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12.2 : Contraintes et déformations - Géosciences


Aperçu

Les roches changent au fur et à mesure qu'elles subissent stress, qui est juste une force appliquée à une zone donnée. Par exemple, imaginez le stress qui est créé à la fois au bout des chaussures à talons hauts et au bas des chaussures de sport. Dans la chaussure à talon haut, la zone est très petite, de sorte que le stress est concentré à cet endroit, tandis que le stress est plus réparti dans une chaussure de sport. Les roches sont mieux à même de gérer le stress qui n'est pas concentré en un point. Il existe trois principaux types de contraintes : la compression, la traction et le cisaillement. Lorsque forces de compression sont au travail, les rochers sont poussés ensemble. Forces de tension fonctionner lorsque les roches s'éloignent les unes des autres. Forces de cisaillement sont créés lorsque les roches se déplacent horizontalement les unes par rapport aux autres dans des directions opposées. Les roches peuvent résister davantage aux contraintes de compression qu'aux contraintes de tension (voir la figure 12.3).

L'application d'une contrainte crée une déformation de la roche, également appelée déformation. Comme les roches sont soumises à des contraintes et des déformations accrues, elles se comportent d'abord de manière élastique, ce qui signifie qu'elles retrouvent leur forme d'origine après déformation (figure 12.4). Ce comportement élastique se poursuit jusqu'à ce que les roches atteignent leur limite élastique (point X sur la figure 12.4), point auquel la déformation plastique commence. Les roches peuvent se plier en plis ou se comporter de manière cassante par fracturation (un comportement cassant peut être facilement envisagé si vous pensez à un marteau frappant du verre), mais peu importe, elles ne reprennent pas leur forme d'origine lorsque la contrainte est supprimée lors de la déformation plastique. . La déformation résultante de la contrainte appliquée dépend de nombreux facteurs, notamment le type de contrainte, le type de roche, la profondeur de la roche et les conditions de pression et de température, et la durée pendant laquelle la roche subit la contrainte. Les roches se comportent très différemment en profondeur qu'en surface. Les roches ont tendance à se déformer de manière plus plastique en profondeur et de manière plus fragile près de la surface de la Terre.


Stress et la fatigue

Compilé par Monica Bruckner au Science Education Resource Centre (SERC), Carleton College.

Comment les roches réagissent-elles au stress ? (plus d'infos) Ce didacticiel fait partie de la série d'enquêtes et de visualisations sur le site Web Exploring Earth, qui a été conçu pour accompagner « Earth Science », un manuel de lycée. Ce didacticiel sur les contraintes couvre la déformation fragile et ductile, les simulations de contraintes et les structures géologiques. Des animations très claires et des photographies de terrain illustrent ce tutoriel. Les élèves peuvent déplacer le curseur sur chaque photographie pour voir un aperçu de la structure géologique illustrée.

World Stress Map Project (plus d'infos) La World Stress Map (WSM) est l'une des bases de données géographiques fondamentales. Il est maintenu et étendu à l'Institut géophysique de l'Université de Karlsruhe en tant que projet de recherche "Weltkarte der tektonischen Spannungen" de l'Académie des sciences et des sciences humaines de Heidelberg. La base de données WSM contient des informations sur l'état de contrainte tectonique contemporain (par exemple, l'orientation et la magnitude) dans la croûte terrestre. Le WSM a été initialement compilé par un groupe dirigé par Mary Lou Zoback dans le cadre du Programme international de lithosphère (ILP). Les données de contrainte peuvent être téléchargées, visualisées à l'aide de cartes WSM ou utilisées pour générer des cartes personnalisées avec le logiciel de création de cartes WSM CASMO.

Visualiser la géologie structurale (plus d'informations) Ce site contient des visualisations pour l'analyse des contraintes et des déformations. Ces visualisations permettent à l'élève de créer et de visualiser des illustrations et des animations détaillées des mathématiques du stress et de la tension. Les sujets comprennent la contrainte lithostatique, le tenseur de contrainte, le cercle de Mohr de contrainte, le cisaillement pur et simple, les principales directions de déformation, les déformations incrémentielles par rapport aux déformations finies, les dépendances du chemin de déformation et les outils de calcul des divers paramètres de déformation. Le site propose également des questions de révision d'examen et plusieurs visualisations qui peuvent être utiles pour les cours en classe, telles qu'un problème en trois points, un creux apparent et des cercles de projection sur des stéréonets.

Bibliothèque d'animations de géologie structurale de Rod Holcombe (plus d'informations) Ce site présente plusieurs courtes animations de déformation de roches. Les animations sont regroupées par type, y compris les animations d'écoulement et de déformation, de zones de cisaillement et de pli de faille. Le site contient à la fois des GIF animés et des films QuickTime qui peuvent être visualisés directement avec un navigateur Web.


Contrainte de cisaillement, déformation et module

Les notions de contrainte de cisaillement et de déformation ne concernent que les objets ou matériaux solides. Les bâtiments et les plaques tectoniques sont des exemples d'objets qui peuvent être soumis à des contraintes de cisaillement. En général, ces concepts ne s'appliquent pas aux fluides.

La déformation de cisaillement se produit lorsque deux forces antiparallèles d'amplitude égale sont appliquées tangentiellement aux surfaces opposées d'un objet solide, ne provoquant aucune déformation dans la direction transversale à la ligne de force, comme dans l'exemple typique de contrainte de cisaillement illustré à la figure (PageIndex< 3>). La déformation par cisaillement est caractérisée par un décalage progressif (Delta)x des couches dans la direction tangente aux forces agissantes. Cette gradation dans (Delta)x se produit dans la direction transversale sur une certaine distance L0. La déformation de cisaillement est définie par le rapport du plus grand déplacement (Delta)x à la distance transversale L0

La contrainte de cisaillement est causée par la contrainte de cisaillement. La contrainte de cisaillement est due aux forces qui agissent parallèle à la surface. On utilise le symbole F(parallèle) pour de telles forces. La grandeur F(parallèle) par surface A où la force de cisaillement est appliquée est la mesure de la contrainte de cisaillement

Le module de cisaillement est la constante de proportionnalité dans l'équation ef <12.33> et est défini par le rapport contrainte/déformation. Le module de cisaillement est communément noté (S) :

Figure (PageIndex<3>) : Un objet soumis à une contrainte de cisaillement : Deux forces antiparallèles de même amplitude sont appliquées tangentiellement aux surfaces parallèles opposées de l'objet. Le contour en pointillés représente la déformation résultante. Il n'y a pas de changement dans la direction transversale aux forces agissantes et la longueur transversale L0 n'est pas affecté. La déformation par cisaillement est caractérisée par un décalage progressif (Delta)x des couches dans la direction tangente aux efforts.

Exemple (PageIndex<2>) : une vieille étagère

Une personne de nettoyage essaie de déplacer une vieille bibliothèque lourde sur un sol recouvert de moquette en poussant tangentiellement sur la surface de l'étagère la plus haute. Cependant, le seul effet notable de cet effort est similaire à celui de la figure (PageIndex<2>), et il disparaît lorsque la personne arrête de pousser. La bibliothèque mesure 180,0 cm de haut et 90,0 cm de large avec quatre étagères de 30,0 cm de profondeur, toutes partiellement chargées de livres. Le poids total de la bibliothèque et des livres est de 600,0 N. Si la personne donne à la tablette supérieure une poussée de 50,0 N qui déplace la tablette supérieure horizontalement de 15,0 cm par rapport à la tablette inférieure immobile, trouvez le module de cisaillement de la bibliothèque.

Les seules informations pertinentes sont les dimensions physiques de la bibliothèque, la valeur de la force tangentielle et le déplacement que cette force provoque. On identifie F(parallèle) = 50,0 N, (Delta)x = 15,0 cm, L0 = 180,0 cm, et A = (30,0 cm)(90,0 cm) = 2700,0 cm 2 , et nous utilisons l'équation ef <12,43> pour calculer le module de cisaillement.

En substituant des nombres dans les équations, nous obtenons pour le module de cisaillement

Nous pouvons également trouver la contrainte de cisaillement et la déformation, respectivement :

Importance

Si la personne dans cet exemple donne une poussée saine à l'étagère, il peut arriver que le cisaillement induit l'effondre en un tas d'ordures. Le même mécanisme de cisaillement est à peu près responsable des ruptures des barrages et des digues en terre et, en général, des glissements de terrain.

Expliquez pourquoi les concepts de module de Young et de module de cisaillement ne s'appliquent pas aux fluides.


84 12.2 Pliage

Lorsqu'un corps de roche, en particulier de roche sédimentaire, est comprimé sur les côtés par des forces tectoniques, il est susceptible de se fracturer et/ou de se fissurer s'il est froid et cassant, ou de se plier s'il est suffisamment chaud pour se comporter de manière plastique. .

La nomenclature et la géométrie des plis sont résumées sur la figure 12.5. Un pli vers le haut est appelé un anticlinal, tandis qu'un pli descendant est appelé un synclinal. Dans de nombreuses régions, il est courant de trouver une série d'anticlinaux et de synclinaux (comme dans la figure 12.5), bien que certaines séquences de roches soient pliées en un seul anticlinal ou synclinal. Un plan tracé à travers la crête d'un pli dans une série de lits est appelé le plan axial du pli. Les lits en pente de part et d'autre d'un plan axial sont membres. Un anticlinal ou un synclinal est décrit comme symétrique si les angles entre chacun des membres et le plan axial sont généralement similaires, et asymétrique s'ils ne le sont pas. Si le plan axial est suffisamment incliné pour que les lits d'un côté aient été inclinés au-delà de la verticale, le pli est connu comme un renversé anticlinal ou synclinal.

Figure 12.5 Exemples de différents types de plis et nomenclature de plis. Les plans axiaux ne sont représentés que pour les anticlinaux, mais les synclinaux ont également des plans axiaux. [SE]

Un pli très serré, dans lequel les membres sont parallèles ou presque parallèles les uns aux autres est appelé un isoclinal plier (Illustration 12.6). Les plis isoclinaux qui ont été renversés dans la mesure où leurs membres sont presque horizontaux sont appelés plis couchés.

Figure 12.6 Un pli couché isoclinal [SE]

Les plis peuvent être de n'importe quelle taille, et il est très courant d'avoir des plis plus petits dans des plis plus grands (Figure 12.7). Les grands plis peuvent avoir des longueurs d'onde de plusieurs dizaines de kilomètres, et les très petits peuvent n'être visibles qu'au microscope. Les anticlinaux ne sont pas nécessairement, ni même typiquement, exprimés sous forme de crêtes dans le terrain, ni les synclinaux sous forme de vallées. Les roches plissées sont érodées comme toutes les autres roches et la topographie qui en résulte est généralement contrôlée principalement par la résistance des différentes couches à l'érosion (Figure 12.8).

Figure 12.7 Calcaire plissé (gris) et chert (couleur rouille) dans les roches triasiques de la Formation de Quatsino sur l'île Quadra, en Colombie-Britannique. L'image mesure environ 1 m de diamètre. [SE]

Figure 12.8 Exemple de topographie dans une zone de roches plissées qui a été érodée. Dans ce cas, les roches vertes et grises sont les plus résistantes à l'érosion et sont représentées par des collines. [SE]

Des exercices

Exercice 12.1 Style de pliage

Cette photographie montre un pliage dans la même zone des Rocheuses que la figure 12.1. Décrivez les types de plis en utilisant les termes appropriés ci-dessus (symétrique, asymétrique, isoclinal, renversé, couché, etc.). Vous trouverez peut-être utile de commencer par esquisser dans les plans axiaux.


12.1 Stress et tension

Les roches sont soumises à stress — liés principalement à la tectonique des plaques mais aussi au poids des roches sus-jacentes — et leur réponse à cette contrainte est souche (déformation). Dans les régions proches de la convergence des plaques, la contrainte est généralement compressive - les roches sont comprimées. Là où les plaques divergent, la contrainte est importante - les roches sont déchirées. Aux limites des plaques transformées, là où les plaques se déplacent côte à côte, il y a contrainte de cisaillement— ce qui signifie qu'il y a des forces dans des directions opposées parallèles à un plan. Les roches ont des réponses de contrainte très variables en raison de leurs compositions et propriétés physiques différentes, et parce que la température est un facteur important et que les températures des roches dans la croûte peuvent varier considérablement.

Nous pouvons décrire la contrainte appliquée à une roche en la décomposant en trois dimensions, toutes perpendiculaires les unes aux autres (figure 12.2). Si la roche n'est soumise qu'à la pression de l'enfouissement, les contraintes dans les trois directions seront probablement les mêmes. S'il est soumis à la fois à des forces d'enfouissement et à des forces tectoniques, les pressions seront différentes dans des directions différentes.

Figure 12.2 Représentation de la contrainte appliquée aux roches dans la croûte. Le stress peut être décomposé en trois composantes. En supposant que nous regardions vers le bas dans ce cas, les flèches vertes représentent le stress nord-sud, les flèches rouges représentent le stress est-ouest et les flèches bleues (celle en dessous n'est pas visible) représentent le stress haut-bas. Sur la gauche, toutes les composantes de contrainte sont les mêmes. A droite, la contrainte nord-sud est la plus faible et la contrainte haut-bas est la plus élevée. [SE]

La roche peut réagir aux contraintes de trois manières : elle peut se déformer élastiquement, elle peut se déformer plastiquement et elle peut se casser ou se fracturer. La contrainte élastique est réversible si la contrainte est supprimée, la roche reprendra sa forme d'origine, tout comme un élastique qui est étiré et relâché. La déformation plastique n'est pas réversible. Comme déjà noté, différentes roches à différentes températures se comporteront de différentes manières face au stress. Des températures plus élevées conduisent à un comportement plus plastique. Certaines roches ou sédiments sont également plus plastiques lorsqu'ils sont humides. Un autre facteur est la vitesse à laquelle la contrainte est appliquée. Si la contrainte est appliquée rapidement (par exemple, à cause d'un impact extraterrestre ou d'un tremblement de terre), il y aura une tendance accrue à la fracture de la roche. Certains types différents de réponse de contrainte sont illustrés à la figure 12.3.

Figure 12.3 Les différents types de réponse des matériaux géologiques aux contraintes. Les parties droites en pointillés sont des déformations élastiques et les parties incurvées sont des déformations plastiques. Dans chaque cas, le X marque l'endroit où le matériau se fracture. A, le matériau le plus résistant, se déforme relativement peu et se casse à un niveau de contrainte élevé. B, solide mais cassant, ne montre aucune déformation plastique et se casse après relativement peu de déformation élastique. C, le plus déformable, ne se rompt qu'après des déformations élastiques et plastiques importantes. Les trois diagrammes de déformation à droite montrent A et C avant rupture et B après rupture. [SE]

Les résultats de la mise sous contrainte de la roche sont très variables, mais ils comprennent la fracturation, l'inclinaison et le pliage, l'étirement et la compression, et la formation de failles. Une fracture est une simple cassure qui n'implique pas de mouvement important de la roche de part et d'autre. La fracturation est particulièrement fréquente dans la roche volcanique, qui rétrécit en refroidissant. Les colonnes de basalte de la figure 12.4a sont un bon exemple de fracture. Les lits sont parfois inclinés par les forces tectoniques, comme le montre la figure 12.4b, ou pliés comme le montre la figure 12.1.

Figure 12.4 Structures rocheuses causées par divers types de déformation dans les roches qui ont été soumises à des contraintes [toutes par SE]

Lorsqu'un corps de roche est comprimé dans une direction, il est généralement étendu (ou étiré) dans une autre. Il s'agit d'un concept important car certaines structures géologiques ne se forment que sous compression, tandis que d'autres ne se forment que sous tension. La majeure partie de la roche de la figure 12.4c est du calcaire, qui se déforme relativement facilement lorsqu'il est chauffé. La roche sombre est du chert, qui reste cassant. Au fur et à mesure que le calcaire s'étirait (parallèlement au manche du marteau), le chert cassant était forcé de se briser en fragments pour s'adapter au changement de forme du corps de roche. Une faille est une limite rocheuse le long de laquelle les roches de chaque côté ont été déplacées les unes par rapport aux autres (figure 12.4d).


Relier les analogues à la vraie Terre

Nous utilisons souvent des analogies et des matériaux analogues (Silly Putty, sable, blocs de bois, etc.) pour illustrer les concepts de contrainte, de déformation et de déformation des roches. Cependant, les élèves ont parfois du mal à relier ces matériaux et leurs comportements à la Terre et à de vraies roches. Pour ces étudiants, il peut être utile de discuter des taux et des magnitudes de déformation de la Terre et des différences entre les roches et les matériaux analogues. Par exemple, les roches aux limites des plaques subissent souvent quelques centimètres de déformation en un an, mais les forces exercées sur elles sont suffisantes pour déplacer les continents. La taille et la lenteur de ces processus sont un concept important à communiquer, même s'ils sont à une échelle presque impossible à appréhender. Je dis parfois aux étudiants que leurs ongles poussent à peu près au même rythme que les plaques se déplacent, pour les aider à surmonter cette difficulté.


La relation entre le stress et la tension.


Nous avons vu que le processus de déformation peut être défini en termes de contrainte et de déformation. La relation entre ceux-ci est assez basique, "la contrainte est une distorsion résultant de la contrainte appliquée" (Chapman 1995). En d'autres termes, la contrainte ( δ 1, δ 2, δ 3) est la force agissant sur un point (ou un plan) avant ou pendant la déformation. Strain ( λ 1, λ 2, λ 3) est la distorsion elle-même.

Le chemin de déformation, la paléocontrainte ou l'historique de déformation peuvent donc parfois être extrapolés en regardant le produit final. L'ellipsoïde de contrainte finie (FSE) comme expliqué précédemment est un modèle graphique 3D de ce produit final. L'étude de la FSE ou de l'analyse des déformations finies (FSA) examine des éléments tels que la contrainte, la déformation, le régime de déformation, la déformation incrémentale et la cinématique. Des caractéristiques physiques réelles sont utilisées pour explorer ces idées, et la distorsion avec le temps est examinée.

Tous les modèles théoriques discutés jusqu'ici ont l'état non déformé représenté comme une sphère parfaite avec toutes les contraintes étant égales. C'est en fait impossible à trouver dans la nature, mais quelques caractéristiques s'en rapprochent. Les ooides dans le calcaire, les pierres de conglomérat (rivière usée), les vésicules et les amygdales dans les coulées de basalte et les zones de réduction dans les schistes sont tous des exemples de caractéristiques naturelles qui se rapprochent d'une sphère (van Pluijn). Les conditions de dépôt doivent être prises en compte et tout processus pouvant déformer la sphère autre que les contraintes et les déformations. Fondamentalement, tout ce qui a une forme connue avant la déformation peut être utilisé tant qu'il est homogène avec sa masse de base, ce qui signifie qu'ils ont les mêmes densités approximatives et la même résistance interne. Les fragments de grenat dans les schistes de mica ne le sont pas. Ils ont tendance à se dissocier et à se reminéraliser sous la pression et à former des ombres ou des fenêtres de pression, ils ne se déforment pas de manière homogène en eux-mêmes.
Celles-ci sont alors sous forme de cisaillement pur pincées en sections de chaque côté du clast et sont symétriques. Si le clast tourne pendant ou après la création de l'ombre de pression, les bords pincés se courbent en donnant une forme asymétrique.


L'analyse de paléocontrainte utilise la relation entre la contrainte et la déformation pour examiner l'historique de la déformation. Il s'agit par exemple d'un bloc en compression. A partir des caractéristiques de déformation présentes, les joints styolitiques verticaux, les fractures d'extension horizontales et les caractéristiques en echèlon une certaine idée de la contrainte agissant sur l'unité peut être déduite. Les caractéristiques en echèlon peuvent être une indication d'une tension incrémentielle au fur et à mesure que de nouvelles s'ouvrent en raison de la tension au fil du temps.

Cisaillement pur et simple dans la nature.

Comme indiqué précédemment, le cisaillement général est le plus souvent observé, le cisaillement pur ou simple étant le régime dominant.

Les images ci-dessous montrent, à gauche, un régime dominant de cisaillement simple, et à droite, un cisaillement pur dominant. Notez l'asymétrie à gauche et la symétrie à droite.



Déformation incrémentale et analyse cinématique.

L'ISE et l'analyse de contrainte incrémentielle (ISA) qui peuvent être effectuées à partir de cela sont inextricablement liées au régime de contrainte, car la contrainte incrémentielle est le changement de contrainte dans le temps.
ISA est essentiellement la relation entre l'axe de contrainte et l'axe de déformation, et les deux axes doivent être parallèles pour faire une comparaison. Le cisaillement pur, qui ne tourne pas avec le temps, peut être analysé. Le cisaillement simple ne peut pas être analysé, car alors que l'axe des contraintes reste constant dans le temps, l'axe des déformations tourne. Cette rotation donne la cinématique de la déformation également connue sous le nom de vorticité interne qui est mesurée par son degré de non-coaxialité ou le degré qu'elle a dévié de la relation parallèle d'origine entre ┉// λ 3, δ 3 // λ 1 et δ 2// λ 2.

Donc Tourbillon interne = Wk (nombre de tourbillon cinématique) et α = degré de déviation.

La perturbation des contraintes est un terme utilisé pour décrire le comportement d'un champ de contraintes une fois qu'il perd son homogénéité.


logiquement, si une contrainte suffisante est exercée sur une zone, une déformation s'ensuit, provoquant des fractures d'extension (un réseau de celles-ci est appelé en echèlon) avec un cisaillement simple dominant. Si la force de contrainte/déformation dépasse la résistance mécanique d'une zone, une discontinuité/instabilité mécanique se produira, communément appelée défauts. *** cette illustration montre un de ces scénarios où une fracture d'extension avec un cisaillement simple dominant a été disséquée et séparée par une fracture/faute de transformation. Ceci a pour effet d'isoler mécaniquement le total en deux sections homogènes (isotropes) de part et d'autre de la rupture. Ces deux tronçons continuent de tourner sous les contraintes ┉ et ┋, qui ont déformé la fracture en extension. Mais comme ils sont maintenant séparés, la section inférieure droite continuera dans le sens des aiguilles d'une montre et la partie supérieure gauche dans le sens inverse des aiguilles d'une montre.


Voir la vidéo: les déformations tectoniques cassantes: les failles (Octobre 2021).