Figure 1: Carte de déformation simplifiée démontrant la dominance des mécanismes de déformation pour des conditions physiques générales.

Il va sans dire que même si les conditions sont favorables au développement d'un mécanisme de déformation en particulier, d'autres mécanismes pourront aussi intervenir pour accommoder une partie de la déformation sans toutefois être le mécanisme dominant.

L'empilement régulier et périodique d'un réseau cristallin n'est jamais parfait et des défauts peuvent être introduit lors de la cristallisation ou de la déformation. Ces défauts, qu'ils soient ponctuels, linéaires ou planaires, joueront un rôle important dans la mise en oeuvre des mécanismes de déformation. Par exemple, les lacunes du réseau cristallin seront indispensables pour la migration des atomes dans la diffusion en volume. Un glissement parallèlement à un plan préférentiel du réseau cristallin ne peut s'opérer que par la propagation de boucles de dislocation.

Les notions de base concernant les réseaux cristallins et les défauts ont été assimilées dans le cours de GLG-10334 Matériaux de l'écorce terrestre.

Pour une révision, téléchargez une version abrégée des Notes du cours GLG-10334 Matériaux de l'écorce terrestre de J. Duschesne.

La déformation d'une roche s'opère à l'échelle du réseau cristallin. Lorsqu'un réseau cristallin idéal, i.e. sans défaut cristallin, est soumis à un état de contrainte en tension, il se déformera d'abord suivant un comportement élastique. Il y aura donc une modification non permanente de l'arrangement du réseau cristallin soit par extension ou contraction, c'est à dire que la distance séparant les atomes du réseau cristallin augmentera ou diminuera (figure 2A). Si l'état de contrainte auquel est soumis le minéral augmente, il se produira une rupture définitive du réseau cristallin (figure 2B). Par contre, pour des conditions de pression et de température plus élévées que celles d'une condition ambiante, le réseau cristallin se déformera par distortion de façon permanente suivant un comportement plastique. Pour un état de contrainte en cisaillement, il se produira d'abord une déformation en cisaillement simple non permanente du réseau cristallin suivant un comportement élastique (figure 2C). Une augmentation des contraintes occasionnera le glissement ductile le long des plans cristallographiques favorables suivant un comportement plastique (figure 2D), le fluage plastique. Il y aura alors distortion permanente du réseau cristallin.

Figure 2: Déformation fragile et ductile d'un minéral idéal. A) Déformation en extension par distortion du réseau cristallin, B) Déformation fragile par rupture du réseau cristallin, C) Déformation en cisaillement simple du réseau cristallin, D) Déformation ductile par glissement le long de plans cristallographiques favorables.

Lors du glissement ductile à basse température, les boucles de dislocation engagées sur les plans de glissement tendent à se bloquer sur des obstacles divers. De ce fait, les atomes interstitiels peuvent nuire à la plasticité d'un cristal en bloquant la propagation d'une ou plusieurs dislocations. Le minéral ou la roche subira alors un durcissement (figure 3). Pour poursuivre la déformation on devra augmenter la contrainte différentielle, ce qui aura pour effet d'introduire de nouvelles dislocations dans le réseau et de permettre à certaines d'entre elles de franchir les obstacles (phénomène qu'on appelle la montée des dislocations).

Lors du glissement ductile à haute température, l'encombrement du réseau cristallin est réduit grâce aux phénomènes de recristallisation dynamique et de restauration. La restauration est un mécanisme favorisant l'adoucissement du matériau en éliminant les défauts cristallins et par le fait même en dissipant l'énergie mécanique emmagasinée dans le réseau. La restauration permet d'éliminer les défauts soit par la montée des dislocations ou par l'annihilation de dislocations de signe opposé, tandis que la recristallisation dynamique permet l'organisation des dislocations en parois, phénomène aboutissant à la subdivision du réseau cristallin en sous grains, i.e. la polygonisation.

Ces mécanismes se caractérisent par le développement de fractures ou microfractures et dans certains cas, glissement sur ces plans de fractures. Il y a donc rupture et perte de cohésion de la roche le long d'un ou plusieurs plans et apparition de fragments anguleux de taille différente.

Lorsque soumis à des contraintes externes, un cristal peut se déformer soit par glissement le long de plans préférentiels, c'est la déformation plastique sensu stricto, soit par diffusion orientée d'atomes au sein du réseau cristallin ou le long des faces, soit par dissolution et cristallisation directe d'une nouvelle phase minérale au détriment d'une phase plus ancienne, c'est la cristallisation syntectonique.

Les mécanismes qui opèrent à basse température sont le glissement, le maclage et le pliage. Un matériau doit posséder cinq systèmes de glissement indépendants pour qu'il puisse se déformer de façon homogène et cohérente. Or les principaux minéraux possèdent moins de cinq systèmes de glissement. À basse température, le maclage, le pliage et le clivage doivent donc assister le glissement des dislocations pour assurer une déformation plastique homogène d'un corps rocheux.

Ces mécanismes se caractérisent par la réorganisation et le pliage du réseau cristallin suite à une déformation cisaillante. Il n'y a donc pas de rupture fragile du réseau (figure 4). Ces mécanismes assurent une transformation du réseau cristallin beaucoup plus rapide que la propagation des dislocations. Ils requièrent des contraintes plus élevées que celles reliées au glissement à haute température.

Figure 4: Représentation schématique d'un réorganisation du réseau cristallin suite au développement d'une macle de déformation.

Le maclage n'accommode qu'une faible quantité de la déformation et opère le long de certaines directions cristallographiques. Les macles de déformation se développent dans certains minéraux, comme par exemple le plagioclase (figure 5), la calcite (voir figure 7.14 du Répertoire des photos du module 4) et la biotite.

Figure 5: Qtz et fds-K recristallisés dynamiquement. Notez la présence de macles de déformation dans le grains de fds-K. Le quartz présente une texture polygonale (Passchier et Trouw (1995) figure 3.23).

Figure 6: Dissolution. La migration des atomes (soulignée par les flèches) se fait via un film fluide fixe ou mobile à partir des surfaces à contrainte compressive élevée vers les surfaces à contrainte compressive faible.

À haute température, un équilibre dynamique tend à s'établir entre le durcissement et la restauration et l'encombrement du réseau sera réduit grâce au phénomène de recristallisation dynamique. La densité des dislocations se stabilise et on assiste au fluage stationnaire qui procédera par le glissement et la montée des dislocations sur certains plans préférentiels à l'intérieur du réseau cristallin. Il se produira alors une modification de la forme et la taille du réseau cristallin, qui procédera soit par:

(1) la rotation-recrystallisation qui mène à la polygonisation (le quartz de la figure 7). Le réseau cristallin sera subdivisé en sous-grains (figure 7) par l'organisation des dislocations en parois, ou par

(2) la recristallisation par migration des joints de grain (figure 8).

Figure 7: Sous-grains dans du Qtz (Passchier et Trouw (1995) figure 3.19).

Figure 8: Forme irrégulière des grains de quartz recristallisés et excroissance de joints de grains (Passchier et Trouw (1995) figure 3.20).

À très haute température, le fluage plastique peut être assuré partiellement par diffusion. La diffusion en volume (fluage Nabarro-Herring) opère sous l'effet d'une contrainte compressive appliquée sur une surface donnée. Ce mécanisme procède par migration d'atomes, de lacunes en lacunes, à l'intérieur du réseau cristallin (figure 9). Le bilan correspond à une perte sélective de matériel sur les surfaces dont la contrainte compressive est élevée compensée par un gain au niveau des surfaces à contrainte compressive faible (figure 5).

Figure 9: Diffusion par volume (fluage Nabarro-Herring). La migration des atomes se fait à partir des surfaces à contrainte compressive élevée vers les surfaces à contrainte compressive faible.

La diffusion en surface (fluage Cobble), qui opère à des températures un peu moins élevées (figure 2), procède par migration d'atomes aux joints de grains. Tout comme pour la diffusion en volume, ce mécanisme la migration d'atomes se fait via des lacunes à partir de surfaces dont la contrainte compressive est élevée vers des surfaces à contrainte compressive faible. Cependant, la distance de migration est plus longue puisqu'elle se fait en surface et non pas à l'intérieur du réseau cristallin. Conséquemment, ce type de diffusion procède plus rapidement ce qui en fait un mécanisme plus efficace.

La superplasticité est un mécanisme particulier qui opère dans certaines mylonites. Ce processus implique un fluage par glissement aux joints de grain combiné à de la diffusion en surface pour effacer les obstacles au glissement et assurer la cohésion entre les grains.

Lorsque nous regardons une roche déformée sous un microscope, nous observons des textures et des patrons géométriques qui s’agencent ensembles pour former des linéations, des foliations et des indicateurs cinématiques. L’interprétation cinématique et dynamique plus poussée de ces agencements, basée sur les résultats d’expériences en laboratoire sur la déformation des roches, nous permettent d’associer un ensemble de microstructures à différents mécanismes de la déformation ayant opérés à un moment donné dans la roche déformée. Par contre, il est important de réaliser que les microstructures que l’on observe sont les produits finaux d’une évolution structurale souvent très complexe et qu’il n’est pas évident de reconstruire cette évolution à partir de l’interprétation des microstructures. Plusieurs microstructures peuvent traduire la mise en oeuvre d’un même mécanisme de déformation et différents mécanismes peuvent parfois occasionner une même microstructure.

Il n'y a pas qu'un type de microstructure pour chacun des types de mécanisme de déformation. C'est plutôt la combinaison de plusieurs critères qui nous permettra de déduire le ou les mécanismes ayant agit sur la roche déformée. N'oubliez pas que l'échantillon déformé que vous observez est le résultat de conditions physiques en constante évolution au cours de la déformation progressive et que plusieurs mécanismes de déformation ont pu agir ensembles. Voici quelques microstructures qui vous permettront d'identifier les différents types de mécanismes de déformation:

Fracturation, cataclase et glissement par friction

Maclage et pliage

Dissolution

Fluage par diffusion

Fluage par dislocation

Figure 10: Lamelles de déformation dans du Qtz (du coin supérieur gauche au coin inférieur droit) recoupées par des bandes de grains de quartz néoformés, recristallisés dynamiquement (Passchier et Trouw (1995) figure 3.19).

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