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Imaginons une situation virtuelle, d'un globe avec une seule plaque lithosphérique. Afin 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 du matériel océanique se crée, 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 disparu 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 devenir difficiles. Il va y avoir déformation de la région où a lieu la collision : c'est la création d'une chaîne de montagne.
Ce qui est important de souligner, c'est que la majorité des déplacements se font avec peu de déformations.
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 la 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 reconstruire 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.
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. Des pressions de plus de 10 000 bars et des températures de plus de 1 000° peuvent être atteintes.
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 différents 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 significativement 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 présenté ci-dessous 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 elles acquièrent 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 les roches acquièrent une certaine ductilité, elles vont 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 fracturation, surtout au niveau des charnières. Tous les plis isopaques que nous avons observés 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 alors 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 différents domaines de la déformation n'est pas brutal mais progressif. il existe donc des zones de recouvrement où deux mécanismes de la déformation peuvent co-exister : par exemple de la flexion et du cisaillement pour les plis isopaques présentant de nombreuses fractures.
En fonction de la pression et de la température ces différents comportements 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 (l'échelle verticale est en mètres).
- Le niveau structural 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.
Notez également l'évolution du métamorphisme avec :
- L'apparition de la schistosité vers 4-8 km.
- L'apparition de la foliation vers 8-11 km.
- Le début de l'anatexie vers 11 km.
Les figures ci-dessous représentent l'allure théorique des niveaux structuraux dans une chaîne de montagne symétrique.
Le niveau structural inférieur (en violet) est le plus important. Le niveau moyen (en bleu) est très peu représenté en volume.
Dans le cas d'une chaîne récente, non encore pénéplanée par l'érosion, les niveaux structuraux supérieurs et moyens restent majoritaires à l'affleurement, malgré le fait qu'en profondeur le niveau majoritairement représenté est le niveau structural inférieur.
Par contre dans de cas d'une chaîne ancienne, tel que la chaîne hercynienne, l'érosion a fait disparaître les niveaux supérieurs. Il ne reste à l'affleurement que les niveaux profonds donc essentiellement le niveau structural inférieur. Ceci explique pourquoi les roches de la chaîne hercynienne à l'affleurement sont essentiellement des roches cristallophylliennes.
Les chaînes récentes (Alpes, Pyrénées, Himalaya) nous dévoilent à l'affleurement principalement leurs niveaux structuraux supérieurs et moyens et les chaînes anciennes principalement leur niveau structural inférieur. C'est donc en étudiant conjointement les chaînes anciennes et les chaînes récentes qu'il a été possible de proposer un modèle théorique de la structure complète d'une chaîne de montagne.
Exemple de la chaîne des Pyrénées
La chaîne des Pyrénées présente une structure symétrique assez proche du modèle théorique. cf. le cours sur les Pyrénées du semestre 2.
Les zones de charriages et chevauchements Nord et Sud correspondent au niveau structural supérieur.
Les Zones Sud et Nord-Pyrénéennes, versants Nord et Sud de la chaîne, sont constituées de terrains sédimentaires plissés mésozoïques et cénozoïques. Dans ces deux zones c'est le niveau structural moyen qui est à l'affleurement.
La Haute Chaîne Primaire constitue l’axe morphologique actuel des Pyrénées où affleure des terrains métamorphiques et magmatiques. C'est à dire des terrains d'un niveau structural inférieur. Mais la chaîne des Pyrénées date de l’Éocène, il s'agit donc d'une chaîne jeune. Son niveau structural inférieur est encore situé à 8-10 km de profondeur. Il faudra attendre plusieurs dizaines de millions d'années pour que cette chaîne dévoile à l'affleurement ses niveaux profonds.
Alors pourquoi trouve-t-on à l'affleurement dans la zone primaire axiale des roches provenant d'un niveau structural inférieur ?
La réponse est dans la question … les terrains de cette zone datent du Primaire et plus précisément de l’orogenèse hercynienne. L'orogenèse pyrénéenne a fait simplement remonter à l'affleurement des terrains profonds, c'est à dire le socle hercynien. Le profil ECORS présenté ci-dessous nous le montre bien, le socle hercynien en beige, situé sous le Bassin aquitain et le Bassin de l'Ebre se trouve à l'affleurement au niveau de la zone axiale.
