GEOLOGIE STRUCTURALE (4 )

I. qu’est-ce que la schistosite ?

 Avant de donner des exemples de dislocations tectoniques continues (de plis), je pense qu’il est utile de revenir quelque peu sur la notion de schistosité. On en parle souvent, mais qu’est-elle au juste ?

A. Définition de la schistosité

Si je reprends la définition du dictionnaire de géologie Masson, la schistosité est le « feuillage plus ou moins serré présenté par certaines roches, acquis sous l’influence de contraintes tectoniques, distinct de la stratification, et selon lequel elles peuvent se débiter en lames plus ou épaisses et régulières. ».

En d’autres termes, la schistosité se forme presque systématiquement dans les roches déformées sous l’action de contraintes tectoniques. Elle est donc un plan d’anisotropie mécanique, parallèle au plan axial des plis. Elle représente le plan d’aplatissement maximum dans ces roches créé à la suite de forces de compression engendrées lors d’une orogenèse.

La schistosité est donc une caractéristique plus particulière aux roches à granulométrie plus ou moins fines ou argileuse, dont elle marque l’aplatissement.

B. Différence entre schistosité et foliation

Ces deux termes désignent la même chose, soit le débit planaire d’une roche. Cependant, on les utilise pour des roches différentes.

  • Les roches faiblement métamorphisées ont une schistosité, c’est-à-dire un débit planaire de type ardoisier. Ce débit correspond à des plans de dissolution des minéraux de la roche soumise à un raccourcissement.
  • Les roches plus métamorphisées présentent une foliation, c’est-à-dire un débit planaire formé par des minéraux métamorphiques qui ont cristallisés selon cette direction.

C. Disposition de la schistosité

Sur les schémas, on désigne généralement l’attitude des plans de schistosité par S1, par opposition à S0 qui désigne les surfaces de stratification (fig. 1).

Fig. 1 – Schistosité – S1 : plan de schistosité ; S0 : plan de stratification


D’une manière générale, la schistosité se développe dans des séries fortement plissées et parallèlement aux plans axiaux de ces plis, ou en éventail légèrement divergent vers l’extérieur de la courbure. On parle de schistosité de plan axial et le pli est dit synschisteux (fig. 3).

Dans des cas simples, cette disposition permet de dire, sur de petits affleurements, si l’on est dans le flanc normal, ou dans le flanc inverse du pli : dans le premier cas, la schistosité a un pendage plus fort que celui de la stratification ; dans le cas contraire, c’est l’inverse (fig. 2).

Souvent, les plans de schistosité reflètent le fait que les micas sont réorientés, qu’ils ont cristallisés ou recristallisés à plat sur ces plans. C’est pourquoi, la schistosité affecte souvent les roches métamorphiques.

Fig. 2 – Schistosité (extrait du « Dictionnaire de Géologie »)

S0 : stratification – S1 : schistosité – 1 : schistosité de plan axial dans un pli déversé. La schistosité a un pendage plus fort que la stratification dans le flanc normal (2), et c’est le contraire dans le flanc inverse (3).









 Exemple concret d’une charnière de pli avec schistosité

 

Fig. 3 – Charnière de pli avec schistosité (d’après Mattauer)

 Nous sommes ici dans les Pyrénées centrales, sur le flanc est du Moun Né (2.724 m), au-dessus de Cauterets. Nous avons affaire à des strates de grès emboîtées les uns dans les autres. En première analyse, on remarque que le flanc normal des strates se trouve à droite de la photo, tandis que le flanc inverse est situé à la hauteur du marteau. Le point de courbure maximum correspond à la charnière du pli. Donc le pli est synclinal, avec les couches les plus jeunes se trouvant à l’intérieur de l’ensemble.

En regardant de plus près, on remarque sur la tranche  des bancs des lignes convergentes vers le cœur du pli. C’est la schistosité qui accompagne le pli. Dans le flanc normale, elle a un pendage plus fort que la stratification. Elle se déploie en éventail au niveau de la charnière et son pendage devient plus faible que la stratification sur le flanc inverse. Le schéma suivant permet de mieux visualiser la chose (fig. 4)

Fig. 4 – Représentation en perspective de la photo fig. 3 (d’après Mattauer)

On voit que l’axe du pli fait un angle d’environ 55° avec l’horizontal et que nous n’avons pas affaire à une simple coupe mais à un système qui se développe en trois dimensions, ce qui ne nous rend pas la tâche facile.

Si nous voulons représenter les relations schistosité – stratification, il faut simplifié en projetant les éléments importants sur un plan perpendiculaire à l’axe du pli. C’est que montre le schéma de la figure 5a.

Lorsque l’axe du pli n’est pas assimilable à une droite, mais dessine une courbe gauche, ou que la surface axiale n’est pas assimilable à un plan, un bloc diagramme permettra de mieux appréhender les structures dans l’espace (fig. 5b).

   

Fig. 5 – Deux manières de résumer les structures d’une formation géologique complexe (d’apeès Mattauer)

5a. – en mettant l’accent sur les relations entre stratification et schistosité, par une projection sur un plan perpendiculaire à l’axe du pli ;
5b. – en montrant la géométrie du plissement et celle de la surface axiale du pli au moyen d’un bloc-diagramme.

D. Types de schistosité

On distingue généralement deux types de schistosité :

  • la schistosité de fracture ou non pénétrative ou espacée, lorsque les plans de schistosité (ou de clivage) sont séparés de quelques millimètres ou plus et délimitent des volumes indemnes de schistosité ;
  • la schistosité de flux ou pénétrative lorsqu’elle concerne toute la masse de la roche. C’est le cas des phyllades et des ardoises, d’où le nom de clivage ardoisier également utilisé.

Une roche peut receler plusieurs schistosités qui traduisent des phases successives de plissements au cours d’une ou de plusieurs orogenèses. On se base sur leur morphologie, pour définir différents types de schistosité :

  • schistosité de crénulation, lorsque la surface de schistosité est déformée par des microplis rapprochés, parallèles entre eux et souvent aigus ;
  • schistosité de flux, défini plus haut ;
  • un stade de foliation. Nous avons vu plus haut que la foliation affectait plus particulièrement les roches métamorphiques d’un grade élevé. C’est en fait, une structuration en plans distincts, marquée par l’orientation préférentielle des minéraux visibles à l’œil nu (généralement des micas). Dans ce cas, le caractère spécifique de la foliation est la différence pétrographique nette des différents feuillets. Cela se traduit par une alternance de feuillets clairs et foncés. On retrouve ce type de schistosité dans les migmatites, les micaschistes et plus typiquement dans les gneiss et les mylonites.

E. Rapports angulaires entre la schistosité (S1) et les strates (S0) dans des plis déversés

Lorsque la schistosité passe d’une couche fortement déformable (compétente) et une couche qui l’est moins (incompétente) on constate que la schistosité change d’orientation à l’interface : c’est se que l’on nomme la réfraction. De plus la disposition de la schistosité dans le banc peu déformable se fait en éventail.

Dans la réalité la schistosité est beaucoup plus serrée dans les couches les plus déformables que dans les bancs qui le sont moins.

Fig. 6 – Exemple de pli synschisteux et de réfraction

(synclinal d’Argovien du square Cularo, à la Bastille)


Deuxième exemple de schistosité réfractée

Fig. 7 – Réfraction courbe de la schistosité pentes sommitales de l’Aiguille Croche (massif du Beaufortain)


Dans ce cas, les surfaces de schistosité s1 (en rouge) sont tordues de façon progressive parce que la limite entre bancs calcaires et lit argileux est floue : le dessin de la réfraction est « sigmoïde ».

Encore un exemple de schistosité réfractée : La Bastille, soubassement de la plate-forme du restaurant du téléphérique : affleurements appartenant au flanc ouest (vertical) de l’anticlinal de l’Écoutoux (vue prise du sud vers le nord).

Fig. 8 – Schistosité réfractée

Les lignes blanches soulignent la schistosité S1 et son changement de pendage (« réfraction ») au passage des limites des strates (S0).

II. EXEMPLES DE DISLOCATIONS TECTONIQUES CONTINUES

Revenons-en à nos plis et analysons quelques exemples concrets afin de bien comprendre la nature de ceux-ci.

A. Plissement isopaque

Fig.  9 – Plis isopaques (d’apès Mattauer)


Nous sommes cette fois à la Paillade près de Montpellier. L’ensemble repris sur la photo est un ensemble de plis isopaques. Pour rappel, dans ce type de pli, les strates gardent la même épaisseur, qu’elle que soit la courbure. Le rayon de courbure diminue depuis la zone externe jusqu’au cœur du pli. Dans notre cas, il s’agit de plus d’un anticlinal, c’est-à-dire que les couches les plus jeunes sont à l’extérieur de la formation.

Analysons le contexte dans lequel s’inscrit ce pli, et à quelles structures plus larges il se rattache. Pour cela nous établissons une coupe géologique de l’ensemble de la région de Montpellier (fig. 10).

Fig. 10 – Plissement dans les terrains secondaires de la région de Montpellier (d’après Mattauer).

En rose, les terrains primaires de la chaîne hercynienne, recouvert en discordance


Cet exemple permet de nous familiariser avec une notion importante en géologie : le changement d’échelle. En effet, les plissement peuvent s’effectuer à des échelles fort variables, depuis le cm jusqu’aux dizaines si pas centaines de Km.

Le plissement de type isopaque est très fréquent en bordure des chaînes de montagnes, dans les bassins sédimentaires comprimés par l’orogenèse. Comme les plis conservent leur épaisseur, il est possible par extrapolation de calculer les dimensions du bassin avant compression en ramenant les couches à l’horizontale.

En observant la coupe de la fig. 10, on remarque :

–   que la poussé de compression se fait du sud vers le nord ;

–   que le plissement des couches superficielles n’est pas si simple que çà et qu’il se complique vers le bas, ici au niveau du pic Saint-Loup ;

–   que des failles inverses ajoutent à la complexité ;

–   qu’une faille particulière, horizontale se forme plus bas. Elle correspond au décollement de la partie supérieure qui se plisse par rapport au substrat plus rigide non perturbé (le socle hercynien).

Fig. 11 – Coupe au niveau du pic Saint-Loup (d’après Mattauer)


La fig. 11 nous donne l’allure probable que le plissement avait avant érosion au niveau du pic Saint-Loup (en pointillés). Notons les failles inverses qui ont joué dans le plan axial du pli, provoquant un chevauchement en profondeur.

B. Plissement disharmonique

Restons dans la région pyrénéenne. Nous nous trouvons au bord d’une route à 20 Km à l’est d’Andorre. Cet empilement de roches sédimentaires, où alternent grès clairs et schistes noirs, est affecté par un plissement disharmonique. Les strates de grès se sont plissées à épaisseur pratiquement constante (plis isopaques) mais avec des complications dues à un microplissement, des petites failles et des filons de quartz blancs.

Par contre, les schistes se sont comportés différemment. On devine un clivage ardoisier, à peu près perpendiculaire à la stratification, qui est en harmonie avec le plissement des grès. La roche se débite selon des plans verticaux, parallèles à la médiane des plis. Dans ce cas on parle de schiste pour désigner ce type de roches fortement déformées qui se clivent indépendamment de la stratification.

Cette observation permet de dire que la compression a été très importante et qu’elle s’est passée à une dizaine de kilomètres de profondeur, à une température proche de 300°C.

Fig. 12 – Ensemble de strates affectées (d’après Mattauer)


Ceci n’est qu’un des nombreux événements qu’a connu cette roche de 450 Ma. Cherchons à reconstituer son histoire.

  • Les sédiments se sont déposés dans un vaste bassin marin en bordure de la côte occidentale du Gondwana (Afrique, Amérique du Sud, Antarctique,  Australie, Inde) situé très au sud ;
  • Déplacement de ces sédiments vers le nord sur plusieurs milliers de kilomètres ;
  • Erection de la chaîne hercynienne, durant laquelle, les strates sont entraînées en profondeur et plissées (point rouge sur la fig. 13a) ;
  • Erosion de la chaîne hercynienne et nouveau dépôts de sédiments (fig. 13b). Les strates remontent vers la surface.
  • Formation des Pyrénées (fig. 13c) ce qui amène les strates en surface par un jeu de grandes failles inverses et érosion  des reliefs.

par un plissement disharmonique

Fig. 13 – Historique des strates de la fig. 12 (d’après Mattauer)








III. NAPPE DE CHARRIAGE

Une nappe de charriage, ou de recouvrement, est un ensemble de terrains qui a été déplacé  (allochtone) et est venu recouvrir un autre ensemble (autochtone) dont il était éloigné à l’origine.

Ainsi, dans l’exemple de la figure 2, le Djebel Tisiren repose sur des terrains plus jeunes de l’ordre de 90 à 50 Ma, formant une nappe de charriage. A la suite d’un soulèvement du bassin sédimentaire, il y a 15 à 20 Ma, (schéma central, à droite de la fig.), le flysch s’est trouvé en surplomb. Une partie de celui-ci s’est détaché et a glissé par gravité vers sa place actuelle. Entre-temps, sa région d’origine s’est effondrée et se trouve quelque part sous la Méditerranée.

Fig. 14 – Mécanisme de mise en place d’un flysch : le Djebel Tisiren  dans le Rif  marocain

(d’après M. Mattauer)


Dans un tel système, les parties les plus avancées forment le front de la nappe (fig. 15), le reste constituant le corps. L’amplitude du recouvrement détermine la flèche. Dans une nappe, on peut rencontrer des fenêtres montrant l’autochtone complètement entouré par l’allochtone, ou partiellement. Dans ce dernier, cas on parle de demi-fenêtre. Une nappe de charriage peut comporter des lambeaux isolés dénommés klippes. Parfois elle arrache à son substratum des lambeaux qu’elle entraîne avec elle ; ce sont les lambeaux de poussée.

Fig. 15 – Nappe de charriage(extrait du « Dictionnaire de Géologie »)


Chez nous, nous avons un exemple de ce phénomène : la fenêtre de Theux. En 1992, nous avons eu l’occasion d’appréhender ce phénomène géologique sous la conduite d’André Delmer, ancien président de la Société géologique de Belgique et ancien directeur du Service géologique. Un compte rendu de l’excursion a été publié dans le Bulletin du G.E.S.T.  n° 57 de janvier 1993.

Je reprends l’interprétation qui avait été tirée par A. Delmer à l’époque :

Le problème posé par la « fenêtre » a donné lieu à différentes tentatives d’explication :

– dépression limitée par trois failles (G. Dewalque, 1863) : les terrains seraient descendus comme s’ils s’étaient effondrés ;

– Fourmarier (1905) arrive à la conclusion qu’il s’agit d’un massif charrié et des observations ultérieures (Graulich, A . Delmer) montrent que les couches de calcaire carbonifère et de houiller sont en position inversée, out comme les échantillons houillers récoltés en profondeur, plus au nord, lors des sondages de Pepinster.

La faille de Theux qui délimite la fenêtre au nord est une faille de charriage qui se raccorde, peut-être à la faille de l’Eifel (= faille du Midi) : il s’agit toutefois d’un problème difficile à résoudre (présence vers l’est, de failles radiales, de décrochement…). La fermeture méridionale de la fenêtre pose également un certain nombre de questions auxquelles il est difficile de trouver une réponse satisfaisante.

IV. BIBLIOGRAPHIE

 Eyckermans A. & C., Six R.  – La fenêtre de Theux, Province de Liège (Belgique) : compte rendu de l’excursion géologique du 16 juin 1992, in Bulletin du G.E.S.T. – N° 57, janv. 1993.

Foucault A., Raoult J.-F. (1980) – Dictionnaire de géologie, Masson

Mattauer M. (1998) – Ce que disent les pierres, Bibliothèque Pour la Science

http://fr.wikipedia.org/wiki/Schistosit%C3%A9

http://lgca.obs.ujf-grenoble.fr/perso/bdubacq/Metam.pdf

http://www.geol-alp.com/0_geol_gene/tectomicro/schistosit.html

http://www.geol-alp.com/0_geol_gene/glossaire_plis.html

(à suivre)

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Catégories : Géologie | 4 Commentaires

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4 réflexions sur “GEOLOGIE STRUCTURALE (4 )

  1. konesouleymane415@gmail.com

    vraiment merci pour que vous nous apportez.
    .

  2. chafouq

    merci bien

  3. OUMAR KEITA

    je ne le savais pas.

  4. Coulibaly Jocelyne

    bon document, merci!

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