Généralité

La géologie structurale est une discipline relativement récente dans l'histoire des sciences de la Terre et s'est avérée nécessaire à partir du moment où l'on admit que certains fossiles bien que d'origine marine, affleuraient à plusieurs milliers de mètres d'altitude. On devait alors faire appel à des soulèvements des masses continentales pour offrir une explication à la présence de ces fossiles marins dans les séquences constitutives des falaises alpines. Ce n'est qu'à la fin du 19ième et au début du 20ième siècle que la géologie structurale se développa comme une discipline à part entière en sciences de la Terre.

À partir de ce moment, l'évolution de la pensée en géologie structurale suivra celle des autres sciences. Dès lors, les disciples de la géologie structurale descriptive s'attardèrent à décrire la morphologie et la géométrie des structures géologiques naturelles. Au début du 20ième siècle, l'approche physique ou pétrophysique prit naissance avec les premiers travaux théoriques et expérimentaux. On appliqua alors les lois de la physique et de la mécanique à la déformation des roches. Dans les années 60, stimulés par les progrès considérables effectués depuis la seconde guerre mondiale dans le domaine de la science des matériaux, les spécialistes en sciences de la Terre appliquèrent les mêmes concepts à l'étude de la déformation des minéraux et des roches. C'est par la déformation expérimentale qu'on a pu en apprendre davantage sur le comportement rhéologique des roches, sur l'évolution de la vitesse de déformation en fonction de divers paramètres connus (P, T, Pf etc.) et sur les mécanismes de la déformation à l'échelle microscopique.

Depuis trente ans, la géologie structurale a grandement bénéficié du nouveau cadre fourni par la théorie unificatrice de la tectonique des plaques donnant ainsi une vision beaucoup plus cohérente de l'évolution globale de la Terre. Le développement de techniques quantitatives a aussi contribué à éloigner la géologie structurale des sciences uniquement descriptives par le biais de la recherche de données mesurables, et leur utilisation sur le terrain et en laboratoire. Le dernier né de l'approche expérimentale, la modélisation analogique, permet de simuler à une échelle plus réduite et dans des conditions de similitude, le comportement de la croûte océanique et continentale soumis à une déformation d'échelle crustale. Et finalement, l'apport plus récent de la modélisation numérique, permet aux spécialistes de simuler sur ordinateur une situation de déformation réelle (observée sur le terrain) dans le but de déterminer l'influence de certains paramètres physiques et chimiques sur la déformation.

1.1 Qu'est-ce que la g�ologie structurale?
1.1.1 Historique
La géologie structurale est une discipline relativement récente dans l'histoire des sciences de la Terre et s'est avérée nécessaire à partir du moment où l'on admit que certains fossiles bien que d'origine marine, affleuraient à plusieurs milliers de mètres d'altitude. On devait alors faire appel à des soulèvements des masses continentales pour offrir une explication à la présence de ces fossiles marins dans les séquences constitutives des falaises alpines. Ce n'est qu'à la fin du 19ième et au début du 20ième siècle que la géologie structurale se développa comme une discipline à part entière en sciences de la Terre.

À partir de ce moment, l'évolution de la pensée en géologie structurale suivra celle des autres sciences. Dès lors, les disciples de la géologie structurale descriptive s'attardèrent à décrire la morphologie et la géométrie des structures géologiques naturelles. Au début du 20ième siècle, l'approche physique ou pétrophysique prit naissance avec les premiers travaux théoriques et expérimentaux. On appliqua alors les lois de la physique et de la mécanique à la déformation des roches. Dans les années 60, stimulés par les progrès considérables effectués depuis la seconde guerre mondiale dans le domaine de la science des matériaux, les spécialistes en sciences de la Terre appliquèrent les mêmes concepts à l'étude de la déformation des minéraux et des roches. C'est par la déformation expérimentale qu'on a pu en apprendre davantage sur le comportement rhéologique des roches, sur l'évolution de la vitesse de déformation en fonction de divers paramètres connus (P, T, Pf etc.) et sur les mécanismes de la déformation à l'échelle microscopique.

Depuis trente ans, la géologie structurale a grandement bénéficié du nouveau cadre fourni par la théorie unificatrice de la tectonique des plaques donnant ainsi une vision beaucoup plus cohérente de l'évolution globale de la Terre. Le développement de techniques quantitatives a aussi contribué à éloigner la géologie structurale des sciences uniquement descriptives par le biais de la recherche de données mesurables, et leur utilisation sur le terrain et en laboratoire. Le dernier né de l'approche expérimentale, la modélisation analogique, permet de simuler à une échelle plus réduite et dans des conditions de similitude, le comportement de la croûte océanique et continentale soumis à une déformation d'échelle crustale. Et finalement, l'apport plus récent de la modélisation numérique, permet aux spécialistes de simuler sur ordinateur une situation de déformation réelle (observée sur le terrain) dans le but de déterminer l'influence de certains paramètres physiques et chimiques sur la déformation.

1.1.2 D�finition
L'analyse structurale de la déformation des corps rocheux passe par plusieurs étapes successives. La première étape de l'analyse structurale, soit l'analyse descriptive, consiste à caractériser la géométrie tridimensionnelle des structures et fabriques à partir d'observations de terrain. Vient ensuite l'analyse cinématique des structures qui passe par la caractérisation de la direction et du sens du mouvement. Il peut être utile à ce stade de quantifier la déformation pour ensuite déterminer les différents stades d'une déformation progressive et caractériser comment l'objet géologique change de forme en passant d'un état initial non-déformé à un état final déformé. La troisième étape relève de l'analyse dynamique de la déformation et est basée sur l'étude des forces et des contraintes. Elle s'appuie fortement sur les théories de la mécanique des roches et les lois de la physique. Finalement, l'analyse structurale ne serait pas complète sans aborder la chronologie des événements structuraux et l'évolution tectonique des chaînes de montagne.




Figure 1: Les �tapes de l'analyse structurale et l'apport � la tectonique.

Les donn�es structurales ponctuellement d�termin�es doivent �tre int�gr�es ensembles et leur coh�rence examin�e dans le but d'�mettre des hypoth�ses sur le d�veloppement des diff�rents environnements g�odynamiques. L'�tude de la d�formation des roches et de la g�ologie structurale s'int�gre donc � l'ensemble des autres disciplines des sciences de la Terre pour formuler des mod�les et sch�mas d'�volution tectonique des cha�nes de montagne.

Passez maintenant � l'Exercice court sur la d�formation d'un corps rocheux.

1.1.3 Domaines d'application



Figure 2: Les domaines d'applications de la g�ologie structurale.


1.2 G�ologie structurale vs tectonique des plaques
1.2.1 Mouvement des plaques lithosph�riques
Il y a quelques dizaines d'ann�es, la science n'avait pas ou tr�s peu d'explications pour les grands ph�nom�nes g�ologiques tels que les s�ismes, les �ruptions volcaniques et la formation des cha�nes de montagnes. Aujourd'hui la th�orie de la tectonique des plaques nous permet d'expliquer plus clairement et de relier entre eux la plupart des ph�nom�nes g�ologiques ayant model� la surface de la Terre.

Selon la th�orie de la tectonique des plaques, la cro�te terrestre se divise en plusieurs fragments, appel�s plaques tectoniques. Ces plaques lithosph�riques se d�placent ou " d�rivent " sur la mati�re plastique du manteau sup�rieur (asth�nosph�re) entra�n�es par des mouvements de convection � l'int�rieur du manteau. Ces mouvements de mati�re sont caus�s par des flux de chaleur provenant de l'int�rieur de la Terre et remontant vers la surface.




Figure 3: La carte des plaques tectoniques (tir� du site internet de Plan�te Terre de P. A. Bourque).


1.2.2 Les environnements tectoniques
Les plaques sont d�limit�es par des zones sismiques actives que nous appelons des limites ou des marges. Il y a trois types de marge qui, ensembles, permettent une d�rive coh�rente des plaques tectoniques.



Figure 4: Les types de marges aux fronti�res des plaques tectoniques.


Il y a d'abord les marges divergentes, dites constructives, localis�es l� o� les plaques s'�loignent les unes des autres (voir G de la figure 4). Ces marges correspondent � des dorsales, comme par exemple au centre de l'oc�an Atlantique, et sont le lieu de production de nouvelle cro�te oc�anique, en d'autres mots le lieu de naissance des plaques. La mont�e du magma provenant de la convection du manteau �carte les plaques et provoque une activit� volcanique. Ce magma, en se refroidissant, forme la nouvelle cro�te.
Les marges convergentes, dites destructives, se situent l� o� les plaques entrent en collision (voir A de la figure 4), comme par exemple sur la cro�te ouest canadienne. La rencontre de deux plaques donne lieu � une zone de subduction, o� l'on assiste alors � la destruction de la cro�te oc�anique qui s'enfonce dans le manteau sup�rieur sous la cro�te continentale. Ces fronti�res correspondent aux fosses oc�aniques profondes, comme celles qui bordent le Pacifique. Les nombreux s�ismes et volcans pr�sents sur tout le pourtour de l'oc�an Pacifique, la ceinture de feu, y trouve l� son explication.
Viennent ensuite les marges transformantes, le long desquelles deux plaques glissent lat�ralement l'une contre l'autre l� o� il n'y a pas de formation ni de destruction de la lithosph�re. Ce type de marge survient l� o� le d�placement de deux plaques ne se fait pas � la m�me vitesse. La faille San Andreas, dans le sud-ouest des �tats-Unis, correspond � une marge transformante et forme la limite entre les plaques du Pacifique et de l'Am�rique du Nord qui d�rivent toutes deux vers le nord-ouest � des vitesses diff�rentes.
Vous trouverez un compl�ment d'information sur les types de marges � la section 1.2 Une Th�orie plan�taire: la Tectonique des Plaques sur le site Internet du cours Plan�te Terre, de P.A. Bourque.



1.2.3 Les environnements tectoniques et les structures g�ologiques
Les mouvements qui d�finissent les trois types de fronti�res ou de marges entre les plaques sont responsables du d�veloppement des grandes structures g�ologiques, soient les plis et les failles. � l'�chelle des limites des plaques, le r�gime tectonique des diff�rents environnements d�terminera la cin�matique des failles qui s'y d�velopperont, les failles normales pour un r�gime en extension essentiellement aux marges divergentes, les failles inverses et de chevauchement pour un r�gime en raccourcissement aux marges convergentes, et les failles de d�crochement pour un r�gime en coulissage aux marges transformantes. � l'�chelle d'une cha�ne de montagnes, les d�formations et les d�placements occasionn�s par des champs de contrainte variables peuvent se traduire par le d�veloppement de plusieurs types de structures. Par exemple aux dorsales oc�aniques, qui sont en fait des marges divergentes, bien qu'on observe un syst�me de r�seau de failles normales accommodant l'extension de la lithosph�re, il s'y d�veloppe un r�seau de failles transformantes (de coulissage) qui d�coupent les dorsales oc�aniques et le long desquelles les plaques glissent les unes contre les autres. Les failles transformantes sont n�cessaires aux fronti�res divergentes car elles accommodent la composante de d�placement horizontal des plaques et permettent aux plaques de s'ajuster � la surface sph�rique de la terre.



Figure 5: Syst�me de failles normales (parall�les � la dorsale) et transformantes (perpendiculaires � la dorsale) de la dorsale m�dio-atlantique (tir� du site internet Plan�te Terre de P.A. Bourque).

1.3 Principes de base
1.3.1 L'uniformitarisme
L'uniformitarisme, ou actualisme, est un des principes de base la géologie moderne. Il postule que les processus qui se sont exercés dans le passé lointain s'exercent encore de nos jours. Ce principe s'oppose au catastrophisme selon lequel les caractéristiques de la surface terrestre sont apparus soudainement dans le passé à partir de processus radicalement différents de ceux existant aujourd'hui.

Pendant le XVIIIe et le XIXe siècle une vive controverse existe entre les tenants de ces deux théories, en effet l'uniformitarisme est incompatible avec certaines croyances religieuses, en particulier les événements tels que décrits par la Bible.

L'uniformitarisme a évolué depuis sa création. Avant que la tectonique des plaques ne soit acceptée au XXe siècle, les géologues pensaient que la surface de la Terre était restée globalement inchangée depuis sa création, Son refroidissement depuis un état en fusion a provoqué des plissements formant les montagnes.

Dans les dernières décennies du XXe siècle l'uniformitarisme a été modifié pour tenir compte de certains événements catastrophiques dans le passé de la terre, tel que impact de météorites ou période de volcanisme intense. Il est plutôt énoncé maintenant comme : « les forces géologiques sont la plupart du temps lentes et restent identiques à travers le temps ».

L'uniformitarisme a d'abord été formulé par James Hutton, puis plus largement répandu par John Playfair et Charles Lyell.

1.3.2 Les lois de la superposition, de l'horizontalit� et des recoupements
Pour un rappel de ces notions, consultez la section 4.1.1 Les datations relatives sur le site Internet Plan�te Terre de P.A Bourque.



1.3.3 Les structures primaires
Avant m�me de proc�der � l'�tude des structures tectoniques (dites ``secondaires``), il est n�cessaire de revoir les notions de bases concernant les structures primaires s�dimentaires et ign�es. Les structures primaires se d�veloppent au moment de la formation des roches s�dimentaires et ign�es et d�pendent grandement des processus � l'origine de ces roches. Ces structures primaires sont le reflet des conditions locales de l'environnement de d�p�t ou de formation des roches. Les structures tectonique, ou secondaires, qui font l'objet du cours de G�ologie structurale, se d�veloppent APR�S la lithification compl�te des roches s�dimentaires et ign�es ainsi que dans les roches m�tamorphiques PENDANT ou APR�S leur formation. Il est parfois difficile de distinguer les structures primaires des structures secondaires. Pensons simplement aux textures de dessication et aux joints columnaires, qui peuvent ressembler �trangement � des fractures tectoniques si elles sont pr�sentes dans une roche ayant subi une phase de d�formation.
Revoyons certaines notions de base concernant les structures primaires s�dimentaires et ign�es. Ces notions ont �t� assimil�es dans les cours de GLG-15072 G�ologie s�dimentaire et GLG-10338 Magmatisme. Consultez le volume de r�f�rence pour le cours de G�ologie s�dimentaire (COJAN, I., RENARD, M. S�dimentologie, Masson, Paris, 1997, chapitre 3 Mise en place des s�diments clastiques, pages 91 � 129) et le volume de r�f�rence du cours de Magmatisme (WINTER, J.D., 2001. An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, Prentice-Hall, Upper Saddle River, N.J., 697 p.). Pour une r�vision plus compl�te des textures et structures ign�es primaires, consultez le manuel de laboratoire et les Chapitres 3 et 4 des notes du cours GLG-10338 Magmatisme du Dr Marc Constantin de l'universit� Laval.
T�l�chargez une version abr�g�e des notes du cours GLG-10338 Magmatisme de M. Constantin.

Passez maintenant � l'Exercice court sur les structures primaires


1.4 Interpr�tation structurale de la carte g�ologique
Une carte géologique est une carte topographique sur laquelle ont été ajoutés des renseignements d'ordre géologique. Elle représente les roches affleurant à la surface de la terre, qu'elles soient directement visibles sur le terrain ou cachées par la végétation ou les sols. L'étude attentive d'une carte géologique nous fournira des renseignements importants sur l'histoire géologique d'une région donnée.

Une carte géologique résulte d'une combinaison subtile de données observées et d'interprétation. Elle est construite par interpolation à partir des données recueillies sur le terrain et en déduisant les traits géologiques pour certaines régions, là où il y a un manque de données de terrain. Il est donc essentiel pour toute personne ayant à travailler avec les cartes géologiques d'apprendre à reconnaître les détails importants et d'être en mesure de déduire la séquence d'événements géologiques à partir des différentes formes de terrain et des patrons dessinés par les unités géologiques.




Figure 6: Carte g�ologique de la r�gion de Moose Mountain, cordill�res canadiennes, Alberta (tir� de Marcil, 2003).


Contours topographiques
La topographie d'une région est le résultat de l'érosion des couches géologiques. Le paysage sera donc fonction de l'épaisseur relative des strates et de leur résistance à l'érosion. Les strates les plus résistantes formeront les points topographiques les plus élevés d'une région tandis que les vallées se creuseront là où les strates seront les moins résistantes ou les plus "molles". Un examen plus attentif de la topographie nous fournira les premiers indices quant à la séquence stratigraphique d'une région.

Terrains horizontaux
Lorsque les strates sont horizontales, seule la couche la plus r�cente affleure � la surface et appara�t sur la carte g�ologique. Les strates plus anciennes seront accessibles dans le fond des vall�es et le long des cours d'eau et les contacts g�ologiques suivront les courbes de niveau.




Figure 7: Strates horizontales, Grand Canyon, USA.



Discordances
Il existe plusieurs types de discordance, soient les discordances angulaires, les discordances �rosionelles et les discordances stratigraphiques. Les discordances angulaires se reconnaissent assez facilement sur une carte g�ologique; la trace de deux strates en discordance se croisera l� o� la strate sup�rieure recouvre la strate inf�rieure. � cet endroit, un point triple soulignera la surface de discordance.

Terrains monoclinaux
Lorsque les strates sont inclin�es, plusieurs couches g�ologiques affleurent � la surface. Le trac� des couches sur la carte nous aidera � en d�duire leur pendage. Par exemple, lorsqu'une couche g�ologique est recoup�e par un cours d'eau, le sens du trac� en "V" de cette couche par rapport aux courbes de niveau nous dira si la couche est horizontale, verticale ou inclin�e.

Terrains pliss�s
Les strates pliss�es peuvent se manifester de fa�on tr�s variable � la surface, tout d�pendant de la g�om�trie des plis. Les plis plongeant s'observeront facilement sur une photographie a�rienne ou sur une carte g�ologique lorsque le terrain est peu accident�.




Figure 8: Image satellitaire de plis des Appalaches, Harrisburg, Pennsylvanie.


Par contre, si le relief de la r�gion est tr�s accident�, le patron des strates pliss�es affleurant � la surface sera tr�s irr�gulier. L'interpr�tation d'un pli � partir d'une photo a�rienne ou d'une carte g�ologique sera donc plus difficile en terrain accident� qu'en terrain plat. Si le relief est important, on pourra reconna�tre un pli en construisant les contours structuraux d'une surface donn�e � diff�rentes �l�vations. L'�l�vation ou la cote des contours augmentera progressivement perpendiculairement � leur direction pour subitement se renverser et diminuer graduellement; ce qui indique que les contours structuraux construits traversent la charni�re d'un pli et que le pendage de la surface choisie change de direction. Tout comme pour la topographie (contours topographiques), les contours structuraux repr�sentent les lignes de contours d'une strate g�ologique donn�e. Les contours structuraux sont en fait des lignes de direction (par d�finition des lignes horizontales) trac�es � diff�rentes �l�vations. On peut construire des contours structuraux ou des lignes de direction en identifiant un contact entre deux strates et en reliant deux points o� ce contact affleure � la m�me �l�vation. Le contact identifi� sera � la m�me �l�vation partout sur cette ligne de direction. Pour un m�me contact, il est possible de tracer plusieurs contours structuraux � diff�rentes �l�vations qui seront toutes parall�les entre elles. Il suffit de construire au moins deux contours structuraux sur une m�me carte pour trouver la direction, le pendage et l'�paisseur d'une strate.

Terrains faillés
Les failles découpent et déplacent les couches géologiques ce qui se traduira par des discontinuités sur la carte géologique. Ces déplacements occasionneront une topographie irrégulière qui sera progressivement rétablie par l'effet de l'érosion. Par conséquent, les strates jeunes seront érodées plus rapidement au niveau des blocs surélevés. Après un certain temps, des strates jeunes et vieilles seront en contact au niveau de la surface aplanie. Par contre, si une faille porte une couche très résistante à l'affleurement, l'expression topographique résistera beaucoup plus longtemps à l'érosion. Lorsqu'une faille normale conforme recoupe les unités d'une séquence stratigraphique dans une région, il y aura une partie de la séquence qui sera dissimulée à la surface, tandis qu'une faille normale contraire ou une faille inverse conforme, quant à elle, occasionnera une répétition d'une partie de la séquence stratigraphique.

Pour une r�vision plus compl�te de ces notions, consultez les cours et laboratoires sur les Cartes g�ologiques et Les plis et les failles du cours de G�ologie Appliqu�e I de Dr M. Rocheleau, Universit� Laval.

slt;merci bien la documentation;et l'effort;c'est trs intéressant;je vous souhaite une bonne journée

mercii Mr pour l'article