplacements le long des fractures secondaires tardives. Une même contrainte sera
plus efficace sur des petits grains que sur des gros grains et se traduira par des
fractures
à espacement
faible.
Entre le moment où le granite vient de se consolider et le moment où il devient
une roche affleurante, quels effets développent la fracturation
perméabilité
et, partant, la
?
Le massif granitique forme un bloc d'ensemble avec l'encaissant volcanique,
sédimentaire ou métamorphique, et à moins d'être affecté par un métamorphisme
régional, il ne subira pas de déformations souples de grande ampleur accompagnées de
transports de matière.
11
va se fracturer
et, à la faveur de mouvements verticaux et de l'érosion,
atteindre la surface et affleurer.
Les mouvements relatifs entraînent des déplacements le long des fractures de
faible ampleur et les fortes compressions dans des collisions créent des mylonites.
Dans les étapes intermédiaires entre les déplacements le long de fractures et la
réorientation
de
fractures
avec
cristallisation,
il
se
produit
également
un
aplatissement au niveau de stries et de cannelures.
Plus le serrage augmente
cannelures)
et plus la lecture
des tectoglyphes
(stries
et
délicate pour analyser finement les déplacements de
En s'éloignant d'une zone de fort serrage où les joints sont
devient
compartiments.
subparallèles, on constate une bonne conservation de la fabrique des stries et, par
voie de conséquence, une bonne possibilité apparaît de reconstituer des plans de
mouvements.
Rappelons que l'intérêt
de la reconstitution
des plans de mouvements est
d'établir un zonage dans plusieurs plans des failles conjuguées, ouvertes et fermées.
Les données statistiques rejoignent les données naturalistes sur la notion de failles ni
trop rapprochées ni trop espacées.
25
Chapitre 3
HISTOIRE SUPERFICIELLE
3.1 - HISTOIRE COMPOSITE DE LA FRACTURE DECOMPRIMEE VISIBLE EN
SURFACE
Quand le jeu combiné des niveaux d'érosion et des mouvements verticaux fait
affleurer le granite, il y
a
ouverture des fractures sur une tranche verticale de 30
à
100 m : la zone décomprimée.
La fracture décomprimée visible en surface a une histoire composite
:
celle de
la réouverture de la fracture et celle de la surface.
L'histoire de la surface est longue de plusieurs millions d'années et marquée par
l'alternance de longues périodes de stabilité tectonique ou eustatique et par de très
courtes périodes de mouvements tectoniques et eustatiques.
La période brève de mouvement tectonique ou eustatique est considérée comme
négligeable en temps, par rapport à la période de stabilité, mais elle peut être
corrélée avec la durée du phénomène de percolation de l'eau dans la fracture qui
s'ouvre par saccades. Le temps d'ouverture de la fracture est lui-même infiniement
petit par rapport à l'ensemble d'une phase tectonique ou d'un réajustement eustatique
mais cela représente les joints quantitatifs d'un système ouvert eau-roche.
Le temps de mise en place d'une fissure est instantané.
Les quelques chiffres suivants rappellent l'ordre de grandeur des différents
phénomènes.
- Stabilité signifie absence
de mouvement décelable sur 10^ ans
- Mouvement vertical continu : caractérisé par une vitesse de déplacement de
10"6 m/an
- Mouvement continu le long d'une faille
:
caractérisé par une vitesse de
déplacement de 10"^" m/an
- Mouvement cassant le long d'une faille
secondes.
:
durée effective
de quelques
26
Par comparaison, l'altération de roches indurées est mesurable sur des périodes
d'au moins 10^ ans. L'érosion
moyenne sur roche indurée se
fait
à
une vitesse de
510"5 m/an et l'érosion moyenne des altérites est 1000 fois plus rapide (Laville, 1983
et "Castor" 1985). Un scénario de tactique globale résume les facteurs interactifs à
l'origine de fissures ouvertes et plus généralement à l'origine des processus de mise en
creux ou de mise en plein des massifs granitiques affleurants.
différentielle
Cette érosion
est attribuable à la tectonique, au climat, à l'homme, et la recherche
de continuité entre fractures ouvertes doit pondérer grossièrement l'influence de ces
différents facteurs
;
nous en illustrerons l'interaction par des schémas simplifiés pour
orienter et focaliser une recherche de terrain sur des cas nécessairement plus
complexes (Desfontaines, 1985).
3.1.1- PREMIERE INTERACTION : DYNAMIQUE INTERNE NEOTECTONIQUE
Les dynamiques internes se manifestent par la convection mantellique.
Celle-ci entraîne indirectement une fabrique du relief en volume de l'ordre du
km3.
L'extension en profondeur de la zone décomprimée varie d'abord en fonction du
relief et se manifeste par l'ouverture de joints plats en antiformes sur les bosses et en
synformes dans les creux (fig. 12).
Figure
12
- Joints horizontaux et joints courbes internes au massif,
sous une morphologie contrastée (d'après Legrand, 1948)
27
3.1.2-
EVOLUTIONS THEORIQUES
- RELIEFS
DE FAILLES
MODELES
OROHYDROGRAPHIQUES
Les rejeux de failles du massif rocheux vont augmenter la concavité
et la
convexité des formes. Dans le cas théorique d'un soulèvement ou d'un affaissement
régional du g^ranite et de son encaissant, on garde des joints plats parallèles et le
cheminement du réseau hydrographique aura tendance
à
exhumer des reliefs entre
volumes de terrains présentant des densités de diaclase différentes.
Dans le cas d'un soulèvement d'un granite
anorogénique où subsistent les
structures primaires comme plans de discontinuités, le réseau de drainage est
dentritique à subdentritique.
3. 1.2.
1
- Pas
de faille
Dans le cas aussi théorique, simplifié,
d'un affaissement du même type de
granite, le réseau de drainage sera anastomosé ou multibassin.
3.1.2.2-
Failles normales (dans le cas d'un affaissement limité par des failles
normales)
L'affaissement régulier joue dans le même sens que la décompression dans un
creux d'érosion
;
les joints
horizontaux
s'incurvent
vers le val tectonique
et se
resserrent. Au milieu du val, la base de la zone décomprimée rejoint presque la
surface
du sol et
la compression
locale
provoque
la fermeture
des fractures
existantes (fig. 13).
Figure 13 - Morphologie d'un affaissement limité par des failles normales
28
Le réseau polygonal initial
va avoir tendance à se zébrer de cannelures
parallèles aux vallées avec des compartiments affaissés à contours flous et des
compartiments redressés
à
contours nets.
Contrairement au recreusement obtenu par variation en baisse du niveau de la
mer, il y a une tendance à former des réseaux rectangulaires par apparition
de
nouveaux drains des points hauts vers le grabben ou l'écoulement devient divaguant
(fig.
14).
Figure
14
- Tendance à former des réseaux rectangulaires
Pour un affaissement circulaire, l'évolution du réseau peut être convergente de
l'exhumation des structures en cônes emboîtés
;
cela se manifeste par la mise en
place de réseau annulaire ou centripète (fig. 15).
^^
Figure
15
- Réseau annulaire et drainage centripète
3.1.2.3 - Failles inverses (dans le cas de soulèvement de bloc)
0- H
maximum
Ficrure 16 - Soulèvement d'un bloc limité par deux failles inverses
29
Dans le compartiment surélevé la zone décomprimée prend une forme de dos
d'âne
qui
se
manifeste dans le réseau
hydrographique
par une
distribution
rectangulaire dissymétrique ou de type treillis (fig. 17).
Figure 17 - Surélévation circulaire : réseau annulaire ou réseau radial
3.1.2.4- Décrochement distensif, décrochement compressif
Les décrochements surviennent dans le cas de mouvement à composante
horizontale le long de fractures subverticales (fig. 18)
Figure
18
:
- Schéma d'une structure présentant un double décrochement distensif
Dans le cas de décrochements distensifs, les réseaux correspondant auront la
tendance treillis incurvé (fig. 19 a - b - c)
Figure 19 - Réseaux hydrographiques liés à une structure en décrochement distensif
réseau en treUlis incurvé et réseau en échelon ou en baïonnette
30
La fig^ure 20 schématise, sur un bloc à trois dimensions le résultat
de
décrochements compressifs. Ce cas s'illustre dans l'Arc de Digne.
décrochement
compression
r
n
»
tr
H
+ <rV
Figrure 20 - Effets de décrochements compressifs
Un tel schéma correspondrait plus ou moins aux ondulations de la base de la
zone décomprimée.
Toutefois, en raison de la rigidité des roches granitiques, les structures en coins
sont assez rares.
3.1.3-
CRITERES FA VORABLES, A RETENIR D'APRES LA REVUE DES
RAPPORTS ENTRE TRAITS OROGRAPHIQUES ET ACCIDENTS
STRUCTURAUX
L'analyse des formes de relief
héritées de la réactivation de failles fait
apparaître le décrochement distensif comme une structure plus favorable que les
autres déformations cassantes pour créer des vides cumulés et interconnectés.
Sur le plan strict
de la mécanique des roches les conclusions données par
B. Feuga (1984) sont identiques
:
" ... L'essentiel de la fracturaton d'un massif apparaît lors de sa mise en place
et des premières phases tectoniques auquelles il est soumis. La façon dont se fracture
un massif, déjà fracturé sous l'effet d'un épisode tectonique nouveau, est en effet très
influencée par la fracturation préexistante, dont on pourrait rapprocher le rôle de
celui de l'anisotropie de la matrice rocheuse. Cette influence se traduit par le fait
que l'essentiel des déformations du massif se produit par remise en mouvement des
discontinuités préexistantes ; ce n'est que dans des conditions particulières
d'orientation du champ de contraintes par rapport aux directions de ces discontinuités
31
que de nouvelles cassures peuvent apparaître. A l'issue d'un petit nombre de phases
tectoniques, il existe dans le massif une variété de directions de discontinuités telle
que ces conditions ne peuvent plus se produire. Aucune fracture nouvelle n'apparaît
plus, et les épisodes tectoniques ultérieurs font simplement rejouer celles qui existent
déjà.
Les mécanismes qui interviennent lors du rejeu des discontinuités ne sont pas
sans influence sur leurs caractéristiques hydrauliques. L'un d'eux - le cisaillement fait l'objet du paragraphe suivant.
Le cisaillement des discontinuités des roches. La dilatance
Les parois rocheuses constituant les deux faces d'une discontinuité sont très
rarement planes sur de garandes distances et, en outre, leur état de surface peut être
très variable : les fractures de traction sont en général rugfueuses, cette rugosité
pouvant se trouver renforcée par des cristallisations partielles. Les plans de failles
sont en général plus lisses du fait du frottement qui les a rabotés, mais ils présentent
parfois des stries (indiquant la direction du mouvement et introduisant une
anisotropie dans leur plan), des marques d'arrachement (permettant d'identifier le
sens du mouvement) ainsi que des accumulations de roche broyée. La morphologie des
discontinuités, telle qu'on l'observe actuellement, ne dépend que très peu du
mécanisme qui leur a donné naissance ; elle est plutôt marquée par le dernier mode
de fonctionnement (traction ou cisaillement) qu'elles ont connu et qui très souvent
efface les traces qu'ont laissées les précédents.
Encore convient-il d'ajouter que les phénomènes de dissolution, recristallisation,
altération occultent souvent ces vestiges d'origine mécanique. (Plus rarement, il
arrive au contraire que ces vestiges soient "fossilisés", par exemple par des
recristallisations).
Pour qu'un déplacement relatif suivant une discontinuité puisse intervenir, il
faut que l'effort de cisaillement qui lui est appliqué excède sa résistance au
cisaillement, caractérisée par un terme constant : la cohésion, et un terme
proportionnel à l'effort normal, qui traduit l'influence du frottement, et donc des
irrégularités de surface.
On peut schématiser ces aspérités, quelle qu'en soit la dimension (grains
monocristallins ou larges ondulations) à l'aide du modèle "en dents de scie" représenté
figure 21.
Il faut savoir qu'une fracture n'est presque jamais totalement fermée. Même si
elle n'a été soumise à aucun cisaillement, son apparition a modifié l'état de
contraintes préexistant, et sous l'effet de cette modification, ses deux lèvres se sont
déformées différemment l'une de l'autre et ne sont plus en contact sur la totalité de
leur surface comme on le voit sur la figure . C'est cette morphologie qui est
schématisée sur la figure 22. On y voit que deux modes de fonctionnement de la
fracture sont possibles en cisaillement : soit le glissement des aspérités les unes sur
les autres tend à écarter les deux lèvres, donnant lieu à une dilatance, soit au
contraire, il tend à les rapprocher : c'est le phénomène de contractance.
32
jeu dextre
jeu sénestre dilotont
dilotont
puis
joint
stylclithique
Figure 21 - Schématisation des phénomènes de dilatance-contractance
lors du cisaillement d'une discontinuité rocheuse
Figure 22 - Exemples de profUs de diaclases dans le granite à grain
fin de Maupuy (Creuse) (d'après Billaux et al, 1984).
On constate que le nombre de points de contact est très limité
Ces déplacements perpendiculaires au plan de la fracture lors des cisaillements
ont une incidence sur la conductivité hydraulique de cette dernière.
Les phénomènes de dilatance-contractance ne sont possibles que pour autant
que les aspérités elles-mêmes ne sont pas cisaillées ; cette rupture des aspérités se
produit d'autant plus facilement que la contrainte normale à la fracture est plus
élevée.
L'érosion - La décompression des terrains
L'érosion, en éliminant dans des temps parfois très courts^ des épaisseurs
considérables de terrain, peut modifier très considérablement l'état de contraintes en
un point. Cette modification peut se traduire par l'apparition de fractures nouvelles,
dites de décompression, suivant le processus schématisé figure 23.
33
1
Jo/
L
^^
'^í =ir
N
Figure 23 - Mécanisme d'apparition de fractures de décompression
dues à l'érosion
L'érosion a pour effet de réduire rapidement, à l'échelle des temps géologiques,
la contrainte verticale a^ en un point, cependant que, la relaxation des contraintes
horizontales pouvant nécessiter des durées très longues, celles-ci ne se trouvent que
très peu réduites. Le cercle de Mohr représentatif de l'état de contraintes en un point
se trouve donc déplacé vers la gauche au fur et à mesure que l'érosion progresse, et
ce jusqu'à toucher la courbe intrinsèque. Il apparaît alors au point considéré une
fracture oblique (ou deux fractures conjuguées) inclinée à moins de 45** sur
l'horizontale. Plus le point considéré se trouvera proche de la surface, plus la fracture
sera proche de l'horizontale. Cette description correspond au cas d'un massif qui ne
comporterait pas de fractures obliques ou subhorizontales préexistantes. Si de telles
fractures existent, elles sont simplement remobilisées ou réouvertes du fait de
l'érosion.
L'influence du relief
L'érosion n'aboutit que rarement à la constitution de vastes étendues
parfaitement planes. Elle imprime, au contraire, à la surface de la terre un relief qui
peut être très accentué et est à l'origine de distributions de contraintes particulières.
C'est ainsi que sur les sommets peuvent apparaître des contraintes de traction
subhorizontales provoquant l'apparition de fractures de traction subverticales ou
l'ouverture de celles qui existent déjà, cependant que les points bas sont le siège de
concentrations de contraintes de compression qui ont tendance à refermer les
fractures existantes.
Ces mécanismes sont schématisées figure 24.
troction. apparition de f roctures
nouvelles ou ouverture de celles
qui existent.
compression, fermeture des fractures existantes
Figure 24 - Influence du relief sur la distribution des
contraintes et sur la fracturation
34
Le problème posé est comment détecter des failles interconnectées dont le
drainage ne coïncide pas nécessairement ou pas du tout avec les bassins versants des
eaux de surface. D'une façon générale comment va-t-on différencier
ouvertes, des fractures
des fractures
fermées alors que ces dernières paraissaient parfois
également ouvertes dans la zone décomprimée et identiques en photographie
?
35
Ch^itre
4
TACTIQUE GLOBALE D'ANALYSE
DES FISSURES "PRODUCTIVES"
4.1 - LA CONVERGENCE
Pour tenter de résoudre la principale difficulté
évoquée précédemment, nous
allons appliquer aux éléments d'analyse tous confondus le principe de convergence, à
savoir :
Nous dirons que deux images analogues peuvent recouvrir
deux structures
différentes et que deux images différentes peuvent être homologues de structures
identiques.
Par exemple, la zone surdiaclasée, qui peut accompagner une faille inverse, et
un décrochement distensif, peuvent avoir la même largeur mais pas la même
discontinuité, et ceci d'autant plus que de la roche à fractures presque fermées à la
surface décomprimée, il peut y avoir superposition des effets d'une faille inverse et
d'un décrochement distensif. D'autre part, dans le temps, nous pouvons avoir
fonctionnement successif de ces deux types d'accidents réemployant les mêmes plans
de fractures en rejeux successifs. La succession, soit dans l'espace, soit dans le
temps, va aboutir à des structures globalement convergentes.
A titre d'exemple, un curviment peut être
:
.
un faux curviment ou une juxtaposition en polygones de failles linéaires
.
un astroblème (impactite) dû à un granite en chaudron atectonique à
structure en pelures d'oignon
.
dû à un granite qui n'affleure pas, à un dome de sel, etc.
L'ensemble des structures précitées donnent des images convergentes à analyser
des points de vue climatiques et anthropiques.
4.2 - DE L'ANALYSE DIMAGE A L'ANALYSE DE STRIES
A l'échelle de l'analyse d'une image au 1/1 000 000 prise par satellite,
les
structures seront confondues sur une image aérienne conventionnelle également.
36
L'analyse des formes de relief concave/convexe sur fonds topographiques peut faire
apparaître des différences comme celle d'un réseau en treillis évoluant en réseau, en
treillis
incurvé et cela peut constituer un indice indirect
mais pas une preuve
d'existence de la structure.
La véritable démonstration de l'existence du décrochement distensif passe par
l'examen des stries sur le terrain.
L'étude préliminaire rapide oriente le choix du lieu où l'on va forer. Dans
l'exemple ci-après, la recherche est celle de la coïncidence d'un linéament, d'un axe
de drainage et d'une faille conjuguée. On va vérifier sur le terrain s'il y a concordance
ou non entre une zonalite de fractures ouvertes et une zonalite des failles alimentées.
En appliquant le principe de convergence, il se peut que cette zone corresponde
à une fissure interconnectée avec d'autres dans la partie où l'on suppose ces fissures
ouvertes.
On peut avoir une histoire successive de rejeux de failles qui aboutissent à des
fractures peu connectées, peu décomprimées, ou colmatées, ou les
donnant des images à petite échelle assez voisines.
3 à
la fois et
Dans ce sens, une vallée exhumant des reliefs de failles normales, une vallée
surimposée à un grabben, ont des formes globales analogues
;
mais la tranche de
roches décomprimées n'est peut être pas strictement identique. Pour détecter des
volumes interconnectés, nous avons corrélé arbitrairement, à différentes échelles,
des structures planes rectilignes, subverticales, car ce sont celles qui apparaissent
avec le plus de clarté sur images satellites et par effet stéréoscopique sur des couples
de photogrraphies aériennes conventionnelles.
L'appréciation indirecte de surfaces planes ou gauches avec des pendages
quelconques nécessite la prise en compte de curviments
:
ces liéaments courbes sont
aussi des figures de convergences.
- Exemple d'implantation d'un forage
La zone cible est D*. Elle correspond à un linéament observé sur image. Le
linéament peut être
:
. 1
axe de drainage
. 1
faille conjugée.
37
Rappelons que les tectoglyphes d'écrasement à observer sur le^ terrain
répartissent dans l'un des cinq cas suivants (fig. 25)
10-30«
se
:
(a)
coupe
S: stries (ou broyage)
->. (b)
R: roche fraîche (rupture)
*5slO'
surface movenne
fente ouverte
ou remplie
(quartz...)
/"
/-'
J,'
(entes
JJ .^ZZ'JCZ~ en lunule
crotssant
Figure 25 - Tectoglyphes d'écrasement
1
- Surfaces striées annexes faisant avec le miroir principal
un angle aigu dans le sens aval (plans R de Riedel :
Tchalenko, 1970).
2
- Fentes de tension, souvent remplies de quartz et autres
minéraux, à angle encore aigu dans le sens aval, mais
plus fort.
3
- L'intersection de ces surfaces (surtout 2) avec le plan de
faille, a souvent une forme courbe, en "croissant" à
concavité aval.
4
- Sur des reliefs plus ou moins régfulièrement répartis sur
le miroir, on trouve souvent des stries, parfois seulement
un blanchisse ment par écrasement des grains, du côté
amont, et à l'aval une surface de roche fraîche,
pénétrant parfois à l'intérieur de la roche (4b).
5
- Les irrégularités de surface du miroir sont souvent
chargées de quartz ou autre minéral néoformé, du côté
aval.
38
Schématiquement ces cinq cas se rencontrent dans les situations représentées
en figure 26.
Vue
en pion
1,2,3 p.p.
4.5
ture
^
^^>^\^ ^fissures ouvertes
^""^^
de la
dans le sens
compression.
Figure 26 - Distribution des formes de tectoglyphes d'écrasement dans une
une structure faillée composite vue en plan. Les flèches
représentent les déplacements. Le signe D^^ indique une zone
hydrogéologiquement favorable
«
La zone D est détectable par des écoulements décalés par rapport au rejeu des
accidents anciens.
- Recherche du mcucimum de vides cumulés
D'après les schémas simplifiés de rejeux de failles normales, inverses et de
décrochements,
il apparaît
que
seuls
les
décrochements sont
des
systèmes
générateurs de vides importants (fig. 27).
Faille normale
ouvert
Figrure 27 - Génération de vides au voisinage d'une faUle normale (vue en coupe)
39
piège
â
se'díments
pseudo chevouchement
*<^
Figure 27 - Génération de vides au voisinage d'une faille inverse (vue en coupe)
vide ouverture
Figure 28 - Génération de vides au voisinage d'un décrochement (vue en plan)
Il convient de noter, et ce point mériterait un long développement
que le facteur "interconnection"
à
lui seul,
de fractures apparaît bien à travers l'analyse de
stéréogrammes constitués en reportant les poles de plans de fractures observées à
l'affleurement.
Apparaît alors l'importance de la microfracturation
en temps que reflet de la
macrofracturation pour servir de guide à l'analyse d'un style tectonique d'une région à
prospecter. Joindre et comparer les informations relevées sur plusieurs affleurements
de cette même zone est évidemment d'un haut intérêt, pour passer outre le facteur
d'échelle qui fait qu'un affleurement ne peut être représentatif à lui seul d'un milieu
fortement discontinu.
Comme
d'autres
éléments
morpho-structuraux
soulignent leur
réseau
de
fracture, il peut être intéressant de comparer les positions des pôles ou groupes de
pôles à la disposition des curviments, ou même à la distribution des branches du
réseau hydrographique.
40
Les deux schémas ci-après en sont des illustrations.
(A)
Tendance annulaire des plans.
270
Structure difficile
à
évaluer
sur le plan de sa capacité à
conduire l'eau.
180
Figure 29 - Fractures annulaires, peu interconnectées
(B)
3
familles subverticales.
Implantation
des 3.
Figure 30 - Fractures planes sécantes
à
l'intersection
41
4.3 - LES RAPPORTS ABLATION/ALTERATION ET LA MISE A NU OU
LE RECOUVREMENT DES FISSURES OUVERTES
Klein (1985) écrit
:
"L'évolution géomorphologique est régie par trois rythmes fondamentaux : les
rythmes tectoniques, les rythmes eustatiques et les rythmes bioclimatiques. Les
rythmes tectoniques et les rythmes eustatiques circonscrivent le volume des masses
continentales offertes à l'attaque des agents d'érosion. Les rythmes bioclimatiques
contrôlent le dynamisme des systèmes d'érosion."
Pour nuancer encore tous les facteurs qui interviennent dans les bilans
ablation/altération, le texte Godard (1977, p. 63
à p. 72) est
exemplaire:
"a - Un dilemme fréquent : tectonique récente ou érosion différentielle
?
Sur les socles cristallins, débarassés de leur couverture sédimentaire, la
reconnaissance des failles susceptibles d'influencer le relief est difficile, de sorte que
bien souvent la nature des abrupts reste délicate à préciser : quelle part faut-il
attribuer respectivement au jeu (ou au rejeu) récent d'accidents cassants, au
déblaiement tardif de volumes inégalement gagnés par l'altération ?
A cette question les réponses varient beaucoup
1
:
- Selon que l'on prend plus ou moins en considération l'homogénéïté du gfranite.
2 - Selon l'échelle des formes envisagées : c'est à partir des modelés
moyenne qu'apparaît le mieux le rôle de l'érosion différentielle. Les modelés
sélective sont inégalement favorisés par la nature des déformations,
efficaces semblant être les soulèvements globaux à grand rayon (études de
en Corse, Nonn en Galice, Godard en Ecosse).
de taille
d'érosion
les plus
Rondeau
Tout se passe donc comme si dans le bilan altération/ablation, la succession la
au développement d'un beau modelé d'érosion différentielle
plus favorable
comportait :
- une phase de stabilité tectonique relative, capable de faire triompher la
décomposition sur les interfluves au détriment de l'incision des vallées ;
- des mouvements positifs modérés entraînant le déblaiement partiel des
volumes rocheux les plus décomposés et faisant apparaître les formes issues
d'une altération inégale.
3 - Selon les secteurs ou les régions considérés, par l'effet d'interférence de
l'hétérogénéité du matériel et du rythme et de la densité des déformations
tectoniques, suivant aussi l'âge du dégagement de la masse granitique qui a selon les
cas subi un plus ou moins grand nombre de phases climatiques d'attaque d'efficacité
différente : les massifs exhumés récemment comme la Forêt-Noire ont ainsi échappé
à l'attaque des climats chauds.
Finalement, les conditions optimales résident dans un exhaussement précoce,
mais modéré.
42
b - Les échelles de résistance régionales et locales
Pour des unités de grande dimension - vaste région, domaine ou même zone -, la
place du granite dans la hiérarchie de résistance des roches dépend beaucoup du
contexte climatique.
Si dans les hautes latitudes de l'hémisphère Nord (Canada, Scandinavie, etc.),
les granites massifs sont souvent au sommet de l'échelle de résistance, avant même
les quartzites qui sont pourtant les roches les plus dures sous la plupart des climats,
c'est qu'ils sont peu sensibles à la gélifraction et placés dans un milieu où l'altération
progresse lentement. Les différences de sensibilité à la dissolution entre granite et
calcaire sont si grandes que les premiers sont presque toujours en saillie par rapport
aux seconds.
Ce dispositif se retrouve dans les milieux tempérés humides des moyennes
latitudes où, à l'exception des héritages de formes léguées par des paléoclimats plus
chauds du Tertiaire, les granites continuent de faire bonne figure et de former
l'armature de bien des paysages. Ils sont généralement plus résistants que les roches
sédimentaires de couverture, mais peuvent néanmoins se montrer plus altérables que
les coulées massives de laves, les quartzites et certaines roches très siliceuses du
socle (auréoles de métamorphisme, zones de broyage recristallisées).
En domaine méditerranéen, et dans les milieux secs tropicaux, il en va tout
autrement : sans être à la base de l'échelle de résistance (on y trouve des marnes et
des schistes), les granites sont fréquemment déprimés par rapport aux calcaires qui
constituent l'ossature du relief : Pyrénées orientales, péninusle Ibérique, Sardaigne,
Maroc, Amérique centrale, etc. Cette place, à première vue singulière, s'explique par
les conditions d'un milieu suffisamment chaud pour augmenter la sensibilité des
roches cristallines à l'altération, mais suffisamment sec pour diminuer les dégâts dus
à la dissolution dans les calcaires. Même si la décomposition du granite reste
chimiquement modérée et se limite à une désagrrégation granulaire, elle remet en
cause tout l'édifice rocheux, ce qui n'est pas le cas des calcaires karstifiés en
profondeur.
Dans les climats chauds et humides, par ailleurs moins favorables à la mise en
valeur des formes par érosion différentielle que les précédents, les constantes dans
les échelles de résistance se dégagent moins bien. Les granites peuvent former
l'armature du relief en dominant les schistes et les calcaires : c'est souvent le cas en
Asie du Sud-Est. Mais il n'est pas rare qu'en Afrique occidentale les granites soient
excaves par rapport aux couvertures gfréseuses. En Côte-d'Ivoire forestière, les
gp'anites sont en contrebas non seulement des quartzites, mais aussi des micaschistes
et des roches vertes (Rougerie). Comme, par ailleurs, les granites alcalins sont plus
déprimés que les granites riches en éléments ferro-magnésiens, il est logique d'en
déduire que la teneur en fer est ici un facteur de résistance par l'aptitude à favoriser
le cuirassement.
Sous forêt dense, où le ruissellement joue un rôle modeste, l'exploitation du
potentiel lithologique reste partielle, l'altération des divers matériaux ne se
traduisant qu'imparfaitement dans les formes, malgré une décomposition intense et
profonde.
Dans un cadre de dimensions plus réduites, celui d'un massif cristallin par
exemple, il est possible de dégager une hiérarchie de résistance plus fine et nuancée
en s'appuyant non seulement sur la place occupée par les roches dans le modelé, mais
aussi sur la présence de certaines formes de détail significatives d'une décomposition
inégale et sur l'analyse des manteaux d'altérites.
43
Bien entendu, les observations ponctuelles n'ont qu'une valeur relative et locale.
Par exemple, le rôle morphologique des filons dépend de la nature de la roche
encaissante : les filons de microgranite qui recoupent le massif de l'Aber Udut (bas
Léon) sont en relief quand ils traversent le granite porphyroïde, calco-alcalin
altérable, mais n'apparaissent plus dans le paysage quand ils passent à travers des
granites plus acides (Hallégouët). Selon qu'une trame de recristallisation siliceuse
s'est constituée ou non^une même zone de broyage peut être en saillie ou en creux
(ex : Limousin occidental). Les raccords entre les échelles de résistance locales sont
d'autant plus délicats que les étiquettes pétrographiques utilisées changent d'un
auteur à l'autre. Cependant, la multiplication des observations permet de dégager des
constantes qui éclairent le problème de l'érosion différentielle dans les granites.
Souvent, de grandes catégories de roches occupent à peu près la même place dans une
région. Dans le nord-est du Massif central français par exemple, les roches de faible
profondeur (microgranite, granophyres, rhyolites) se placent systématiquement en
haut de la hiérarchie, au-dessus des granites qui ont pourtant une composition
chimique voisine. Dans la plupart des régions du Massif central, les leucogn^anites
(granites alcalins à deux micas) occupent dans le modelé une position dominante qui
contraste avec celle déprimée des granites calco-alcalins à biotite et des
granodiorites (Godard). Il en est de même en Corse où l'ossature du modelé est
formée par les "granulites", tandis que les granites constituent en contrebas des
paysages lourds à épais manteau d'altération (Rondeau).
Les problèmes, pourtant ardus, que pose la comparaison des roches granitoïdes
entre-elles, restent cependant moins difficiles que ceux qui relèvent de l'érosion
différentielle entre roches cristallines de familles différentes : granites et gabbros
par exemple. Dans ce cas, en effet, il convient de ne pas confondre l'intensité de
l'altération des minéraux et la profondeur de la désagrégation. Placées dans des
conditions identiques, les roches acides comme le granite ont tendance à subir une
altération ménagée sur une grande épaisseur , les roches basiques ayant une
décomposition plus intense mais sur une faible profondeur. Or, en matière de modelé
d'érosion sélective, c'est bien l'épaisseur du manteau d'altérites qui est déterminante.
c - Les facteurs de l'altération différentielle
La solution d'un problème qui comporte un nombre élevé de variables (roches,
climats, micromilieux d'altération liés au drainage intime, etc.) est d'autant plus
difficile que l'éventail pétrographique est plus large.
A s'en tenir aux seules roches granitoïdes, il apparait que la composition
minéralogique^et donc chimique, est un premier fil conducteur dans l'explication des
forces issues d'une altération différentielle. Comme l'altérabilité respective des
minéraux est assez bien établie, il est normal que la teneur en minéraux intervienne
plus ou moins largement dans la résistance des matériaux
cristallins.
Schématiquement, on pourrait dire qu'un g^ranite a d'autant moins de chances de
s'altérer qu'il est plus siliceux, riche en quartz ou en silice combinée de feldspaths
potassiques, d'autant plus vulnérable au contraire qu'il contient plus de plagloclases
(notamment des feldspaths calciques) et de biotite. Ainsi s'éclairent la résistance
relative des leucogranites en général, la faiblesse des granites calco-alcalins à biotite
et a fortiori des granodiorites. Mais en fait, la séquence d'altérabilité des minéraux
n'est pas immuable, tributaire qu'elle est du milieu climatique et du microdrainage
plus ou moins acide. Par exemple, la teneur en biotite n'intervient activement que
sous des climats humides, où l'hydrolyse suivie du gonflement par hydratation sont
des processus courants. Au reste, la libération du fer ne signifie pas automatiquement
un affaiblissement de la roche, puisque dans les milieux tropicaux à saison sèche, le
fer à l'état d'oxydes ferriques est la source d'un cuirassement qui protège
efficacement les altérites de la dissection. Il ne saurait donc y avoir une règle simple
d'application universelle. Néanmoins, des constantes se dégagent d'études menées
indépendamment dans des régions éloignées d'une même zone. Par exemple, pour les
44
milieux humides des moyennes latitudes, les facteurs minéralogiques ou chimiques
occupent assez souvent une place importante dans l'altération et la différenciation
des modelés qui en résulte. Selon les cas, on peut mettre plus précisément l'accent
sur tel ou tel facteur - importance du quartz, proportion des alcalins, rapport Si/Ai,
pourcentage des plagloclases, part respective des felspaths sodiques et calciques,
teneur en biotite, etc. -, mais il est évident que ces facteurs ne varient pas
indépendamment les uns des autres. De la Bretagne à la Pologne du Sud, et de
l'Ecosse à la Galice, on retrouve un peu partout ce rôle primordial joué par la
composition minéralogique. En revanche, sous d'autres climats, notamment les
climats plus secs, d'autres facteurs semblent l'emporter. Mais il est une règle qui est
d'application très générale : à composition chimique voisine, les granites les plus
homogènes, donc les moins bien pourvus en espèces minérales différentes, résistent
mieux que les autres. L'hétérogénéité est un facteur de faiblesse.
II est parfois indispensable, dans les milieux les plus divers, de faire intervenir,
à côté de la proportion des minéraux, leur arrangement, la texture de la roche et son
architecture intime. Selon qu'il est isolé ou en lits, un minéral altérable n'aura pas du
tout les mêmes effets d'ébranlement de l'édifice rocheux. Ainsi, s'explique
l'affaiblissement, assez général, des gneiss à lits de biotite par rapport aux granites.
Inversement, la présence d'une texture à pâte vitreuse (rhyolite) ou microg^enue
(microgranite) ou encore d'une trame d'inter-croissance des minéraux (granophyre)
sont des caractères qui avantagent les roches de semi-profondeur ou à deux temps de
consolidation par rapport aux granites ordinaires de même composition (ex. :
complexe du Bushveld au Transvaal). D'ordinaire, les granites à feldspaths et quartz
engrenés ou ceux qui comportent des cloisons de quartz résistent mieux à l'altération
que les granites orientés à traînées de micas noirs.
A la limite, le facteur texture peut devenir prépondérant quand des socles
nettement basiques (labradoriles, dolérites, diabases), défavorisés sur le plan de la
composition chimique, doivent à leur architecture très compacte de dominer des
roches granitoïdes acides (Bouclier laurentien, Afrique du Sud). Quant au cas, évoqué
plus haut, des mylonites et des granites broyés (pourvus ou non d'une trame de
recristallisation), il met clairement en évidence le rôle joué par la structure intime^.
En bien des cas, les problèmes d'érosion différentielle entre granites et surtout
entre roches granitiques et roches cristallines, d'autres familles ne s'éclairent
correctement qu'à la lumière d'un autre facteur : la division de la roche qui
commande la pénétration de l'eau. Certains auteurs (Birot, Lautensach...) vont même
jusqu'à considérer ce facteur comme primordial.
U est courant de remarquer que le réseau des diaclases et des fractures
commande, par sa densité, la répartition des volumes saillants et déprimés du modelé.
L'exemple des dômes de la région de Rio de Janeiro, sains et très massifs, séparés par
des ensellements de roches (de composition parfois analogue), intensément fissurées,
est bien connu. Dans le nord-ouest de la péninsule Ibérique, des cuvettes larges de
plusieurs kilomètres coïncident avec des granites très désagrégés et divisés par des
diaclases verticales, tandis que sur les intervalles affleurent des granites massifs, peu
altérés, que traversent de rares joints subhorizontaux.
C'est également à leur texture très compacte que les "cornéennes" des auréoles de
contact de métamorphisme en bordure des batholites doivent d'être fréquemment
en saillie et de dominer à la fois les sédiments ou les schistes du pourtour et les
roches granitoïdes du pluton. Ce dispositif s'observe dans les milieux climatiques
les plus divers : de la Normandie (batholite de Flamanville) au Japon (mont Hiei
dans le Kwansaï*).
45
Le rôle joué par l'espacement des diaclases n'est du reste pas limité à celui
d'une voie de pénétration plus ou moins aisée pour les phénomènes d'hydrolyse : il s'y
ajoute - notamment pour les socles des hautes latitudes et ceux des domaines froids
de montagne - la facilité plus ou moins grande offerte aux processus de cryoclastie et
donc de mobilisation des débris par les glaciers. A Arran (Ecosse) par exemple, de
deux granites tertiaires de même composition chimique disposés en couronne, le plus
externe à grain grossier est en saillie parce que moins fracturé que le granite central
à grain fin (Godard).
Cependant, l'intervention
des nuances sont à apporter
du diaclasage n'est pas toujours aussi évidente. Bien
:
1 - la disposition des joints qui est parfois aussi importante que l'espacement,
peut dans ses relations avec la topograhie être aussi bien une conséquence qu'une
cause, grâce aux phénomènes d'exfoliation par détente ; certaines directions
potentielles étant exploitées, d'autres pas ;
2 - des anomalies apparentes obligent à prendre en considération la fissuration à
l'échelle du cristal, microfissuration qui n'est pas liée de façon simple au diaclasage.
Comment comprendre en effet que si souvent des granites tardifs à g^rain fin restent
sains, en dépit d'un fort découpage par des diaclases rapprochées, alors qu'au
voisinage des granites grossiers sont profondément arénisés malgré des joints
verticaux très espacés ? Il semble que la fissuration concentrée dans le premier cas,
en de grades cassures où l'eau circule vite soit, dans le second, "diffuse" au niveau des
cristaux et constitue alors un micromilieu d'imprégnation plus favorable aux progrès
de l'hydrolyse.
Toutefois, il reste un domaine où la division du granite à toutes les échelles
devient un facteur "tyrannique" dans la météorisation, c'est évidemment celui des
secteurs d'intense tectonisation où le socle est réincorporé à des chaînes de
montagnes récentes. En Sardaigne ou dans les Pyrénées orientales, les formes
d'érosion différentielle sont largement tributaires du broyage du granite.
A la limite, la "trituration tectonique" est si intense et si générale qu'elle
"écrase" tous les autres facteurs, comme dans les Andes de Mendoza, où le long
d'axes anticlinaux éventrés affleurent d'énormes volumes de granites concassés,
désagrégés en arène par les altérations hydrothermales et météorique et mobilisés
par le gel (Birot).
Naturellement, l'ébranlement du matériau n'est pas toujours aussi spectaculaire.
Mais, même en l'absence de broyage visible à l'oeil nu, les fissures microscopiques notamment celles qui traversent les cristaux de quartz - trahissent les efforts
tectoniques postérieurs à la cristallisation du granite. Cette micro-fissuration,
décelable indirectement par les mesures de perméabilité, a dans l'absorption de l'eau
et l'altération un rôle d'autant plus fondamental que l'eau est plus rare, le climat plus
sec. Bien des contrastes morphologiques des régions arides ou semi-arides s'expliquent
de cette façon. Or, nous avons vu que la microfissuration était largement tributaire
des conditions de mise en place des corps granitiques, dans leurs relations avec les
efforts tectoniques tardifs.
Tous ces problèmes d'altération différentielle souligrnent la complexité des
phénomènes de météorisation dans les roches granitiques. Mais les volumes
inégalement altérés de gfranite ne constituent encore qu'un "potentiel", dont
l'exploitation va dépendre du bilan altération/ablation ; un bilan qui se modifie au
long de l'évolution morphologique, notamment au cours des crises climatiques ou
tectoniques."
46
A travers ce texte nous retrouvons les principaux facteurs à prendre en compte
dans la recherche de fissure ouverte sous recouvrement.
Le rôle des différentes caractéristiques des roches et de leur environnement sur
le modelé peut se résumer par le tableau suivant
:
Modelés dominants
Rôles
des minéraux
Altération en plein
Altération en creux
alcalin alumineux
calco-alcalin,
plagloclases
de l'espacement
faible à moyen (hm)
fort (dm, m)
froid sec
humide
+
micas
des diaclases
du climat
chaud sec
(tous les climats pour
les pains de sucre)
de l'influence de
peu marqué
marquée, modelé fragile
l'homme
Tableau
1
- Problèmes d'érosion différentielle (In: Klein, 1985)
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^^(l\il
W,
Figure 31 - Exemples de modelés convexes et concaves
47
Chapitre
5
CONCLUSION
L'histoire de l'isolement de réservoirs magmatiques, dans le cadre d'un
affrontement ou d'une distension de lithosphère, est le prélude à la mise en place de
plutons granitiques d'orientations et de fragilités distincts. Les mouvements
contemporains du passage de l'état visqueux à l'état solide servent de marqueurs aux
déplacements par rupture du magma cristallisé.
L'analyse tente,
différentes échelles, de relier la rigidité acquise du granite
refroidi, cristallisé avec les caractères morphologiques et structuraux de la roche en
surface.
à
Ainsi, l'instabilité des feldspaths par fixation de calcium entraîne une ouverture
des chaînes silicatées et par transfert
l'échelle kilométrique, des modelés de
surface où l'ablation domine l'incision. Dans ce cas, l'écoulement synchrone de la mise
à
à nu de ces granites fragiles ralentit la convergence des eaux de surface et augmente
le transit
dans la frange d'altération
longitudinaux
superficielle.
Les profils
transversaux et
des axes de drainage sont alors à dominante concave : le modelé
exprime d'avantage l'instabilité
minérale, privilégiée
par rapport à des traces de
déformations mécaniques cassantes. De la même façon, la stabilité
minérale,
garantie au niveau des chaînes silicatées de feldspaths par une plus grande abondance
de noyaux fortement liées, sodium et potassium, ainsi que par le taux d'engrainement
accentué des quartz et des feldspaths, concoure à la cohésion d'ensemble du massif
rocheux. Cela se traduit
dans la morphologie par des profils
transversaux et
longitudinaux de plus en plus convexes où l'incision domine l'ablation. Les failles et
les diaclases, suivant leur continuité et leur espacement, jouent un rôle d'armature de
collines ou renforcent le cloisonnement et le fractionnement en boules à l'échelle
métrique, ll y
fait une plus ou moins grande coïncidence entre l'alignement
des drains et les ligones de failles. L'aspect extrême d'un système peu décomprimé,
sous contrainte actuelle conduit à des cheminements parallèles et des difluences.
L'histoire de l'écoulement et du sous-écoulement tendent à être globalement
divergentes.
a de ce
L'analyse morphologique comme méthode d'approche et de détection des
fissures conduisant l'eau permet d'espérer relier le sous-écoulement et l'écoulement
48
de surface, au degré de convexité des drains. Pour respecter les effets d'échelle dans
l'espace et dans le temps, les schémas de relations des variables d'état et des
paramètres de contraintes sont non linéaires, et obéissent à des relations de
convergence illustrées par l'analyse systémique. Cet inventaire de formes sert de
préalable à des interventions de terrain en géologie et en géophysique centrées le
positionnement et l'interconnexion des fissures.
Dans l'évolution théorique d'une forme de relief,
tenir compte d'une
terminologie génétique, nous pouvons caractériser la persistance des reliefs en plein
par la convexité et celle des creux par la concavité. Dans le détail, la trace des
mouvements verticaux actuels infirme la rég^ularité des profils concave-convexe et la
pérénité et la symétrie des écoulements. Cette genèse dans un granite, .dans le cas
des creux dominants, privilégie
dominants,
sans
les fissures rapprochées et, dans le cas de pleins
celle d'un espacement moyen de diaclase sur une roche pauvre en
minéraux calciques.
L'importance en volume de la zone décomprimée sera plus grande dans les
modelés concaves sous recouvrement que dans les volumes restreints de vallées de
ligne de taille limitant la plupart des reliefs convexes.
La recherche de continuité
interconnectées, nous amène
fissures ouvertes, sous recouvrement
de
à nous
et
interroger sur les propriétés de la surface
topographique.
En choisissant une échelle appropriée à chaque étude, la surface topographique
se réduit
à une juxtaposition
de formes
élémentaires dont on peut mesurer la
concavité et la convexité (Depraetere, 1985).
Cette démarche morphométrique élémentaire sera confrontée et juxtaposée aux
données de l'analyse d'image pour orienter conjointement une recherche de structure
sur le terrain. Elle répond à l'objectif
fixé qui est de repérer des jalons de
discontinuités de fissures sous recouvrement. Elle est opérationnelle quel que soit le
degré de connaissance des autres facteurs.
49
TABLEAU RESUME
Granites et métamorphisme
Modèles statiques
Instabilité des feldspaths vers
Stabilité des feldspaths
le pôle calcique
Texture hiérarchisée hétérogène
Texture hiérarchisée homogène
-o Métamorphisme
Modèles dynamiques
Anatexie
<
Caractères chimiques des granites orogéniques
alumineux :
calco-alcalin
source crustale
source mixte
:
alcalin
:
source mantellique
Dispositif topographique dominant
alumineux :
calco-alcalin
topographie convexe
topographie concave
:
alcalin :
topographie convexe
50
Pôles de stabilité
.
engrainement quartz + feldspaths fort
.
grain fin
.
diaclases espacées
.
.
"armature" de dykes
granites anorogéniques
.
eustatisme dominant
.
relief collinaire
.
convexité générale horizontale et verticale
.
une seule fragilisation
en grand est possible : la décompression glacio-
eustatique associée à des eaux peu minéralisées introduisant une porosité
matricielle de tout un massif
Pôles d'instabUité
.
roche équante (= texture isotrope)
.
grain moyen à grossier
.
diaclases espacées
.
peu de dykes (taux d'ablation fort de l'apex)
.
granites orogéniques
.
mouvements verticaux
.
flux de chaleur
.
climat humide
.
type calco-alcalin dominant
.
relief où l'abrasion domine l'incision, alvéoles, replats barrés, empâtement et
anastomoses des réseaux hydrog^raphiques, modèle à concavité horizontale
dominante
51
Chapitre
6
RESUME DES RESULTATS : PROPOSITIONS DE TRAVAIL
Il a été défini assez sommairement ce que représentent les granites et dans
quelle fraction de la zone décomprimée superficielle se situent les fissures dans
lesquelles transite l'eau.
La frange altérée superficielle
forme,
à
la fois, un masque à la lecture
commode des fissures et un volume potentiel d'emmagasinement de l'eau. De ce fait,
la recherche des fissures productives dérive de l'évaluation d'indices ténus indirects
de zones fissurées sous recouvrement.
Cette analyse débouche sur deux conceptions complémentaires.
La première est une réactualisation
du cahier des charges de l'identification
rapide de la fissure "utile", "productive".
La deuxième procède d'une considération globale du massif, fracturé ou non, et
de définir,
fracturé.
puis apprendre à reconnaître les analogues morphologiques du non
L'extension des couloirs fracturés entre panneaux stériles serait alors
délimitée par différence.
La deuxième démarche, essentiellement géomorphologique, a l'avantage d'être
opérationnelle dans toutes les zones de roches nues ou d'altérites et de se substituer
à
des analyses géométriques et cinématiques qui ne correspondent, qu'en très faible
part,
à
la recherche et
à
l'identification
de fissures alimentées.
Cela revient à établir un scénario type d'intervention, par questions et réponses,
en partant de l'image et des photographies aériennes, pour aboutir à une implantation
rapide et sûre sur le terrain en prenant conscience que ce ne sont pas les mêmes
objets, ni des objets de même taille que l'on "mesure".
52
- Proposition de travaux
En
conclusion, il est proposé quelques axes de recherches de méthodes
nouvelles.
Le premier axe revient à considérer que la zone décomprimée n'est pas d'égale
épaisseur et qu'elle est l'image de la néotectonique. L'identification
l'ellipsoïde de la contrainte
des axes de
actuelle permet d'assimiler les zones surdiaclasées
ouvertes actuelles comme des plans parallèles
à
la composante horizontale maximale
de la contrainte actuelle.
Le deuxième axe consisterait à mesurer en forage la présence ou l'absence de
fissures colmatées par de la calcite,
pour certains
granites et d'établir
une
corrélation éventuellement entre ces colmatages et la partie supérieure des zones de
roches non décomprimées.
Le prélèvement de calcite sur les stries de panneaux faillées permet de dater,
par la méthode uranium-thorium, l'âge de la dernière remobilisation de la faille. Plus
la calcite formant le tectoglyphe est pure, plus l'âge est précis.
La méthode n'est utilisable que pour les 300.000 dernières années.
Par relais successifs d'imprégnations partielles jusqu'à la surface, on peut
supposer que l'on a eu à un moment donné un stade de colmatage plus ou moins
complet des fissures, et ainsi l'âge peut être également l'âge le plus ancien de la
dissolution de la calcite "superficielle".
Cela donnerait un ordre de grandeur du
volume de calcite dissoute, assimilable, en tout ou partie,
à une
fraction de volume
de vide global crée par la réouverture de la fissure.
L'âge trouvé peut être globalement resitué dans une évolution climatique des
mêmes 300.000 dernières années.
Par exemple, pour une tranche de temps de climat chaud et humide persistant
encadrant "l'âge calcite" trouvé, on aura tendance à considérer que le volume à
dissoudre est maximal et que la dissolution n'opère qu'à partir de l'instauration de
conditions climatiques différentes.
53
En dehors des remplissages hydrothermaux, les conditions de libération
du
calcium des minéraux tels que pyroxenes, amphiboles, apatite, feldspaths calciques ne
sont pas connus, mais le réflexe d'employer l'acide chlorhydrique, sur les fissures en
surface et sur les cuttings de sondages destructifs, est peut être le début d'une bonne
méthode indirecte d'évaluation des vides interconnectés dans un granite. Pour le
moment, il n'y a aucune méthode en surface pour dire si un granite a été
hydrothermalisé ou non, et cela limite beaucoup cette nouvelle approche.
Une nouvelle orientation
de recherche se précise également à l'issue de ce
rapport. Etant donné que les forages en zones sahéliennes sont souvent imposés près
de villages existants, l'étude de l'homme comme agent géomorphologique s'impose en
particulier
pour l'information
indirecte contenue dans les traces de surpâturage, de
piétinements de bestiaux et d'incendies.
A ce titre,
le livre
de Nir
(1983), présente une excellente
introduction
méthodologique.
Cette analyse interdisciplinaire
en apportant le point de vue du géomorphologue
fait ressortir que le magmatologue et le structuraliste ne s'intéressent que très
secondairement aux failles ouvertes dans la zone décomprimée car du point de vue
génétique elles sont des marqueurs déviés. Pour employer une image, la petite
fracturation est une sorte de poisson pilote qui accompagne la grosse faille-baleine et
c'est précisément la grosse faille que l'hydrogéologue doit forer.
Les meilleurs rendements s'observent quand le poisson pilote est assez écarté de
la baleine et c'est cet étalement que l'on peut raisonnablement espérer repérer par
équivalences des formes de la surface du sol.
55
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rocks
:
suggestions for
61
ANNEXES
ANNEXE I
Exemple d'analyse morphologique en pays granitique
extrait
de ia
0
courbe
500-
enveloppe
feuiile IGN AIVIBAZAC 3-4
0.5
des points
Ikm
hauts
écoulement de direction anormale por rapport fl la morphologie d'ensemble
][
capture
retique
514
Commentoire
0^
to
de
relief pré- glociaire sur filon
point hauf de la topographie.
La
partie sud -est est formée de roches alcalines orientées.
L'évolution vers le nord - ouest conduit
â
un
oboissement du relief
aux dépens de roches moins alcalines et moins orientées
.
ANNEXE U
Etude morphologique du massif granitique de FlamanviUe
Extrait
feuille
de la
0.5
0
u
axe
^,-^
hauts
Q
contre
-
sens de la pente topographique moyenne
point haut de la topographie
Commentaire
:
L'étude° morphologique suggère la présence de
qui ont eu une influence
poradoxoles
km
I
0^
4:^
64
-grophique
PIEUX
d'écoulement anormal sur une fracture probable
écoulement
)
I
I
1
courbe enveloppe des points
.
70
Les
IGN
,
influence
du réseau
froctures
dominante dans la mise en place du réseou hydro-
qui se traduit
et du
,
por endroits, par des superpositions
relief général.
Ul
réalisation
service
reprographie
du BRGM
86 SGN 700 EAU