La collision continentale

Déformation homogène
Déformation hétérogène
γ = tg tgϕ
Profils rhéologiques et discontinuités crustales.
ϕ
axe X
α direction du
cisaillement
axe Z
γ = 2 cotg 22α
X/Z = 1+γ2 1+
5. - Principe du cisaillement simple (déformation homogène) et d’un cisaillement hétérogène
Les variations de comportement rhéologique d’une lithosphère peuvent être représentées
par un diagramme donnant les variations du déviateur des contraintes (paramètre [σ 1 - σ 3] ]/2)
en fonction de la profondeur (z). La grandeur (σ 1 - σ 3 )/2 traduit la « déformabilité » des
roches, (en anglais « strength »). σ 1 est la contrainte principale maximale s’exerçant sur les
matériaux, σ 3 est la contrainte principale minimale, (σ 1 - σ 3 )/2 exprime donc la contrainte
nécessaire à la déformation des roches. L’allure de ces courbes, appelées courbes rhéologiques
(fig. 6), dépend de la roche considérée et plus précisément des propriétés physiques
des minéraux constitutifs et du géotherme, c’est-à-dire des variations de température avec la
profondeur T = f(z). Pour établir ce graphique il faut donc connaître la nature et la proportion
relative des minéraux constitutifs des roches le long du profil. En première approximation, on
considère que la rhéologie de la croûte continentale est contrôlée par le quartz et celle du
manteau est contrôlée par l’olivine car ce sont les minéraux prédominants dans ces enveloppes.
De 0 à 15 km de profondeur, la relation entre la profondeur (z) et (σ 1 - σ 3 )/2 est du
type P = ρgz (avec ρ : densité, g accélération de la pesanteur). C’est la loi de Bayerlee qui traduit
le fait que la croûte se déforme de façon cassante et que la température intervient peu. A
Biologie Géologie n° 4-2004 741