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Imaginons une situation virtuelle, d'un globe avec une seule plaque lithosphérique. Pour que ce système évolue vers deux plaques distinctes, il faut créer deux zones limites. L'une divergente, l'autre convergente.
Il va d'abord se produire un amincissement au sein de la limite divergente. Cet amincissement se crée sans déplacements importants. La limite divergente va alors évoluer en rift continental, puis océanique avec deux marges passives.
Dès qu'il y a rupture de la zone amincie, dès que l'on va créer du matériel océanique, il va falloir, par compensation résorber le matériel excédentaire. C'est ce qui va se produire au sein de la limite convergente par la mise en place d'une zone de subduction. Cette situation va perdurer jusqu'à ce que la partie océanique initiale ait complètement disparue et que les deux parties continentales soient en contact. C'est le stade de la collision.
A ce stade de l'évolution du système les déplacements vont devenirs difficiles. Il va y avoir déformation de la région où à lieu la collision. Il va donc y avoir création d'une chaîne de montagne.
Ce qui est important de souligner, c'est que la majorité des déplacements se font avec peu de déformation.
Les déformations principales se font au cours de deux stades précis :
- L'amincissement initial.
- La collision continentale.
L'analogie avec l'accident de voiture présenté au début de ces cours est valable. Durant son trajet à voiture n'a pas été endommagée, seule la collision avec le poteau lors de l'accident a crée des déformations.
Finalement l'étude de la déformation crustale à la limite de deux plaques convergentes ne pourra être utilisée que pour discuter la cinématique ultime de celles-ci et non de la totalité des déplacements.
Pour avoir des indications sur les déplacements totaux, il faut regarder plutôt dans les zones en divergence, c'est à dire dans les zones de création de lithosphère océanique. En effet, celles-ci gardent en mémoire les mouvements des plaques grâce aux anomalies magnétiques.
Nous allons maintenant nous intéresser aux déformations à l’échelle de la chaîne de montagne et introduire la notion de niveau structural.
La notion de niveau structural
Lors de la formation d'une chaîne de montagne il va se produire un épaississement de la lithosphère, ce que vous connaissez sous le terme de racine pour une chaîne de montagne. Ces racines peuvent atteindre 40 km de profondeur voir plus.
Les conditions de température et de pression qui vont régner à différents niveaux de la chaîne vont être très différentes. On peut atteindre des pressions de plus de 10 000 bars et des températures de plus de 1 000°.
Vous comprenez donc qu'il n'y a aucun rapport entre les déformations localisées près de la surface et les déformations profondes. Pour étudier les déformations dans une chaîne de montagne, nous allons donc subdiviser la chaîne en différant domaines où les lois de la déformation sont similaires.
Nous appellerons “niveau structural” les différents domaines de l'écorce où les mécanismes dominants de la déformation restent les mêmes.
Le terme niveau est utilisé pour rappeler que ces différents domaines sont superposés les uns sur les autres.
Nous avons déjà vu ensemble que le comportement des roches dépendait essentiellement de la température et de la pression de confinement. Si la température augmente, le domaine cassant s'éloigne et le domaine ductile augmente. Si la pression de confinement augmente, c'est la même chose, le domaine ductile s'allonge et le point de rupture s'éloigne. Si la température augmente beaucoup, on passe dans le domaine du fluage, les roches se comportent alors comme un liquide très visqueux.
On peut représenter la même chose mais cette fois légèrement différemment avec le comportement en fonction de la température et la pression.
Sur ce schéma en abscisse vous avez la température et en ordonnée la pression.
Pour de faibles valeurs de température et de pression les roches ont d'abord un comportement cassant . Si les conditions de pression et température augmentent un comportement ductile et enfin elles se comportent comme des liquides très visqueux, c'est la fusion.
Lorsque la déformation est cassante c'est le domaine des fractures, failles, fentes d’extensions, … Dans ce cas le mécanisme élémentaire est le cisaillement.
Lorsque la roche acquiert une certaine ductilité, elle va pouvoir commencer à se déformer sous la forme de plis. Dans un premier stade, lorsque la ductilité n'est pas encore forte, les strates ne peuvent pas se déformer de façon importante, c'est le domaine des plis isopaques. Dans ce cas la déformation est plus marquée au niveau des charnières. Le mécanisme dominant de la déformation est la flexion. Si les conditions de température et pression ne sont pas trop élevées du cisaillement peut encore se produire. Pour cette raison les plis isopaques présentent très souvent de la fracturations, surtout au niveau des charnières. Tous les plis isopaques que nous avons observé jusqu'à présent présentaient de la fracturation.
Si pression et température continuent d'augmenter, les roches deviennent plus ductiles et vont donc se déformer plus facilement. Toutes les roches subissent un aplatissement généralisé. Le mécanisme élémentaire est l'aplatissement. Températures et pressions sont trop élevées, il n'y a plus de fracturations. C'est à ce niveau que naît la schistosité.
Enfin pour des profondeurs importantes, lorsque les roches sont proches ou au-delà de leur point de fusion, elles vont se comporter comme des liquides. On passe à des plis d'écoulement.
Le passage entre ces 4 domaines n'est pas brutal, il existe des zones de recouvrement entre les différents domaines. On ne passe pas brutalement d'un mécanisme de déformation à un autre, il y a passage progressif.
En fonction de la pression et la température ces différents comportement on été nommés:
- Lorsque le mécanisme de la déformation principal est le cisaillement, on parle de niveau structural supérieur : c'est le domaine des failles.
- Lorsque le mécanisme dominant est la flexion, on parle de niveau structural moyen : c'est le domaine des plis isopaques.
- Lorsque le mécanisme dominant est l'aplatissement puis l'écoulement, on parle de niveau structural inférieur : c'est le domaine des plis semblables, des plis d'écoulement et du métamorphisme.
Voici maintenant une coupe théorique de l'écorce terrestre avec la superposition des différents niveaux structuraux. Le niveau supérieur, le domaine du cisaillement. Le passage au niveau structural moyen dès l'apparition des premiers plissements. Le passage au niveau structural inférieur dès l'apparition de la schistosité.
A l'échelle de la chaîne
Cette figure représente une allure théorique des niveaux structuraux dans une chaîne de montagne symétrique. Le niveau structural inférieur est le plus important. Le niveau moyen est très peu représenté en volume. Dans le cas d'une chaîne récente, non encore pénéplanée par l'érosion, les niveaux structuraux supérieur et moyen restent majoritaires à l'affleurement, malgré le fait qu'en profondeur le niveau majoritairement représenté et le niveau structural inférieur.
Par contre dans de cas d'une chaîne ancienne, tel que la chaîne hercynienne, l'érosion n'a laissée que les niveaux profonds donc essentiellement le niveau structural inférieur. Ceci explique pourquoi on retrouve essentiellement des roches cristallophylliennes pour la chaîne hercynienne.
