GEOLOGIE STRUCTURALE (5)

I. Dislocations tectoniques discontinues

Précédemment, nous avons étudié les dislocations tectoniques continues, en d’autres mots, les plissements. Aujourd’hui, nous abordons la deuxième famille de dislocations tectoniques, à savoir les dislocations discontinues, ou de ruptures. On parle de tectonique cassante.

Le terme fracture, souvent utilisé, est un terme général qui désigne toute cassure avec ou sans rejet de terrains, de roches et même de minéraux.

On peut diviser les dislocations de rupture en deux grands groupes :

  • Les ruptures sans déplacement visible (fig. 1-A)

Dans ce cas, les compartiments de part et d’autre de la cassure ne présentent pas de déplacement apparent l’un par rapport à l’autre. Le phénomène de rupture peut se traduire par un écartement des lèvres de la cassure (fig. 1-B).

On distingue :

–  les fissures
–  les joints
–  les diaclases
–  les veines.

  • Les ruptures avec déplacement (rejet) (fig. 1-C)

Les compartiments ont ici subi un déplacement notable qui se traduit par un rejet dont la grandeur peut varier de quelques centimètres à plusieurs centaines de kilomètres :

– lorsque le rejet est centimétrique à décamétrique (kilométrique), nous sommes en présence d’une faille ;
– si les grandeurs sont de quelques kilomètres à quelques centaines de kilomètre nous tombons dans le domaine du charriage que nous avons vu lors de la précédente causerie.


Fig. 1 Dislocations discontinues : A – sans déplacement visible ; B – sans déplacement visible avec ouverture ; C – avec déplacement (rejet)

II. Ruptures sans déplacement visible

 A. Les fissures

Les fissures sont un phénomène fréquent dans toutes les roches, sauf celles qui sont très friables ou qui peuvent s’imbibées facilement.

Les caractéristiques d’une fissure, qui peuvent s’appliquer à toute rupture sans déplacement visible, sont :

  • la dimension de son ouverture (intervalle béant)

Selon les dimensions de l’intervalle béant, on distingue :

– les fissures cachées, non visibles dans la roche intacte, mais qui se manifestent lorsque celle-ci se fend, suivant certaines directions privilégiées ;
– les fissures fermées, ou joints visibles à l’œil mais ne présentant pas d’ouverture marquée ;
– les fissures béantes, dont l’ouverture est apparente

  • la longueur

La longueur d’une fissure peut varier de quelques centimètres à plusieurs dizaines de kilomètres. Dans ce dernier cas, elle se présente souvent sous forme de rupture avec rejet montrant une dénivellation plus ou moins importante des lèvres. On passe dans le domaine des failles proprement dites.

  • La forme 

Selon la forme, on distingue des fissures linéaires, sinueuses, en zigzag.

  • La densité ou la fréquence

Dans l’étude des fissures, leur densité, c’est-à-dire le nombre de fissures sur une distance choisie conventionnellement et prise dans une direction perpendiculaire à celles-ci (fréquence), à beaucoup d’importance.

  • L’orientation

La position dans l’espace est définie par rapport à la direction et au pendage de la couche dans laquelle la fissure se forme, c’est pourquoi ces caractéristiques doivent être mesurées au même titre que celles des couches.

  • Le groupement des fissures

Le groupement peut se faire suivant un réseau à deux ou plusieurs directions conjuguées (fissures radiales), de sorte que la région est découpée en une série de massifs parallélipipédiques ou triangulaires. On parle de champs de fractures (fig. 2).

Ainsi, les fissures constituent généralement des systèmes ou familles liés par des conditions de disposition commune.

Dans les couches bien litées, les fissures se répartissent en deux familles, perpendiculaires l’une à l’autre et perpendiculaire à la surface des couches.

Parfois dans les roches plissées, une famille de fissures est perpendiculaire au plan axial, tandis que l’autre a une position variable à travers les plis, mais toujours perpendiculaire à la surface des couches et parallèle à l’axe du pli.

Le réseau peut comprendre des fissures rayonnantes partant de la même région centrale et des fissures périphériques qui dessinent des cercles ou des ellipses de forme plus ou moins grossières (fissures concentriques – fig. 3). C’est souvent le cas des dômes, comme le Dôme Hawkins dans le Texas (fig.. 4)

                   
Fig. 2 – Réseau de fissures radiales à                                          Fig. 3 Fissures rayonnantes et fissures
plusieurs directions conjugées                                                     périphériques

 

 Fig. 4 – Système de fissures radiales et concentriques. Dôme Hasking dans le Texas

Les courbes de niveau indiquent la profondeur de gisement du niveau de base en pieds. Les traits sur les lèvres affaissées marquent le sens du pendage.

Des fissures parallèles entre elles et qui se relient sont appelées fissures en échelons (fig. 5). Elles sont souvent localisées dans les zones de décrochement.

Fig. 5 – Systèmes de fissures en échelons (Oklahoma) – (d’après I.G.D.A.)

  • La rugosité des lèvres

Les bords des lèvres peuvent être lisses, polis ou irréguliers et ébréchés.

Dans une zone de décrochement, on peut rencontrer un système de fissures d’étirement en échelons constituant une frange le long de la zone de décrochement (fig. 6). Si parallèlement au décrochement s’étirent des fissures de cisaillement, il s’y associe des fissures d’étirement en échelons qui forment des « fissures à empennage » (fig. 7).

 

Fig. 6 – Veines en échelons dans des dykes emballés dans des schistes argileux



Fig. 7 – Fissures dans la zone de décrochement (d’après H. Cloos) : C – cisaillement ; E – étirement. Les flèches indiquent la direction du couple de forces pour tous les cas. Dans les exemples 2 à 6 les fissures d’étirement sont à empennages par rapport aux fissures de cisaillement, parallèles au décrochement. Les replis des fissures d’étirement dans l’exemple 2 indiquent que l’accroissement des fissures se poursuit au cours de la déformation de décrochement.

  • Le remplissage

L’étude du remplissage a également son importance. Il faut essayer de comprendre l’ordre de cristallisation des divers minéraux. La présence de cristaux automorphes[1] indique qu’ils se sont développés dans une cavité préexistante (veine).

Généralement les fissures n’ont pas de remplissage, à part celui d’éventuels oxydes de fer ou autres minéraux précipités lors de l’altération superficielle de la roche.

  • les éléments de la structure tectonique (plis, linéations[2] de la texture de la roche, etc.)

Une linéation apparaît lorsqu’une série rocheuse compétente (difficilement déformable) est soumise à une contrainte tectonique. Cette série subit dans son déplacement une désolidarisation sous la forme d’une multitude de petites cassures, sans que la structure générale de la masse soit modifiée et sans que des déplacements soient visibles le long de ces discontinuités.

On distingue :

  • linéation d’intersection, produite par le recoupement de deux familles de plan, tels que le plan de schistosité avec le plan de stratification (fig. 8-1) ;
  • linéation d’étirement, matérialisée par l’allongement mécanique d’éléments figurés comme des galets dans un conglomérat (fig. 8-2) ;
  • linéation minérale, caractérisée par l’allongement parallèle des minéraux constituant la roche lors du métamorphisme (fig. 8-3) ;
  • linéation de crénulation, déterminée par les charnières de microplis serrés et réguliers (fig.8-4).

 
Fig. 8 – Exemples de linéation : 1 – d’intersection entre une stratification S0 et une schistosité S1 ; 2 – d’étirement de petits galets ronds à l’origine ; 3 – minérale ; 4 – de crénulation.(extrait du « Dictionnaire de Géologie », A. Foucault & J.-F. Raoult)

B. Les joints

Le joint est une fissure qui délimite une surface de discontinuité au sein d’une roche ou d’un terrain, qui n’est pas un contact anormal avec déplacement, souvent droite et parfaitement nette

Lorsque l’on examine les joints du point de vue de la mécanique des roches, on détermine les types suivants :

  • les joints de stratification ;
  • les joints tectoniques, ou de tension.

Dans le cas de ce type de rupture, en plus des caractéristiques évoquées pour les fissures, le géologue s’intéressera également à :

– la perméabilité (circulation des fluides entraînant une altération des parois)
– la résistance, conditionnant celle des matériaux et du massif rocheux.

1. Les joints de stratification (fig. 9 et 10)

Un joint de stratification est une discontinuité séparant deux couches de même nature pétrographique.

Caractéristiques :

– plan de rupture préférentiel dans les roches sédimentaires
– glissement bancs sur bancs : provoque des stries de glissement, rugosité, anisotropie

 2. Les joints tectoniques (fig. 9 et 11)

Le joint tectonique, ou joint de tension, est une cassure sans rejet. Il résulte des contraintes d’ordre tectonique qui provoquent des tensions dans la roche. Les joints de tension peuvent être :

  • de traction. Les contraintes de traction s’exerçant sur les facettes orientées dans le sens de la contrainte de traction et de la contrainte moyenne.

Caractéristiques :

  • ouverts
  • sans remplissage génétique
  • espacés
  • rugueux (la résistance au cisaillement est fonction du rapport ouverture/rugosité)
  • perméables
  • de compression. Les ruptures se font par cisaillement le long des facettes orientées obliquement par rapport à la contrainte de compression maximum.

Cractéristiques :

  • fermés
  • avec ou sans remplissage
  • fréquents
  • rugosité des lèvres
  • peu perméable sauf si c’est du calcaire
  • épaisseur des zones affectées fonction de la plasticité des roches en contact
    • schistosité.

A été étudiée dans la partie 3 de la géologie structurale.

Pour rappel, toute roche soumise à une contrainte mécanique subit une déformation qui peut être continue, ou discontinue.

Dans le cas d’une déformation continue ou plastique, celle-ci s’effectue sans cassure visible et le corps garde sa forme lorsque la contrainte s’arrête, contrairement à une déformation élastique où il reprend sa forme initiale.

Par contre, lorsque la limite de résistance du corps est atteinte, la déformation  se traduit par des cassures et elle est discontinue ou clastique. Le corps garde sa déformation après arrêt de la contrainte.

En fait, le terme « contrainte » correspond à l’intensité des forces rapportée à l’unité de surface de la section du corps où ses forces sont exercées (par exemple à 1 cm²).

Je vous renvoie aux notes données lors de la session 3 de la géologie structurale.

Fig. 9 – Types de joints


C. Les diaclases (fig. 9, 10 et 11)

On emploie généralement le terme de diaclase (du grec dia, par, et klassis, rupture, fracture) pour désigner l’épisode au cours duquel une roche se fend sans que ses parties disjointes s’éloignent l’une de l’autre. Il n’y a ni déplacement (rejet), ni remplissage. Souvent, les diaclases se présentent perpendiculairement aux joints de stratification d’un ensemble sédimentaire.

Une diaclase peut apparaître à la suite de pressions lithostatiques ou de contraintes auxquelles la roche est soumise, mais généralement il faut une contrainte tectonique pour quelle se forme.

En karstologie, les diaclases peuvent s’élargir du fait de la dissolution de la roche par les eaux  plus ou moins acides d’infiltration. Une galerie se forme sans qu’il n’y ait déplacement des parties séparées par la cassure. Les réseaux souterrains se forment, schématiquement, verticalement à partir des diaclases, et horizontalement le long des joints de stratification.

Les diaclases sont généralement réparties en plusieurs familles (groupe de diaclases de même orientation). Un cas courant est celui des roches sédimentaires disposées en bancs parallèles, qui possèdent deux familles de diaclases perpendiculaires l’une à l’autre  et perpendiculaires à la surface des couches (fig. 10).

Les diaclases sont les cassures les plus fréquentes dans les roches. Elles transforment un massif à l’origine monolithique en une juxtaposition de blocs.

Dans des phases ultérieures, les diaclases peuvent se remplir par recristallisation, ce qui donne naissance à des veines.

Fig. 10 – Plis dans une strate montrant des diaclases (j)

 

D. Les veines

Ce sont de petites craquelures à l’intérieur des roches, remplies, totalement ou partiellement, de minéralisations. On utilise parfois le terme pour désigner de petites intrusions magmatiques (dykes ou sills), mais il est plus souvent employé pour des remplissages hydrothermaux ou pneumatolitiques[3].

Les veines se rencontrent fréquemment et leur remplissage est varié. Lorsqu’elles contiennent des minéraux d’importance économique, on parle de veines minéralisées. Souvent le remplissage reflète la nature des roches encaissantes, ainsi la calcite dans les roches calcaires et les roches magmatiques basiques, et le quartz dans les grès, les roches siliceuses et dans les roches magmatiques acides.

La cristallisation des minéraux présents dans les eaux interstitielles se fait de la périphérie vers le centre de la veine. On peut trouver des zonages dus à la présence d’impuretés ou à la précipitation de plusieurs minéraux. Ce phénomène est typique des géodes.

Fig. 11 – Coupe dans une carrière montrant les différentes formes de cassures sans rejet

III. Ruptures avec rejet, ou failles

A. Définition

Le terme « faille » vient de l’ancien français « faillir« , manquer, car, après une faille, le mineur ne retrouve plus le filon ou la couche qu’il exploitait.
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C’est une fracture de terrain avec déplacement bien visible des deux parties séparées. On peut diviser les failles en deux groupes principaux :

  • les failles béantes, ou ouvertes ou encore disjonctives (fig. 12-A),  dans lesquelles, le déplacement provoque un écartement significatif des bords d’une fissure ou d’un joint qui amène à un intervalle béant de grande dimension. La plus grande faille béante connue est celle du Grand Dyke au Zimbabwé (ex Rhodésie). Cette faille volcanique traverse le pays du nord au sud sur plus de 500 Km et a une ouverture de près de 10 Km.  ;
  • les failles à rejet (fig. 12-B) qui se caractérisent par un glissement des bords dans des directions qui leur sont parallèles. On les répartit en failles radiales et en décrochements.

– faille radiale, lorsque le déplacement se fait verticalement ou obliquement ;
– décrochement, lorsque le déplacement est horizontal.

Les failles béantes se produisent généralement lorsque deux plaques tectonique se séparent. Elles ne se conservent pas longtemps dans l’écorce terrestre, car elles se remplissent de matériaux plastiques provenant des bancs voisins, ou de produits d’origine volcanique qui forment alors des dykes, ou se referment par fluage des roches. Toutefois, il existe des failles qui se sont accentuées grâce à l’érosion d’un cours d’eau. C’est le cas de la faille dans laquelle se jette le Zambèze aux Victoria Falls ou la Faille des Anglais qui s’ouvre dans le sud du Burundi.

Les failles à rejet couvrent en pratique les accidents verticaux, ou à pendage fort et n’impliquant pas de recouvrement important.

Les failles sont caractérisées par :

  • leur longueur qui eut varier de quelques mètres à plusieurs dizaines, voire centaines de kilomètres ;
  • la valeur du déplacement (le rejet) qui est variable selon les points d’une même faille et qui peut se situer entre le centimètre et plusieurs kilomètre verticalement, plusieurs dizaines de kilomètres horizontalement.

Fig. 12 – Grands groupes de failles ; A – faille béante ; B – faille à rejet


B. Nomenclature relative aux failles

Les deux parties séparées d’une faille sont appelées compartiments (A et A’ sur la fig.13). La surface de faille le long de laquelle s’effectue le glissement s’appelle surface de glissement ou plan de faille. Les surfaces engendrées par la cassure sont les lèvres ou les bords. On trouve parfois le terme d’épontes. Celles-ci peuvent être polies par le frottement, et lorsque l’érosion les dégage, elles forment un miroir de faille sur lequel on peut apercevoir des stries qui donnent la direction du glissement. Si la surface de glissement est inclinée on distingue la lèvre supérieure et la lèvre inférieure. Le regard de la faille est le côté vers lequel est tournée la lèvre du compartiment soulevé.

L’ampleur du mouvement est le rejet. Une faille à rejet se caractérise par la position de la surface de glissement dans l’espace, la direction du déplacement et son amplitude (rejet)

Le rejet correspond à la somme vectorielle de trois composantes orthogonales : l’une horizontale située dans le plan de faille (Rd : rejet horizontal longitudinal = décrochement) ; une autre horizontale et perpendiculaire à la première (Rh : rejet horizontal transversal = raccourcissement ou distension suivant la direction) ; la troisième verticale (Rv = rejet vertical) (fig. 13).

 
Fig. 13 – Nomenclature : M –miroir avec stries ; R – rejet décomposé en : Rd (décrochement) ; Rh (rejet horizontal transversal) ; Rv (rejet vertical) ; 1 – faille normale = regard vers la droite ; 2 – faille inverse = regard vers la gauche.(extrait du « Dictionnaire de Géologie », A. Foucault & J.-F. Raoult

C. Sens du rejet

Pour connaître le sens du rejet, il est nécessaire de faire les observations suivantes :

1. mise en évidence de repères suffisants pour définir le sens du décalage. Ce dernier peut correspondre à la somme de plusieurs déplacements successifs ;

2. examen de la surface de faille :

2.1. tectoglyphes, c’est-à-dire marques diverses dues au frottement comme :

  • stries laissées par un débris situé entre les lèvres (fig. 14–1) ;
  • écailles formant des gradins dans le sens du mouvement (fig. 14–3) ;

2.2. enduits de calcite qui cristallisent dans les cavités dues aux irrégularités dans la surface de faille (fig. 14–2) :

2.3. stylolites, structures en forment de colonnettes qui se forment dans le cas d’une compression dans des roches calcaires ou marno-calcaires (fig. 14– 4).

  1. observation d’un rebroussement des couches près du plan de faille (crochon de faille) sui se fait dans le sens opposé du mouvement relatif du compartiment

 

Fig. 14 – Détails de miroir de faille : 1 – stries ; 2- enduits de calcite ; 3 – écailles ; 4 – stylolites.(extrait du « Dictionnaire de Géologie », A. Foucault & J.-F. Raoult)


D. Rapports des failles et de la topographie

Si le relief correspond au jeu naturel de la faille, on parle d’un escarpement de faille qui sépare deux gradins de faille (fig.15-1). Lorsque l’érosion a fait son œuvre, le relief se traduit par un escarpement de ligne de faille (fig. 15-2). Si le relief est complètement nivelé, il s’agit d’une faille nivelée (fig. 15-3) et si les terrains du compartiment soulevé sont plus tendres que ceux du compartiment abaissé, le relief s’inverse et on a alors un escarpement de ligne de faille inverse (fig. 15-4).


Fig. 15 – Rapports des failles et de la topographie : 1 – escarpement de faille ; 2 – escarpement de ligne de faille ; 3 – faille nivelée ; 4 – escarpement de ligne de faille inversé (extrait du « Dictionnaire de Géologie », A. Foucault & J.-F. Raoult)

E. Anomalies stratigraphiques sur les failles

Une faille peut entraîner un redoublement de couche ou un hiatus stratigraphique (fig. 16)

1. Redoublement de couche : en suivant la couche jusqu’à la rupture et en traçant une verticale (n-m), si l’on retrouve la couche sur celle-ci on a un redoublement de couche (fig. 16-B). Cela correspond à une faille à rapprochement.

2. Hiatus stratigraphique : si dans les mêmes conditions, on ne retrouve pas la couche (fig. 16-A). Dans ce cas, il s’agit d’une faille à décalage.


Fig. 16 – A : faille normale. Il y a hiatus stratigraphique apparente, le forage ne traverse pas la couche calcaire supérieure et à peine les sables sous-jacents – B : Faille inverse. Il y a redoublement de la partie de la série (argiles, sables, calcaires inférieurs).

F. Classification des failles

1. Selon leur pendage : verticale ou oblique (fig. 17-1).

2. Selon leur rejet :

2.1. faille normale, ou faille directe, ou de distension, ou distensive, Rh correspond à une distension (fig. 17-2);

2.2. faille inverse, ou faille de compression, ou compressive, Rh correspond à un raccourcissement, il y a alors chevauchement du compartiment supérieur sur l’inférieur (fig. 17-3) ;

2.3. décrochement, à rejet uniquement horizontal et dans le plan de faille généralement vertical ou presque (fig. 17-4). La surface de glissement d’un décrochement peut être verticale ou oblique. On distingue le décrochement dextre  et le décrochement senestre (fig. 18). Si l’observateur regarde le décrochement perpendiculairement à la surface de fracture, le décrochement est senestre lorsque le compartiment le plus éloigné se déplace vers la droite. Dans le cas contraire, le décrochement est senestre (fig. 18).

3. Selon leurs rapports avec les couches :

3.1. faille conforme, dont le pendage est dans le même sens que celui des couches (fig.17-5 et 6)

3.2. faille contraire, dont le pendage est en sens inverse (fig. 17– 7 et 8)

3.3. faille directionnelle, parallèle à la direction des couches

3.4. faille diagonale, oblique par rapport à la direction des couches

3.5. faille transversale perpendiculaire à la direction des couches


Fig. 17 – Types de failles : 1 – failles verticales et obliques ; 2 – faille normale ; 3 – faille inverse ; 4 – décrochement ; 5 – faille conforme normale ; 6 – faille conforme inverse ; 7 – faille contraire normale : 8 – faille contraire inverse (extrait du « Dictionnaire de Géologie », A. Foucault & J.-F. Raoult).

 Fig. 18 – Décrochement dextre et senestre


4. Selon les rapports de leurs rejets, avec d’autres déplacements (fig. 19)

4.1. faille synthétique, dont le rejet s’ajoute à un autre mouvement

4.2. faille antithétique, dont le rejet se soustrait à un autre mouvement

Fig. 19 – Failles synthétique et antithétique


5. Selon leurs rapports génétiques

failles conjuguées, résultant de l’action d’une même contrainte et faisant entre elles un angle donné (fig.. 20).

Fig. 20 – Groupements de failles en V (a) et en X (b) (d’après Schwan)


6. Selon leurs formes

6.1. faille plane ou gauche

6.2. faille listrique. Lorsque la surface de la faille présente une concavité marquée avec un aplatissement progressif en profondeur vers un plan de stratification où elle s’enracine, il s’agit d’une faille listrique (fig. 21). On connaît ce type de faille dans différents environnements géologiques, comme par exemple à l’échelle de blocs basculés, de rifts ou encore dans les séries deltaïques à fort taux de sédimentation (fig. 21 B). Dans ce dernier cas, on parle de faille de croissance. Il est clair que leur signification n’est pas la même : dans un cas, il y a distension crustale le long d’un niveau étiré, dans l’autre, il y a pente tassement et extension par gravité, mais dans les deux cas, l’amortissement en profondeur se fait sur un niveau de décollement.

Fig. 21 – Exemples de failles listriques – A : faille listrique affectant le socle – B : faille de croissance synsédimentaire


6.3. faille panaméenne, faille normale dont le pendage d’abord très fort s’affaiblit vers le bas, et qui correspond à l’effondrement d’une partie d’un versant

6.4. faille de chevauchement ou faille plate, faille pratiquement parallèle à la stratification.

 F. Déformation à proximité d’une faille

Le jeu d’une faille induit une déformation de type ductile, ce qui entraîne la formation de crochons (fig. 22 A et B). La déformation se traduit par une courbure brusque des couches au contact de la faille, due au mouvement relatif des deux compartiments. Son étude permet de déterminer dans chaque compartiment la torsion qui s’effectue en sens inverse du déplacement.

A grande échelle, le glissement des couches le long d’une faille listrique entraînera la formation d’une structure plissée souple qualifiée d’anticlinal de roll-over (fig. 22 C).

Fig. 22 – Déformation à proximité d’une faille – A, B : crochons de faille ; C : anticlinal de compensation dit roll-over


G. Groupements des failles radiales

Comme nous l’avons vu pour les plissements, les fractures sont rarement isolées et lorsque l’on change d’échelle – de l’ordre de plusieurs kilomètres, si pas centaines – on observe généralement des faisceaux de failles ou groupements qui donnent des structures tectoniques spécifiques, dont voici les principales :

1. graben : cette structure est constituée par des failles normales de même direction qui limitent des compartiments de plus en plus abaissés lorsque l’on se rapproche du centre de la structure.. Généralement elle se traduit par un fossé d’effondrement ou fossé tectonique (fig. 23). Un des exemples proche de chez nous est le graben du Rhin (fig. 25). Ce fossé est le résultat d’une extension de la région où il se forme et est l’un des premiers stades d’une ouverture océanique.

2. horst : dans ce cas, la structure est constituée par des failles normale de même direction, limitant des compartiments de plus en plus abaissées au fur et à mesure que l’on s’éloigne du centre de la structure (fig. 24). Sa formation exige également une extension. Elle est le lieu d’émissions volcaniques.

                                        
Fig. 23 Grabben . Le graben du haut est                                                 Fig. 24 – Horst
nivellé par l’érosion. Celui du bas est mor-
phologiquement un fossé e’effondrement

(figures extraites du « Dictionnaire de Géologie », A. Foucault & J.-F. Raoult)


 

Fig. 25 – Schéma simplifié du graben du Rhin entre Bâle et Mayence. Les Vosges et la Forêt-Noire constituent les horsts


3. Blocs basculés ou hémigraben : se distinguent des grabens du fait que la dépression tectonique a laquelle ils correspondent n’est délimitée que d’un seul côté par une faille. L’autre côté correspond à la pente du sommet du bloc de socle effondré, basculé à l’occasion du jeu de la faille (ce basculement est le plus souvent dû au fait que la faille normale est « listrique », c’est-à-dire concave vers le haut) (fig. 26).


Fig. 26 – Schéma très simplifié du système de blocs basculés des massifs cristallins externes des Alpes au sud-est de Grenoble (transversale de la vallée de la Romanche).
ci = Crétacé inférieur ; js = Jurassique supérieur ; ls = Lias supérieur ; t = Trias

4. Groupement de failles selon différentes structures

Lorsque l’on établit une coupe à travers une région, on relève une succession de discontinuités tectoniques des deux types, plissements et ruptures. Celles-ci se succèdent selon différents systèmes et sont le résultat d’une suite d’événements tectoniques qui ont bouleversé le relief de la région.

A titre d’exemple, nous donnons une coupe établie entre Aix-la-Chapelle et Cologne le long d’un axe SO-NE (fig. 27). On y constate différents compartiments séparés par des failles comme :

–  des môles, terme désignant une région ayant un comportement relativement rigide par rapport à d’autres plus souples et subissant un soulèvement ;
–  des fossés, qui sont des dépressions allongées, à fond relativement plat et à flancs raides correspondant souvent à une zone faillée qui s’est abaissée ;
–  des plissements fracturés par des failles antithétiques ou synthétiques en échelons. Dans ce cas, l’ensemble des fractures qui divise les plissements en compartiments est plus jeune que les couches plissées. A l’origine, ces dernières étaient horizontales et suivaient la règle de superposition, à savoir, les plus jeunes se superposant aux plus anciennes.


Fig.  27 – Exemple de groupements de failles en môles, fossés, système en échelon. Structure en montagnes-blocs du bassin de la Ruhr (d’après L. Ahorner)
1 – Holocème ; 2 – loess ; 3 – terrasses moyennes ; 4 – replat inférieur de la terrasse moyenne ; 5 – replat supérieur de la terrasse moyenne ; 6 – terrasse récente principale ; 7 – argiles de la terrasse principale ; 8 – terrasse principale ancienne ; 9 – argile de Reiner ; 10 – complexe d’oolithes quartzeuses ; 11 – inclusions d’argiles dans le complexe d’oolithes quartzeuses ; 12 – charbons bruns du Miocène ; 13 – Paléogène ; 14 – Crétacé supérieur (Trias) ; 15 – grès bigarrés (Trias) ; 16 – Primaire.

 

 Fig.  28 – Quelques exemples de combinaisons de deux styles tectoniques


IV. BIBLIOGRAPHIE

Bates D.E.B., Kirkaldy J.F. (1977) – La géologie de terrain, un guide Nathan, F. Nathan.

Béloussov V. (1978) – Géologie structurale, Ed. Mir.

Diju-Duval B. (1999) – Géologie sédimentaire – Bassins, environnements de dépôts, formation du pétrole, Ed. Technip.

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

Fournarier P. (1942) – Eléments de géologie, H. Vaillant-Carmanne, S. A.

Haug E.(1927)Traité de géologie I – Les phénomènes géologiques, Lib. A. Colin.

Parriaux A. (2006) – Géologie – Base pour l’ingénieur, Presses Polytechniques et universitaires romandes, Lausanne

http://gocad.ensg.inpl-nancy.fr/www/people/files/thesis_magali_lecour.pdf


[1] Automorphe : s’applique à un minéral  se présentant sous la forme d’un cristal parfait, ou du moins limité par des surfaces cristallines planes.
[2] Linéation : terme général désignant dans un roche toute structure acquise tectoniquement, se traduisant par des lignes parallèles entre elles.
[3] Pneumtolytique : se dit d’un gîte métallifère lorsque le transport dans les fractures des eaux hydrothermales chargées  de minéralisations se produit à l’état de vapeur.
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Catégories : Géologie | 6 Commentaires

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6 réflexions sur “GEOLOGIE STRUCTURALE (5)

  1. yann tual

    voila un cours intéressant, merci à vous ( yann, un spéléologue )

  2. Zitouni

    Bien fait comme document. Merci

  3. GP Salelles

    A propos de diaclase : http://fr.wikipedia.org/wiki/Diaclase
    Qui a copié qui ?

  4. maintenant je comprends bien les choses surtout les dessins c’est inintéressants

  5. clino

    exellent document je veux vraiment l’avoir en format PDF si possible!

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