التكتونيك tectonique
TECTONIQUE
Généralités et définitions
Tectonique n. f. [du gr. tektonikos,
relatif à la charpente] -1. Ensemble des déformations ayant affecté des
terrains géologiques postérieurement à leur formation (cassures, plis,
schistosité, etc.). On en exclut les déformations mineures des sédiments qui se
font pendant leur dépôt (déformations synsédimentaires). V. aussi
tectonosédimentaire. -2. Mécanisme de l’acquisition de ces déformations.
Ex. la tectonique par gravité. -3. Leur étude : Ex. : Traité de
tectonique. v. tectoniser ; adj. tectonisé, e ; tectonique ;
n. f. tectonisation, tectonite.
Tectonique (axe -) - V. axe tectonique.
Tectonique (étage -) - V. niveau structural.
Tectonique (terrasse -) - V. terrasse.
Tectonique cassante - Tectonique comportant essentiellement des
failles et des décrochements.
Tectonique de couverture [E.
Argand, 1924] - Ensemble de déformations acquises par une couverture
sédimentaire qui s’est désolidarisée de son substratum. Celui-ci est un socle
au sens tectonique qui peut comporter un socle (au sens stratigraphique)
surmonté ou non d’un tégument. Le décollement de ces couches se fait
généralement à la faveur de niveaux plastiques (parfois nommés couche-savon) :
dans les Alpes, ce sont bien souvent les couches gypsifères du Trias. Pour les
ensembles ressortissant à ce style tectonique, on parlera de chaînes, nappes,
plis ou plissements de couverture. Ante. Tectonique de fond, tectonique de
revêtement.
Tectonique de plaques (ou
tectonique globale) - Hypothèse solidement étayée aujourd’hui, selon laquelle
la partie superficielle de la Terre (lithosphère) est formée de plaques rigides
d’une centaine de kilomètres d’épaisseur, flottant sur l’asthénosphère
déformable. Ces plaques sont constituées d’une partie du manteau supérieur
surmontée, suivant les cas, de croûte continentale ou océanique (V. Terre). Dans
ce dernier cas, elles peuvent disparaître par plongement (subduction) au niveau
des fosses océaniques, et se renouveler (accrétion) par apports volcaniques au
droit des dorsales océaniques. La différence essentielle entre la dérive des
continents de A. Wegener et la tectonique de plaques est que, pour la première,
les continents sialiques étaient supposés se déplacer sur leur substratum sismique
(comme des bateaux sur l’eau), alors que dans la seconde, les continents se
déplacent de concert avec les fonds océaniques (comme des morceaux de bois pris
dans une banquise) l’ensemble flottant sur l’asthénosphère. On distingue trois
sortes de limites entre les plaques :
1.
zone d’accrétion (ou
d’expansion) océanique, qui se situent au niveau des dorsales océaniques. Elles
sont marquées par une importante anomalie thermique positive, corrélative d’une
remontée de l’asthénosphère à leur aplomb. On considère ces zones comme des
régions de production de croûte océanique ce qui se manifeste au fond de
l’océan, dans le rift, par un volcanisme basaltique avec épanchement de laves
en coussins (pillow lavas) : ce phénomène s’appelle l’accrétion océanique. Les
nouvelles laves s’écartent progressivement de part et d’autre du milieu du
rift, immédiatement remplacées par d’autres laves plus jeunes, de telle sorte
que le fond océanique évoque un double tapis roulant à mouvement centrifuge. Au
moment de leur refroidissement, les laves fossilisent le champ magnétique par
thermorémanence le fond sous-marin montrera ainsi des anomalies magnétiques
allongées parallèlement à chaque dorsale, et correspondant aux différentes
périodes où il s’est créé. Cela permet de reconstituer la position des plaques
à l’époque (V. paléomagnétisme). Au cours de l’écartement de la dorsale, la
plaque océanique nouvellement créée, se refroidit, s’épaissit, devient plus
dense, et par conséquent déprime l’asthénosphère : il se produit ainsi une
subsidence du fond océanique. D’autre part, elle se recouvre de sédiments qui,
bien entendu, ne peuvent être plus anciens que la croûte océanique elle-même
(son âge étant défini par le moment où elle s’est formée au niveau de la
dorsale), ce qui est confirmé par les sondages.
-2. Zone de subduction. Il arrive un
moment où, probablement par suite de son alourdissement, la plaque à croûte
océanique se met à plonger dans l’asthénosphère : c’est la subduction qui se
produit généralement, mais non obligatoirement, à la limite d’une croûte
continentale qui, plus légère, reste en surface. À cette subduction, sont liés
un certain nombre de phénomènes : -a). le creusement, le long de la zone
de subduction d’une dépression allongée, correspondant à une fosse océanique,
marquée par une anomalie isostatique négative importante ; -b). la
production de séismes par frottements ou relaxations le long du plan de
subduction. La surface où se situent ces foyers sismiques est appelée plan (ou
zone) de Benioff. La profondeur de ces foyers a une limite de l’ordre de
700 km, que l’on estime correspondre à celle où la plaque lithosphérique se
résorbe au sein de l’asthénosphère ; -c). la formation possible d’un
prisme d’accrétion constitué d’un empilement d’écailles tectoniques formées de
sédiments et de roches volcaniques, et plongeant sous le continent ; -d). un
volcanisme andésitique situé à la verticale de la plaque plongeante ; -e). la
possibilité de collisions intercontinentales produisant des édifices
orogéniques.
-3. failles transformantes : Ce sont des limites entre
plaques où il n’y a ni apport ni absorption de matière : il en résulte qu’elles
sont parallèles au mouvement des plaques (lequel n’est pas forcément
perpendiculaire aux dorsales), qu’elles guident en quelque sorte, ce qui nous
le fait connaître sans ambiguïté. Elles peuvent relier, deux à deux, dorsales
et zones de subduction
faiblesse lithosphérique faiblesse
lithosphérique faiblesse lithosphérique rattachés se séparent du bloc Amérique
Pendant
II-phases de la tectonique séparent coulissante sénestre
La dérive de l'Espagne est
responsable de la phase de compression fini jurassique-mésocrétacée
n assiste
on assiste coulissages subsisterait, faiblesse lithosphérique
L'ouverture aurait provoqué
l'annulation
agissant comme un coin opposé au
coulissage sépare La dérive
dont témoignent les plissements rencontrés
dans le Moyen Atlas.
La tectonique de plaques permet donc une
synthèse de bien des mesures géophysiques. Elle offre aussi un modèle en grande
partie quantitatif pour le mouvement des masses continentales, l’évolution de
la sédimentation océanique, l’édification des orogènes. Le mouvement des
plaques a en effet pour conséquence l’ouverture et la fermeture de domaines
océaniques, cette dernière s’accompagnant d’une collision de blocs continentaux
avec formation des chaînes de montagnes. La séquence théorique complète des
événements est la suivante :
-1) Stade de distension : avec création
de fossés (en anglais rifting). Ce stade est aujourd’hui observable p.
ex. en Alsace, en Limagne, et dans la région des grands lacs africains. Ces
fossés, qui sont au centre d’un vaste bombement topographique présentent un
flux géothermique supérieur à la moyenne, un volcanisme basaltique, une
sismicité élevée, une sédimentation épaisse et souvent évaporitique.
-2) Stade océan étroit : il y a eu
création d’un fond océanique, mais la faible largeur de l’océan interdit le
renouvellement de l’eau profonde par les courants, ce qui entraîne leur
stagnation (stratifica-tion des eaux), empêche leur oxygénation, et engendre un
milieu réducteur (euxinique) où la matière organique se conserve (boues noires
et boues sapropéliques). Ce stade est aujourd’hui en partie illustré par la mer
Rouge.
-3) Stade océan large : c’est celui
auquel est parvenu l’Atlantique actuel ; la circulation des eaux entraînées par
les courants y est aisée et, sur les fonds, l’oxygène se renouvelle : la
matière organique s’y oxyde et disparaît. La répartition de la sédimentation
est alors essentiellement gouvernée par trois paramètres : la quantité des
apports détritiques, la productivité biologique du milieu océanique,
l’éloignement de la dorsale, qui conditionne l’âge du fond océanique et donc sa
profondeur (V. sédimentation océanique).
-4) Stade de subduction : dans les
stades antérieurs, le contact océan-continent, se faisait au sein d’une même
plaque au niveau d’une marge continentale passive (ou de type atlantique), mais
il peut se produire alors un découplage entre la partie continentale et la
partie océanique, cette dernière s’enfonçant sous la première : on a ainsi
séparation en deux plaques, et création d’une marge continentale active (ou de
type pacifique) bordée par une fosse océanique. De la marge continentale, se
détachent parfois des arcs (ou guirlandes) insulaires par création entre eux et
le continent, de mers marginales fond océanique, ou peu différent.
-5) Stade de collision : le découplage
au niveau des marges actives rend possible la fermeture de l’océan, par
resserrement des marges continentales, en liaison avec l’expansion d’autres
fonds océaniques. Le terme ultime de ce resserrement est la rencontre de deux
continents ou collision : c’est à elle que l’on doit attribuer la création des
orogènes, comme l’orogène alpin (des Alpes à l’Himalaya), la chaîne
hercynienne, etc.
Ce rapide aperçu n’épuise pas tous les aspects
de la tectonique de plaques, dont le moteur est, selon toute vraisemblance, la
convection thermique des parties visqueuses du manteau.
Tectonique de revêtement [M.
Casteras, 1933] - Structures affectant une couverture sédimentaire qui s’adapte
souplement aux déformations du socle sous-jacent, plissé et fracturé, en ne
s’en désolidarisant pas. Elle s’oppose en cela à la tectonique de couverture..
Tectonique de socle - Terme généralement employé comme synonyme de
tectonique de fond. Il prête cependant à confusion, un socle pouvant être
affecté d’une tectonique tangentielle, et donner lieu à d’importants
chevauchements (nappe de socle, nappe pennique).
Tectonique embryonnaire [E. Argand, 1916] - Tectonique compressive
tangentielle qui se serait produite dans des stades anciens de l’évolution
géosynclinale, et au cours de laquelle des hauts fonds (géanticlinaux) se
seraient transformés en cordillères dissymétriques, alimentant des formations
bréchiques, et embryons de futures grandes nappes de charriage : « le
géanticlinal briançonnais est l’embryon de la nappe du Grand-St-Bernard
» (E. Argand). Cette conception est généralement abandonnée aujourd’hui. Adj. embryotectonique.
Tectonique par gravité (Syn. tectonique par écoulement) - Acquisition
de structures par glisse-ment sous l’action de la gravité (glissement gravita-tionnel).
Ex. « collapse structure », décoiffement, formation de klippe sédimentaire (V.
aussi olistostrome), diverticulation. Lors de l’avancée des nappes de
charriage, la tectonique par gravité intervient dans des proportions difficiles
à définir. Pour certains auteurs, elle a une importance capitale (les nappes
viendraient alors de zones en surrection rapide dont la couverture se
décollerait et glisserait au loin).
Tectonique salifère - V. halocinèse.
Tectonite n. f.
[B. Sander, 1912] - Terme général désignant toute roche ayant acquis une
structure particulière nettement distincte de la structure originelle, sous
l’effet de contraintes tectoniques. Ex. les roches du métamorphisme général
sont des tectonites.
Tectonophysique n.
f. - Ensemble des études tectoniques utilisant des méthodes physiques.
Les déformations subies par l’écorce terrestre au cours des phases
orogéniques sont visibles aujourd’hui dans les structures dites tectoniques [4]
[5]. Schématiquement, on distingue les déformations discontinues (tectonique
cassante) et les déformations continues (tectonique souple).
III-les
déformations de structures
Diaclases et fentes
Les diaclases sont des discontinuités sans déplacement
relatif, d’extension métrique à décamétrique, d’espacement métrique et d’ouverture
variable. Le réseau de diaclases est souvent à peu près perpendiculaire aux
strates des roches sédimentaires. Leur origine est tectonique, mais il faut
citer aussi les fractures de retrait liées au refroidissement des roches volcaniques.
Jointives aux extrémités, les fentes présentent souvent une
allure sigmoïdale. Les ouvertures se font par traction sous contrainte parallèle
à leur direction. Elles sont comblées par des cristallisations, souvent de
calcite, croissant perpendiculairement à leurs lèvres.
Schistosité
La schistosité est un feuilletage plus ou moins intense, acquis sous
l’influence de contraintes tectoniques, qui, dans certains cas, oblitère
complètement la stratification quand il s’accompagne de dissolutions et recristallisations
: la foliation des micaschistes et des gneiss est due à l’alternance de
feuillets micacés et quartzo-feldspathiques qui confèrent à la roche son aspect
rubané. Plusieurs familles de plans de schistosité peuvent coexister,
correspondant à autant d’épisodes de déformations.
Failles
Ce sont des fractures avec déplacement relatif des compartiments. Les
surfaces de glissement ou miroirs de failles sont généralement striées et
permettent de déterminer le sens du déplacement, fonction de la direction de
raccourcissement générale Z. Les différents types de failles, caractérisés par
le mouvement relatif des compartiments, sont les suivants (figure 9) : verticale
(compartiment effondré selon un plan vertical), normale (allongement horizontal,
Z verticale), inverse (compression et raccourcissement, Z horizontale), décrochement
(compression avec coulissage horizontal, Z horizontale). Le rejet désigne
l’amplitude du déplacement relatif. Les traces du mouvement sont inscrites sur
le plan de faille (miroir). Un coulissage est dextre quand le compartiment observés
déplace vers la droite, sénestre quand le déplacement se fait vers la gauche.
Un décrochement a fréquemment aussi une composante verticale.
La dimension des failles va du mètre à la centaine de kilomètres (on
parle alors de linéaments structuraux) ; le rejet varie de quelques centimètres
à plusieurs centaines de mètres. Les failles sont généralement remplies de
roches broyées ou de matériaux argileux de mauvaise qualité, et constituent des
plans de faiblesse du massif. Comme les diaclases, elles sont souvent le siège
d’importantes circulations d’eau, en particulier celles qui sont parallèles à
la direction de la contrainte principale, qui auront tendance à s’ouvrir et à
constituer des drains privilégiés.
Plis
La tectonique souple règne en profondeur, dans des
conditions de pression et de température où la plupart des roches deviennent plastiques
et se déforment avec le temps. Les plis sont caractérisés par des lignes et
surfaces remarquables (figure 10) : la charnière (zone
d’inflexion maximale), l’axe (axe d’enroulement de la charnière), la surface
axiale ou le plan axial (contient toutes les charnières des surfaces
plissées), le cœur du pli, qui est opposé à la voûte. Les
différents types de plis sont définis d’après leur géométrie, elle-même
conditionnée par la nature du terrain et par l’orientation des directions de
contraintes principales (figure 11). L’amplitude des plis est très
variable, du centimètre à plusieurs kilomètres).
Les formes les plus fréquentes sont les formes
anticlinales et synclinales, selon que, respectivement, le terrain le plus
ancien ou le plus récent se trouve au cœur du pli, l’axe pouvant être
indifféremment horizontal, vertical ou incliné. Les couches plastiques
alternant avec des roches compétentes se laminent ou donnent des bourrages
(disharmonies, diapirs tectoniques). Un pli-faille peut évoluer vers un
chevauchement de portée hectométrique alors que les nappes de charriage sont des
masses de terrain transportées sur plusieurs kilomètres et dont le contact,
très complexe, avec les formations sous-jacentes est toujours malaisé à
traverser par des ouvrages souterrains.
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