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Géosciences Rennes
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Université de Rennes1
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Mécanismes de la déformation

La tectonique de blocs de la croà»te supérieure est accommodée en profondeur par de la déformation plus distribuée. Dans les deux cas la déformation apparaît plus ou moins fortement localisée de part et d’autre de la transition fragile-ductile. La compréhension des processus physiques qui gouvernent, àdiverses échelles, ces mécanismes de localisation est fondamentale tant du point de vue académique que de ses applications. Deux échelles fondamentales sont étudiées et intégrées àGéosciences Rennes : 1-l’échelle microscopique àmétrique, où nous étudions, àpartir d’observations de terrains couplées àdes modélisations numériques, les mécanismes d’adoucissement permettant d’expliquer la localisation. 2- l’échelle lithosphérique, où nous étudions les processus physiques (rhéologie, couplage fragile-ductile, couplage croà»te-manteau) gouvernant le mode de déformation en surface (localisée ou distribuée).


1- LOCALISATION DE LA DEFORMATION DUCTILE

Chercheurs impliqués : Denis Gapais (DR), Pierre Gautier (MC), Pavel Pitra (MC), Philippe Boulvais (MC), Gilles Ruffet (CR), Frédéric Gueydan (MC), Jacques Précigout (Thésard)

La connaissance de la rhéologie de la lithosphère est cruciale pour comprendre les paramètres contrôlant sa résistance et donc son aptitude àlocaliser la déformation. La croà»te et le manteau sont classiquement modélisés comme deux couches monominérales, de quartz (par exemple) ou d’olivine, dont les propriétés rhéologiques sont extrapolées àpartir de celles mesurées en laboratoire (Brace & Kohlstedt, 1980 ; Karato & Wu, 1993).
Des observations de terrains sur les zones de cisaillement crustales et mantelliques ainsi que la présence de fortes anomalies de vitesses des ondes P sous des cratons (Judenherc et al., 2003), indiquent cependant que la minéralogie (et donc la rhéologie) de la lithosphère n’est pas homogène. Les études de terrain permettent de mettre en évidences les caractéristiques microstructuales des zones de déformations localisées : précipitation de minéraux hydratés et peu résistants, réduction de tailles de grains, haut degré d’interaction fluide-roche.
A partir de ces observations, la spécificité de Géosciences Rennes est de proposer de nouvelles rhéologies transitoires et polyminérales permettant de modéliser les processus de localisation de la déformation. L’intégration de ces rhéologies dans les modèles d’échelles lithosphériques permet alors de quantifier l’impact de la localisation sur la déformation de la lithosphère.
Un exemple est ici détaillé : l’étude et la modélisation d’une zone de déformation localisée exhumé de la croà»te moyenne : la zone de cisaillement du Massif granitique du Tende, Corse. A partir d’une étude de terrain, Gueydan et al. (2003) ont montré que la formation de zones de cisaillement dans la croà»te continentale moyenne pouvait s’expliquer par une rhéologie polyminérale prenant en compte un changement de phase (transformation classique du faciès Schistes Vert feldspath-mica, voir par exemple (Fitz Gerald & Stünitz, 1993 ; Gapais, 1989 ; Marquer et al., 1985 ; Mitra, 1978)) initié par microfracturation du feldspath.


Figure 1 : Isocontours des vitesses de déformations et de la viscosité, dans les sept premiers kilomètres de la croà»te inférieure, avant (0 ka) et après (420 ka) la formation d’une zone de découplage. Les bandes de cisaillement correspondent àdes zones où la réaction feldspath-mica a été activée par microfracturation du feldspath(Gueydan et al., 2003, 2004)


Une modélisation numérique 2D thermo-couplée et en grande déformation de ce processus a montré pour la première fois la formation d’une zone de découplage entre croà»te fragile et croà»te ductile (Figure 1, Gueydan et al., 2004). Cette zone de découplage se forme en moins d’un demi million d’années, et correspond àun système périodique de bandes de cisaillement. La transformation feldspath-mica a entraîné une chute de résistance significative dans la zone de découplage.
Nous étudions les processus de localisation de la déformation dans les différentes couches rhéologiques de la lithosphère avec la même méthodologie, pour d’aboutir àla description rhéologique la plus réaliste de la lithosphère.


2- LOCALISATION DES DEFORMATIONS LITHOSPHERIQUES

Chercheurs impliqués : Denis Gapais (DR), JP Brun (PR), Frédéric Gueydan (MC), Peter Cobbold (DR), Erwan Hallot (MC), Pierre Gautier (MC).

En parallèle àla compréhension et àla modélisation de la rhéologie de la lithosphère, nous étudions les couplages mécaniques àl’origine de la localisation des déformations lithosphériques. La modélisation analogique a été et reste la méthode principalement utilisée pour la compréhension de ces processus. Plus récemment, nous avons acquis une compétence en modélisation numérique, permettant de comprendre des processus hautement non-linéaires et couplés, comme le rôle de l’érosion sur la localisation des déformations lithosphériques.


- Rôle des couplages fragile-ductile

La modélisation analogique sable/silicone, développée pour la première fois àGéosciences Rennes et maintenant internationalement utilisée pour modéliser les processus lithosphériques, a permis de mettre en évidence les couplages fragiles-duciles : une diminution de la viscosité des niveaux ductiles induit une déformation plus localisée àl’échelle de la lithosphère (Brun, 2002). De expériences récentes sable/silicone en compression ont permises de généraliser le concept de prisme de Coulomb aux milieux stratifiés fragile-ductile et ainsi de comprendre la mécanique des prismes chevauchants d’avant pays (Figure 2, thèse de Jeron Smith, encadrée par JP Brun et Sierd Cloething).

Figure 2 : Legende et figure àrajouter par JPB (Jeron Smith)

A partir de ces nombreuses expériences, nous cherchons maintenant àcomprendre la mécanique du couplage fragile-ductile. Nous avons ainsi montré récemment, par une étude de modélisation numérique, que la viscosité des couches ductiles induit une diminution de la vitesse des failles (frottement visqueux) rendant nécessaire la nucléation de nouvelles failles afin d’accommoder le déplacement aux limites (Figure 3, Schueller et al., 2005).


Figure 3 : Résultats numériques de la compression homogène d’un milieu verticalement stratifié fragile (au centre) et ductile (aux bordures, non représenté). Le nombre de failles (AFD) augmente avec la viscosité du milieu ductile, définissant le couplage fragile-ductile. Trois modes de fracturations ont ainsi été defines : le mode localise (deformation accomodée par quelques failles) pour un faible couplage FD, mode distribuée(déformation diffuse) pour un fort couplage FD. Entre les deux, le nombre de faille augmentent avec la viscosité, définissant un mode de fracturation dépendant de la viscosité (Schueller et al., 2005)


Nous souhaitons poursuivre cette analyse quantitative et l’étendre àl’échelle lithosphérique afin de comprendre l’évolution spatio-temporelle des couplages fragiles-ductiles et les conséquences sur la genèse d’un réseau de failles en surface.

-Rôle des fluides

Le concept, largement admis, du contrôle de la déformation dans les matériaux felsiques par la disponibilité de l’eau via la néogenèse de minéraux phylliteux (concept de l’« adoucissement tectonique ») semblait mis en défaut au niveau de la nappe des Porphyroïdes de Vendée (Sud du Massif Armoricain) où une unité de métafelsites présentait des taux de cisaillement très élevés et pervasifs sur d’énormes volumes, en dépit d’un degré de métamorphisme faible (épizone). Une étude structurale, pétrologique, géochimique et des inclusions fluides a permis de montrer que cette unité tectonique impliquée dans un trajet prograde LT-HP (Le Hébel et al., 2002a), exhumé puis affecté d’une cinématique en détachement, avait évolué dans un contexte fermé aux fluides avec des processus combinés de crack-sealing et de dissolution-précipitation ne permettant que des redistributions locales de matière par diffusion (Le Hébel et al., 2002b, et soumis).
L’hydratation pervasive initiale des protolites volcaniques consécutive àune métasomatose potassique intense pénécontemporaine d’une imprégnation d’huile dans les stades précoces d’évolution tectonique du bassin est le facteur clé responsable de ce style de déformation inhabituel pour un matériau felsique àbasse température : disponibilité d’eau interne au système et segmentation de la porosité active par le système fluide aqueux/huile (Figure 4).


Figure 4 : Alternance de zones imprégnées et non-imprégnées par de l’huile (ultérieurement pyrolysée en graphitoïdes) dans les porphyroïdes de Vendée (Piriac-Sur-Mer)



- Rôle des surpressions de fluides

Depuis quelques années, nous développons àGéosciences-Rennes de nouvelles méthodes de modélisation, analogique et numérique, permettant d’étudier la migration de fluides et son effet sur le comportement mécanique de la roche.
Jusqu’àprésent, les modèles analogiques sont constitués de matériaux granulaires (sables et argiles) et le fluide aux pores est de l’air comprimé. Nous avons effectué des mesures précises de perméabilité et de résistance au cisaillement en présence de fluide aux pores (Mourgues et Cobbold, 2003). Si le principe de la contrainte effective de Terzaghi (1923) s’avère correct, il convient néanmoins de rajouter les forces d’écoulement (seepage forces), pour bien expliquer les répartitions de contraintes et les phénomènes de localisation. Ainsi nous avons pu modéliser les failles très courbes (listriques) qui avoisinent les décollements (Figure 5). Les modèles ont permis de mieux interpréter les grands deltas, ou les surpressions de fluides peuvent résulter de la genèse d’hydrocarbures (Cobbold et al., 2004).


Figure 5. Modèle analogique de glissement gravitaire par instabilité de pente, en présence de surpression de fluide (d’après Mourgues et Cobbold, 2003). Le modèle est constitué de sable, de deux granulométries différentes. Il gît sur un réservoir d’air comprimé, moyennant un tamis. Le tout est incliné de 11° (vers la droite), provoquant le glissement. En plan (a), la partie qui a glissé correspond àune fenêtre sous-jacente (rectangle en pointillé), par laquelle se fait sentir la surpression de fluide. Parmi les structures qui résultent du glissement, nous trouvons des failles normales et des volcans de sable (derrière, àgauche), des chevauchements arqués (devant) et des failles décrochantes (de chaque côté). En coupe (b), les failles normales et chevauchantes sont très courbes (listriques) àproximité d’un décollement. Celui-ci se situe àla base d’une couche de sable qui est plus fin (voir la colonne stratigraphique àdroite) et donc moins perméable. Ici la pression de fluide avoisine la contrainte verticale (c). Ainsi réduite, la contrainte effective permet le glissement


- Rôle du magma

Aussi par modélisation analogique, nous avons pu étudier la fracturation hydraulique d’un milieu imperméable, par intrusion de magma de faible viscosité et en surpression. Les corps intrusifs qui en résultent ont des formes variables, en fonction de l’état de contrainte tectonique aux limites latérales du système (Figure 6, Galland et al., 2003 ; Galland, 2004). Ainsi, sous contrainte d’origine uniquement gravitaire (lithostatique), les intrusions prennent des formes coniques (cone-sheets) ; alors que, sous contrainte horizontale compressive, le magma monte le long de failles chevauchantes. Nous constatons aussi une forte modification des structures, lorsqu’il se produit un décollement sur un corps intrusif non consolidé. Tous ces phénomènes semblent caractériser les orogènes de type andin, ou magmatisme et déformation s’entremêlent étroitement. Ces projets ont été financés par les sociétés pétrolières (TOTAL Austral et YPF-Repsol), qui cherchent a comprendre les formes et les propriétés internes de réservoirs volcaniques, dont la porosité et la perméabilité résultent d’une fracturation en cours de refroidissement.


Figure 6. Modèles analogiques de relations entre magmatisme et déformation (d’après Galland et al., 2003). Sous contrainte ltihostatique (a), le corps intrusif est conique (cone-sheet). Sous contrainte compressive horizontale (c), le corps intrusif (orangé) a tendance àsuivre la faille chevauchante principale (M2). En l’absence de magmatisme (b), aucun corps intrusif ne lubrifie la base du modèle et en conséquence les failles chevauchantes (M1 et M2) sont moins espacées



Références du dossier Scientifique


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PUBLICATIONS

Thèses

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2- Regis Mourgues (2004) ; encadrement Peter Cobbold - « Surpressions de fluide et décollements. Modélisations analogique et numérique »

Publications

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Publications

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4- Sylvie Schueller (2005) ; encadrement Philippe Davy & Frédéric Gueydan- « Localisation de la déformation et fracturation associée. Etude expérimentale et numérique sur des analogues de la lithosphère continentale »

Publications

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