Enseignements - Sébastien Zaragosi

Un pli est une déformation résultant de la flexion et de la torsion des roches. Un pli ne peut être mis en évidence que s'il existe dans le matériel des repères dont la forme antérieure à la déformation est connue : par exemple la stratification des couches sédimentaires. Si vous plissez un cahier, c'est bien les feuilles qui vous permettent de visualiser le pli que vous venez de former.

4 unités morphologiques vont permettre de décrire un pli :

• La charnière : il s'agit de la région au plus petit rayon de courbure, c'est-à-dire à la courbure maximale.
• Les flancs : régions au plus grand rayon de courbure, donc à la courbure minimale.
• L'axe : c'est la droite qui passe par la charnière.
• La surface axiale : c'est la surface qui passe par l'axe et qui est symétrique des flancs. Quand cette surface est un plan on parle de plan axial (P.A.).

La description de ces différentes unités morphologiques permet de classifier les plis.

Les plis peuvent être différenciés en fonction de la surface axiale :

• Si la surface axiale est plane, le pli est plan.
• Il est non plan dans les autres cas.

Les plis peuvent être différenciés en fonction de l'axe du pli :

• Si l'axe du pli est rectiligne le pli est cylindrique
• Il est non cylindrique dans les autres cas.

Si l'axe n'est pas rectiligne mais la surface axiale un plan, le pli est conique.

Les points les plus élevés géographiquement forment la ligne de crête et les points les plus bas forment la ligne de creux. Cette notion est différente de la charnière qui correspond à la région au plus petit rayon de courbure du pli. Donc sur le terrain attention à ne pas confondre la crête avec la charnière.

Il est également important d'orienter les plis par rapport à la verticale :

• Le pli est droit si le plan axial est vertical.
• Le pli est déjeté si le flanc le plus redressé ne dépasse pas la verticale. C'est à dire si les couches du flanc inverse ont encore une polarité normale.
• On parle de pli déversé si le flanc inverse dépasse la verticale. La série stratigraphique des couches du flanc inverse est dans ce cas en polarité inverse.
• On parle de pli couché si le plan axial est horizontal.

Sur le terrain pour différencier un pli déjeté d'un pli déversé le plus simple est de regarder la polarité des couches : ainsi un pli couché va avoir le flanc supérieur avec une polarité normale et le flanc inférieur avec une polarité inverse. Il en est de même pour le pli déjeté. Le pli droit et le pli déjeté ont eux les deux flancs à polarité normale.

L'orientation de l'axe peut aussi être mesuré. On parle de pli horizontal si l'axe est horizontal, de pli plongeant si l'axe présente un pendage, et de pli vertical si l'axe est vertical. L'axe plongeant est le cas le plus commun.

Maintenant nous allons nous intéresser à la géométrie même du pli. Si l'on considère dans un pli plusieurs surfaces de référence :

• Soit ces surfaces gardent la même forme, on parle de pli semblable.
• Soit ces surfaces changent au sein du pli, dans ce cas la structure du pli est plus complexe à définir.

Si les surfaces de références ne sont pas identiques nos allons utiliser des isogones pour les différencier. Les isogones sont des droites qui relient les points de même pendage de toutes les strates.

• Si les isogones sont parallèles, le pli est semblable.
• Si les isogones convergent vers le haut dans les anticlinaux on parle de plis anisopaque.
• Si les isogones divergent vers le haut dans les anticlinaux on parle de plis isopaque.

Une autre façon plus simple de classer les plis consiste à tenir compte de l'épaisseur des strates. Il faut mesurer cette épaisseur perpendiculairement aux couches. Pour les plis isopaques cette épaisseur reste constante et les plis anisopaques cette épaisseur varie.

Quelques exemples de plis :

Microplis isopaques dans des varves lacustres. En plus du plissement, de la fracturation est présente. La charnière de gauche est particulièrement fracturée.

Pli isopaque droit ou légèrement déjeté dans des roches sédimentaires. Notez également la présence de nombreuses fractures visibles sur les flancs mais surtout au niveau de la charnière.

Pli isopaque droit dans les roches sédimentaires.

Pli isopaque couché dans les roches sédimentaires. Notez la présence de nombreuses fractures et d'une faille qui passe au niveau de la charnière.

Plissement semblable dans un micaschiste. Contrairement aux exemples précédents il n'y a plus aucune fracture.

Plis isopaques dans le flysch crétacé du Pays basque. Notez la présence de nombreuses fractures principalement localisées au niveau des charnières.

Les plis isopaques conservent l'épaisseur des couches en tout point.

Le rayon de courbure décroît vers la partie interne du pli, c'est à dire l'intrados.

Le rayon de courbure croît vers la partie externe du pli, c'est à dire l'extrados.

Pour plisser une strate donnée, on peut d'abord la déformer comme on tord une règle en plastique, c'est à dire en rapprochant ces deux extrémités. On obtient un pli à déformation de charnière. On peut également la déformer comme on tordrait un livre, c'est à dire en maintenant fixe sa partie centrale. On observe un pli à déformation de flanc.

Dans le cas d'un pli à déformation de charnière, les flancs ne sont pas affectés (les cercles restent circulaires). La déformation se localise uniquement dans la zone de charnière avec une extension de l'extrados et une compression à l'intrados.

Dans le cas d'une déformation de flancs, la zone charnière n'est pas affectée. Ces sont alors les flancs que sont déformés par cisaillements. Soit par un cisaillement discontinu, soit par un cisaillement continu.

Au cours d'un plissement si la déformation dépasse une certaine limite, il peut y avoir rupture. Cette rupture va avoir des allures différentes suivant le type de plissement, c'est à dire de flancs ou de charnière. S'il s'agit de plis à déformation de charnière, il va se former des fentes perpendiculaires au plissement à l'extrados et dans l'intrados des failles inverses témoins d'un raccourcissement.

Dans les plis à déformation de flanc, des fractures peuvent apparaître : fentes d'extension, fractures dextres ou senestres, dominos. Cette fracturation va permettre de retrouver les contraintes σ1, σ2 et σ3.

Dans l'exemple ci-dessous l'étude des fractures sur un des flancs du plis donne une contrainte principale σ1 horizontale. σ1 est également perpendiculaire à l'axe du pli, ce qui est logique : ce sont les mêmes contraintes qui ont crée le plissement et la fracturation.

Quel que soit le type de plissement (flanc ou charnière) les couches vont glisser les unes sur les autres. Ce glissement est maximum dans le cas d'un pli par déformation de charnière. Le glissement commence en fait dès la charnière puisque celle-ci est déjà déformée.

Dans le cas d'un pli à déformation de flanc, le glissement est nul à la charnière et est plus important sur les flancs.

Ces ripages de banc à banc se manifestent généralement par des stries perpendiculaires à l'axe du pli. Le glissement banc sur banc est un mécanisme essentiel au plissement isopaque. Sans ce glissement le plissement est impossible.

La partie externe du pli, l'extrados, est en extension. De la fracturation peut s'y produire.

La partie interne du plis, l’intrados, est en compression. Des failles inverses peuvent venir expulser le matériel excédentaire

Le plissement isopaque présente un rayon de courbure qui diminue vers le bas. Il finit par y avoir du matériel excédentaire à l'intrados.

Dans une zone triangulaire les couches s'interpénètrent. Cette possibilité est bien sûr impossible dans la nature. Pour y remédier deux solutions vont alors apparaître :

• Si le matériel est assez ductile un nouveau plissement va se produire dans cette zone triangulaire, des replis se produisent.
• Si le matériel est encore cassant des failles inverses vont permettre d'évacuer le matériel en surplus.

Si la lithologie est hétérogène, par exemple une intercalation de calcaires et de marnes, des complications vont apparaître. Ainsi au sein des niveaux marneux au comportement plus plastique de nombreux replis vont apparaître. Le pli devient alors disharmonique.

Les disharmonies sont souvent présentes au niveau des charnières comme c'est le cas dans l'exemple ci-dessous. Dans ce cas les charnières se trouvent sur-épaissies.

Dans un pli semblable, la distance entre deux limites de couche, mesurée parallèlement au plan axial, reste constante.

Cette caractéristique requiert une migration de la matière au sein des couches depuis les flancs qui s'amincissent vers les charnières qui se gonflent. Cette migration est d'autant plus importante que le pli est serré. Pour un pli semblable, l'écoulement interne doit donc être supérieur à celui qui intervient dans le cas d'un pli isopaque.

Les plis semblables peuvent se former dans le cas d'un aplatissement homogène de la matière. Il s'agit souvent de plis déjà formés par flexion (plis isopaques) qui sont déformés à nouveau mais cette fois dans des conditions de températures et pression plus élevés.

Les plis semblables sont généralement associés à du métamorphisme (schistosité et foliation).

Ce type de pli se forme par un aplatissement généralisé de la matière, sans intervention appréciable du cisaillement ou de la flexion. Il va donc se produire un raccourcissement perpendiculaire au plan d'aplatissement.

Le pli par écoulement se forme sans qu'il se produise de raccourcissement perpendiculaire au plan axial. Ces plis se forment si les roches se comportent comme des liquides. Mais il n'est pas nécessaire pour autant que les roches aient atteint leur point de fusion. En effet si les roches sont suffisamment ductiles elles peuvent se comporter comme des corps qui sont visqueux à l'échelle de temps géologiques. Les roches peuvent donc être affectes par des plis d'écoulement bien avant leur point de fusion.

Pour ces plis on peut définir 3 axes. L'axe a : direction de l'écoulement ou du transport de matière. L'axe b correspond à l'axe du pli. Généralement dans ce type de plis, la valeur de l'écoulement varie dans plusieurs directions, ainsi l'axe b donc l'axe du pli est généralement courbe.

Les isogones sont toujours parallèles, se sont donc des plis semblables.

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On dit qu'une roche est affectée par une schistosité lorsqu'elle se débite en feuillets parallèles d'origine tectonique. La schistosité de flux ou schistosité ardoisière se produit lorsqu'une roche subie un aplatissement important. Il va se produire un réarrangement important de la matière. Plusieurs mécanismes sont responsables de ce réarrangement :

• Recristallisation de certains minéraux. Cette recristallisation se faisant sous contrainte, les minéraux sont orientés.
• Orientation des minéraux plats, ceux-ci vont se réorienter perpendiculairement à la contrainte maximale.

On obtient une roche qui se clive suivant le plan d'aplatissement.

On parle de schistosité ardoisière pour les roches riches en phyllites (micas, chlorite, argiles,…).

Dans le cas de la schistosité ardoisière, la taille des cristaux (surtout les phyllites) responsables de l'anisotropie ne dépasse pas quelques dizaines de microns. Ils sont donc invisibles à l'œil nu.

La foliation est une schistosité de flux qui se forme en même temps que la cristallisation des minéraux du métamorphisme. La roche est alors formée par une succession de feuillets. Dans le cas de la foliation on parle de roche cristallophyllienne puisque toute la roche est cristallisée. La foliation affecte les gneiss et les micaschistes. Dans le cas de la foliation, les minéraux peuvent atteindre plusieurs millimètres.

La schistosité de crénulation est caractérisée par une division rythmique de la roche en domaines planaires parallèles. La crénulation forme des microplis millimétriques à centimétriques.

En coupe la roche apparaît finement litée avec intercalation de lits clairs riches en quartz / feldspath et de lits sombres enrichis en phyllites.

La crénulation se produit généralement au sein de plis. La crénulation a lieu essentiellement au sein des charnières de plis. Dans ce micaschiste on observe généralement un passage régulier entre la schistosité de crénulation et la foliation.

La schistosité de fracture. Dans ce cas on observe un débit en feuillet qui correspond à autant de microfailles.

Dans le cas de la foliation ou de la schistosité ardoisière le plan de foliation contient les axes X et Y de l'ellipsoïde de la déformation et est perpendiculaire à l'axe Z. Ceci n'est valable que dans le cas d'une déformation uniquement pénétrative. Car si la déformation devient discontinue l'ellipsoïde de la déformation ne va plus obligatoirement coïncider avec la foliation ou la schistosité.

Schistosité et foliation sont généralement parallèles au plan axial des plis. Dans cet exemple vous avec un pli semblable avec alternance de strates gréseuses et schisteuses (sombres).

Dans certains cas, lorsqu'il existe une importante différence de compétence entre les différentes strates, c'est le cas dans les alternances de niveaux calcaires avec des marnes ou des pélites, il va se passer une modification de l'orientation de la schistosité entre les différentes strates. On parle de réfraction de la schistosité. Dans les niveaux peu compétents la schistosité va rester parallèle au plan axial ou va former un éventail légèrement divergent vers le cœur du pli. Les niveaux compétents par contre vont présenter une schistosité en éventail convergent vers le cœur du pli.

La schistosité de fracture débite préférentiellement les lits compétents (c'est à dire plus rigides). Pour les lits incompétents (c'est à dire plus ductiles) se développe plutôt une schistosité ardoisière.

Une linéation est une microstructure linéaire qui apparaît au sein d'une roche soumise à une déformation. Une linéation est une structure pénétrative : elle affecte tout le volume de la roche. Les linéations ont plusieurs origines possibles et peuvent prendre des aspects différents.

Tout d'abord les linéations d'intersection. Elles correspondent à l'intersection de deux familles de surfaces.

La plus courante est l'intersection entre une schistosité et le plan de stratification. Ce type de linéation peut alors s'apercevoir soit sur un plan de schistosité, soit sur un plan de stratification.

On peut également rencontrer des linéations d'intersection entre deux schistosités S1 et S2.

L'intersection de deux schistosités peut entraîner dans certains cas à un débit très caractéristique des roches, un débit dit en frite.

La linéation d'allongement correspond à la direction d'allongement maximum d'une roche et des objets qu'elle contient. Il faut que les objets soient individualisés au sein d'une matrice. L'allongement maximal est parallèle à l'axe X de l'ellipsoïde de la déformation.

Le boudinage entraîne également des linéations d'étirement. Il s'agit en fait de couches plus compétentes étirées à l'intérieur d'une matrice moins compétente. Il y a rupture des couches lors de l'étirement, il va se produire un tronçonnage des bancs.

Les boudins sont donc parallèles à l'axe X, axe d'allongement max de l'ellipsoïde de la déformation.

Exemples de boudinage

Lorsque des cristallisations métamorphiques se produisent en même temps que se forme la schistosité, certains minéraux naissent avec une orientation donnée. Pour les minéraux en baguette on parle d' https://www.geowiki.fr/index.php?title=Cristal| habitus prismatique ou aciculaire (pyroxène, amphiboles, sillimanite, tourmaline). Pour les minéraux en tablette on parle de faciès tabulaire. (les micas, la chlorite,…).

Les cristaux vont alors se disposer parallèlement à l'axe X de l'ellipsoïde de la déformation.

On peut également obtenir des linéations minérales à partir de minéraux présents avant la déformation. Dans ce cas de nouveaux cristaux vont venir se greffer sur les anciens. Ils vont naître orientés et former une linéation. Il peut ainsi se greffer des queues d'étirement. Ces queues sont formées par des minéraux fibreux (quartz, chlorite), l'axe des fibres est généralement parallèle à la direction d'allongement. Vous avez un exemple de queues de cristalisation dans du matériel schisteux. Ici des cristallisations de quartz et de muscovite se produisent à l'abri du cristal de pyrite présent avant la déformation.

Repositionner le bloc 3D par rapport à l'ellipsoïde de la déformation.

Dans certains cas les minéraux initiaux tournent en même temps que les queues s'allongent, les fibres sont alors tordues (taille de la queue ici : 0.5 cm). La queue de cristallisation peut elle même être prise dans la déformation. On obtient alors une queue de cristallisation en crochet.

Le dernier type de lineations que nous allons voir correspond aux linéations de gaufrage. Ce type de lineation s'exprime par des petits plis serrés plus ou moins parallèles. Dans ce cas les charnières des microplis forment une linéation particulière.

Ici le gaufrage est crée par une schistosité de crénulation.

Pour la schistosité on a vu que l'on a une orientation essentiellement perpendiculaire à la contrainte principale (la schistosité est en effet contenue dans le plan X-Y de l'ellipsoïde de la déformation).

Pour les linéations c'est un peu différent en raison de la diversité des linéations. On va donc retrouver plusieurs orientations différentes :

• Les linéations d'intersection, c'est le cas le plus délicat car tout va dépendre de quelles intersections il s'agit. Dans ce bloc 3D ci-dessous différentes linéations d'intersection (S0-S1; S1-S2; S0-S2) forment différentes orientations.

* Les linéations d'allongement. Si ces linéations d'allongement sont dues à une linéation d'agrégats, c'est à dire à l'allongement d'objets bien définis, les linéations sont parallèles à l'axe X de l'ellipsoïde de la déformation. Si ces linéations d'allongement correspondent en fait à du boudinage dans ce cas les linéations sont perpendiculaires à l'axe X de l'ellipsoïde de la déformation.

Maintenant pour ce qui est des linéations minéralogiques, que ce soit les cristallisations en zones abritées, ou les linéations minérales créées par des minéraux à faciès prismatique, ces linéations sont toujours parallèles à l'axe X de l'ellipsoïde de la déformation.