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Institut Teng Tuuma Géosciences de Ouagadougou Licence Professionnel en Génie Minier Option: Exploration Géologique COURS DE GEOLOGIE STRUCTURALE 2ieme Année Licence KAFANDO ABOUDOU 71-04-02-31/ 66-72-32-06 abdo...

Institut Teng Tuuma Géosciences de Ouagadougou Licence Professionnel en Génie Minier Option: Exploration Géologique COURS DE GEOLOGIE STRUCTURALE 2ieme Année Licence KAFANDO ABOUDOU 71-04-02-31/ 66-72-32-06 abdoukafm@gmail,com Année Académique 2023-2024  Chapitre I – GENERALITES introduction I- But de la Géologie structurale II Domaines d’application III – Notion d’échelle IV - Tectonique globale Chapitre II – COMPORTEMENT RHEOLOGIQUE DES ROCHES I – Rappels de Mécanique 1 – Notion de force 2 – Notion de forces intérieures et de forces extérieures 3 – Notion de pression 4 – Principes de mécaniques II – La déformation des roches naturelles 1 – Les mécanismes élémentaires 2 – Les contraintes 3 – Déformation des roches  Chapitre III – LES STRUCTURES TECTONIQUES I – La tectonique cassante: fractures 1 – Les failles ou « Faults » 2 – les microstructures cassantes (Les fentes, Les joints stylolitiques,Les diaclases) 3- Les fractures et les contraintes II – tectonique souple 1- les plis – La définition d’un pli -- Les éléments géométriques d'un pli – Les différents types de plis 2 - Les microstructures souples : Schistosités et linéations a – Les différents types de schistosités b – Les linéations c- Les relations entre linéations et plis III- Niveau structurale Chapitre IV : Les principales étapes de l’étude structurale 1- L'analyse géométrique 2- L'analyse cinématique 3- L'analyse dynamique  introduction La tectonique ou géologie structurale, est une discipline des Sciences de la Terre qui étudie les structures, les déformations et les mouvements qui affectent les terrains géologiques ainsi que les mécanismes qui en sont responsables. 1-Structure : Les roches déformées sont organisées en « structures » (les plis, les failles, sont des structures tectoniques). 2-Déformation : les couches perdent leur structure originelle, généralement, horizontales. 3-Mouvements tectoniques : ensemble des déformations que subit l'écorce terrestre sous l'effet des forces géologiques, ou contraintes. 4-Mécanismes : phénomènes qui sont à l’origine de ces déformations et qui trouvent leur explication dans le mouvement des plaques lithosphériques (tectonique des plaques). Géologie structurale = étude des déformations subies par les roches. La géologie structurale étudie l’architecture des roches. Elle s’intéresse à la disposition actuelle des roches ou de textures selon l’échelle d’observation. Tectonique = étude de l’histoire des mouvements qui ont forme une région. Tectonique :C’est l’ensemble des déformations ayant affecté des terrains géologiques postérieurement à leur formation (cassures, plis, schistosité, etc.). La tectonique peut être envisagée à différentes échelles : centimétrique (microtectonique), régionale (géologie structurale), mondiale (tectonique globale), Les roches déformées sont appelées tectonites. L’organisation due à la déformation des roches est qualifiée de structures. I - But de la Géologie structurale Le but de la géologie structurale est de reconstituer l’histoire des roches à partir de leur géométrie. La géologie structurale se propose d’étudier les formes de disposition des roches, en abordant sur l’aspect extérieur ou la géométrie des formes structurales. Cela permettra d’établir une classification des formes structurales d’après leurs caractéristiques morphologiques, La reconstitution de l’évolution tectonique ou tectogenèse est une interprétation par la recherche des modalités et des causes. C’est la reconstitution de l’histoire de la déformation. II- Domaines d’application de la géologie structurale ❑ Dans le secteur minier la géologie structurale intervient dans la prospection et l’exploitation des mines; dans l’exploration pétrolière. ❑ Dans la recherche de l’eau, la géologie structurale intervient dans le cadre de l’hydrogéologie ou recherche des eaux souterraines. Elle facilite la solution de problèmes hydrologiques, car la circulation des eaux souterraines est fonction de la disposition des roches ; ❑ Dans le génie civil, la géologie structurale intervient dans le cadre de la géotechnique (construction de barrages, de ponts et chaussées, bâtiments, etc. Elle facilite la prospection des ingénieurs qui doivent déterminer les conditions nécessaires à l’édification de bâtiments.  III- Notion d’échelle a) L’échelle des dimensions Trois niveaux peuvent être distingués dans le cadre d’une analyse des objets structuraux : - L’analyse microtectonique : elle est pratiquée à l’échelle de l’affleurement et de l’échantillon ; c’est l’étude des structures d’échelle mésoscopique à microscopique. Cette analyse renseigne sur les détails de la déformation, sans avoir besoin de connaitre le reste du contexte tectonique ou même géologique. - La tectonique classique : c’est l’étude des structures mégascopiques. Elle est pratiquée à l’échelle hectométrique à plurikilométrique. Elle est basée sur la levée des cartes géologiques et sur l’imagerie aéroportée. La géotectonique ou tectonique globale : elle est pratiquée à l’échelle du globe terrestre tout entier. C’est l’étude des grandes structures et des rapports entre elles. La géotectonique utilise les résultats acquis aux niveaux des autres échelles d’investigation mais en plus, elle fait appels aussi aux données d’observations satellitaires, aux données de géophysiques et les données pétrologiques (le volcanisme et le métamorphisme), etc… b- L’échelle des durées Il est délicat de reconstituer la vitesse, la durée ou le déroulement des phénomènes tectoniques. Cependant, de tous les temps, des concepts ont été émis pour expliquer le déroulement des déformations tectoniques.  IV – tectonique globale 1- La coupe schématique du Globe terrestre Une coupe du Globe terrestre montre qu’il est constitué de l’intérieur vers l’extérieur : - D’un noyau subdivisé en noyau central et en noyau périphérique - D’un manteau surmontant le noyau qui se subdivise en manteau supérieur et en manteau inférieur ou Mésosphère. Le manteau supérieur est composé de deux entités différentes par leurs comportements physiques. L’entité inférieur est appelé Asthénosphère ou Rhéosphère et a un comportement plastique alors que l’entité supérieur appelée toit du manteau ou plus précisément manteau lithosphérique est rigide. - Au dessus du manteau, on observe la croûte ou écorce terrestre dont la composition peut être basique (croûte océanique) ou acide (croûte continentale). L’ensemble manteau lithosphérique et la croûte terrestre constituent la lithosphère qui a un comportement rigide. La lithosphère n’est pas continue mais découpée en un certain nombre de provinces géographiques indépendantes que l’on appelle des plaques lithosphériques. L’asthénosphère par son comportement plastique, un peu pâteux est le siège des courants de convections à l’origine du mouvement des plaques lithosphériques. Ces différentes enveloppes sont séparées par trois discontinuités majeures : - La discontinuité de Mohorovičić (MOHO) (10 à 70km) entre l’écorce terrestre et le manteau. Cette discontinuité a été détectée pour la première fois en Croatie en 1909 par Andrija Mohorovičić, qui lui donna son nom. -la discontinuité de GUTEMBERG (2900 km) entre le manteau et le noyau. La discontinuité de Gutenberg représente une discontinuité dans la vitesse sismique qui délimite le noyau et le manteau. Elle se situe à environ 2 900 km de profondeur. Nommée d'après le sismologue Beno Gutenberg, elle est aussi parfois appelée « interface noyau-manteau ». -la discontinuité de LEHMAN (5000 km) entre le noyau périphérique et le noyau central ou graine. La Discontinuité de Lehmann, ainsi nommée d'après la sismologue danoise Inge Lehmann, désigne une discontinuité de la vélocité sismique à une profondeur d'environ 200 km dans le manteau supérieur , qui fait toujours l'objet de controverses. Elle est présente sous les continents, mais en général pas sous les océans. Coupe géologique du globe terrestre  2- La tectonique des plaques Trois grands types de plaques peuvent être distingués d’après leur structure et leur composition : - Les plaques océaniques dont la partie supérieure est constituée de la croûte océanique. C’est l’exemple de la plaque Pacifique. - Les plaques continentales dont la partie supérieure est constituée de la croûte continentale. C’est l’exemple de la plaque indienne. - Les plaques mixtes sont en partie continentales et océaniques. C’est l’exemple de la plaque Africaine. Aux frontières des plaques les mouvements observés (directement mesurés ou interprétés à partir de la géologie) indiquent trois types de déplacement : la convergence, la divergence et le décrochement. Les vitesses mesurées sont de l’ordre de 20cm à 1cm par an. Les principaux mouvements des plaques lithosphériques 3- les déformations tectoniques et les mouvements des plaques lithosphériques Les déformations de l’écorce terrestre et de la partie supérieure du manteau résultent du mouvement des grandes plaques lithosphériques à la surface du globe, - Là où les plaques s’écartent, divergent, leurs bordures sont soumises à une traction (ou tension), donc à des déformations en allongement, dites aussi en extension ; c’est ce qui se produit au niveau des rides médio-océaniques ou dans certaines régions continentales (les rifts). - Là où les plaques convergent, leurs bordures peuvent être soumises à une compression, donc à des déformations en raccourcissement ; c’est ce qui se produit le long des zones de collision et de certaines zones de subduction. - Là où les plaques glissent les unes par rapport aux autres, sans converger ni diverger, les déformations résultent de déplacements horizontaux (sans épaississement ni amincissement vertical) appelés coulissements ; c’est ce qui se produit le long des failles transformantes. Les principales plaques lithosphériques  4- Les différents mouvements des plaques 1- Les plaques convergentes : les limites de plaques s’affrontent créant ainsi un problème d’espace qui se résout soit par la subduction soit par la collision. La subduction est le passage d’une plaque sous une autre. La plaque qui s’enfonce est le plus souvent de type océanique car elle est généralement plus dense. La plaque en subduction s’enfonce dans le manteau suivant un angle variable. Le plan de subduction est le lieu de séismes profonds (300 - 700km) qui se disposent dans un plan appelé plan de WADATI-BENIOFF. La convergence de plaque entraîne l’épaississement crustal. La collision a lieu lorsque les plaques qui s’affrontent ont une densité voisine. Elle donne lieu à un raccourcissement régional produisant des déformations souples ou des ruptures fragiles suivant les niveaux structuraux : c’est l’orogénèse. La zone de contact entre les plaques s’appelle la suture. 2. Les plaques divergentes : il s’agit d’un mouvement d’éloignement de deux limites de plaque ; le mouvement peut être perpendiculaire ou oblique par rapport aux limites. Un vide est ainsi créé entre les deux plaques. C’est ce vide appelé ride dans les océans ou rift sur les continents qui va servir de conduit pour le magma provenant de l’asthénosphère. Ce magma va finir par s’épancher dans les fonds des océans ou former de petites intrusions. Cet apport de matière provenant de l’asthénosphère contribue à former une nouvelle lithosphère. La divergence des plaques entraîne l’amincissement crustal. 3. - Les plaques coulissantes : le décrochement d’une limite de plaques par rapport à sa voisine s’effectue avec frottement le long d’une faille verticale ou presque qui est le lieu d’importants séismes. Ce sont des failles transformantes. Schéma simplifié d’une faille transformante  Chapitre II : COMPORTEMENT RHEOLOGIQUE DES ROCHES I) Rappels de Mécanique 1) Notion de force la force est représenté par un vecteur noté F qui se caractérise par son intensité, sa direction, son sens et son point d’application. On distingue deux principaux types de forces : - Les forces concentrées qui agissent sur un point isolé : c’est l’exemple des forces de tractions centrées au crochet d’un attelage. - Les forces réparties s’exercent sur une surface ou sur un volume.. a) Les forces de surfaces Sur la terre, tous les corps matériels sont soumis de façon plus ou moins constante à des forces de volumes. Mais les forces de surfaces sont celles qui s’appliqueront sur un élément de surface relativement petit. Les forces de surfaces sont essentiellement des forces de pression. b) Les forces de volume Elles émanent des corps qui ont un certains volume. Les forces centrifuges (le poids et la poussé d’Archimède) sont des exemples de force de volume. 2) Notions de forces intérieures et de forces extérieures En géologie, on pourra toujours distinguer 2 types de forces qui agissent sur un corps : - Les forces intérieures qui peuvent être définies comme la force d’une partie du corps agissant sur une autre partie du corps. - Les forces extérieures sont celles qui provoquent une action sur le corps. 3) Notion de pression Dans l’écorce terrestre, on distingue 2 grands types de pressions : - Les pressions lithostatiques (charges géostatique) : ce sont des pressions uniaxiales liées essentiellement aux forces de gravité. En milieu fluide, elles sont isotropes et équivalent aux pressions hydrostatiques. (isotrope = sans orientation préférentielle, donc orienté dans tous les sens). En géologie on utilisera toutes les pressions c'est-à-dire la pression lithostatique pour les milieux ayant un comportement de solide et pression hydrostatique pour les milieux ayant un comportement de fluide. L’action des forces lithostatiques est constante et statique. Cette action conduit toujours à des variations de volume sans qu’il n’y ait variation de forme. - Les pressions orientées sont liées à des forces dynamiques et sont essentiellement anisotropes (anisotropes = avec orientation préférentielle, c'est-à-dire plusieurs éléments orientés suivant une même direction). Elles ont généralement une position quelconque par rapport à la surface sur laquelle elles s’exercent, si bien que chacune d’entre elles peut être décomposée en une composante normale et une composante tangentielle 4) Deux principes de mécaniques a) Le principe de la statique Pour qu’un corps reste au repos, il faut et il suffi que les forces extérieures agissant sur ce corps forment un système nul. b) Le principe de l’action et de la réaction Soient un corps A et un corps B accolés ; Pour que ces corps restent à l’équilibre, il faut et il suffit que la force exercée par A sur B (F+) soit égale et opposée à celle exercée par B sur A (F-). Remarque : ce principe est autant valable pour les forces intérieures que pour les forces extérieures. Principe de l’action et de la réaction  II) La déformation des roches Les roches et les ensembles rocheux présentent souvent des marques évidentes de déformation quelque soit l’échelle considérée. Ces déformations tirent leurs origines dans la tectonique globale ou géotectonique dont un exemple est la tectonique moderne des plaques. Ce sont des phénomènes qui obéissent aux lois et concept de la physique. Les mécanismes élémentaires de la déformation et la notion de contrainte constituent des notions de base nécessaires pour aborder l’étude de la déformation des roches. 1- Les mécanismes élémentaires de la déformation D’une façon générale, la transformation mécanique apparait comme un déplacement de la matière, c’est-à-dire un changement de la position spatiale des particules constituant le corps. Deux types de déplacement sont à retenir : la Translation et la Rotation. La déformation d’un corps matériel peut se produit sans que les relations entre les particules de ce corps ne changent : c’est la Déformation rigide. Lorsque les relations entre les particules changent, on a une Déformation Interne. Le déplacement d’un corps est repéré dans l’espace à l’aide d’un trièdre rectangle (O, X, Y, Z).  a- La déformation rigide Les relations mutuelles entre les particules d’un corps demeurent inchangées après la déformation. Exemple : Un cube se transforme en cube et une sphère se transforme en une sphère. Dans le cas de la Déformation Rigide on aura soit de la translation soit de la rotation. La déformation par translation Dans le cas de la translation chaque particule subit le même déplacement dans la même direction : c’est le cas des failles. La déformation par rotation Dans le cas de la rotation, l’ensemble des particules d’un corps tournent autour d’un centre ou d’un axe quelconque : c’est comme la rotation d’un morceau de bois dans l’eau ; ou des cristaux de pyrite dans les schistes. Déformation par translation Déformation par rotation Etat initial Etat initial Etat final Etat final  b- La déformation interne Les relations mutuelles entre les particules vont être changées. La déformation se fera donc à l’intérieur du corps. La Déformation Pure ou Cisaillement Pure (pure shear) Dans le cas d’une déformation pure ; l’aplatissement se fait perpendiculairement à (OX) dans le plan (ZOX) et l’étirement se fait dans le plan (YOX). Un cube devient un parallélépipède rectangle et la sphère devient un ellipsoïde. Le cercle devient une ellipse. Un angle droit reste un angle droit. La conservation des angles fait que l’on parle de transformation non rotationnelle. Déformation par cisaillement Pure Etat initial Etat final  Le Cisaillement Simple (simple shear) Dans le cas du cisaillement simple, le glissement se fait suivant une série de plans parallèles. Exemple : le jeu de carte. Le cube devient un parallélépipède losangique et la sphère devient un ellipsoïde. Cette transformation est dite rotationnelle. Les déformations naturelles sont souvent des superpositions plus ou moins complexes des transformations par cisaillement pur et cisaillement simple. Déformation par cisaillement simple Etat initial Etat final  c- Types de déformation a- Homogène ou hétérogène La déformation est dite homogène si des lignes initialement parallèles le restent après la déformation. On parle sinon de déformation hétérogène , ce qui est d’ailleurs le cas général dans la nature. b. Continue ou discontinue La déformation est continue si ses propriétés varient progressivement dans l’objet déforme (pli, par exemple) ; elle est discontinue sinon (faille). C- déformation coaxiale et déformation non coaxiale cisaillement pur (aplatissement-étirement sans rotation : déformation coaxiale) et cisaillement simple [cisaillement au sens le plus strict] (rotation : déformation non coaxiale)  d- L’ellipsoïde de déformation D’un point de vue descriptif, la déformation se caractérise donc par sa dimension géométrique que l’on peut étudier dans un repère orthonormé en trois dimensions (X, Y, Z), voire en deux dimensions (X, Z) ou (X, Y). On appelle ellipsoïde de déformation (en 3 D), ou ellipse de déformation (en 2 D – même si le terme ellipsoïde est aussi utilisé très souvent même en 2D) (figure 5) une représentation ellipsoïdale d’une déformation matérialisant les trois axes perpendiculaires affectés par la déformation. On peut ainsi définir : Un axe d’allongement maximal noté X Un axe de raccourcissement maximal noté Z (parfois Y par les Anglo-Saxons) Un axe intermédiaire noté Y (parfois Z par les Anglo-Saxons).  2- Notion de contrainte Lorsqu’un corps est soumis à des forces extérieures (pesanteur, compression etc.…), il se développe à l’intérieur de ce corps des forces internes tendant à l’équilibrer : on dit que ce corps est soumis à un état de contrainte. a- L’état de contrainte Soit un corps en équilibre sous l’action de forces extérieures. Si on considère que ce corps est limité par un plan P. En ce point M de ce plan s’exerce une force F qui est la contrainte en ce point. Cette contrainte peut se décomposer en deux vecteurs Les contraintes  Ơ va être la contrainte normale, c'est-à-dire perpendiculairement au plan et correspondre à une compression ou à une traction. Ʈ va être la contrainte tangentielle, c'est-à-dire parallèle au plan et correspondre à un cisaillement. b- Le Tenseur de contraintes Si l’on considère un cube unitaire contenant le point M. Sur ce cube on distingue trois plans principaux orthogonaux déterminés par les axes (OX), (OY) et (OZ). Sur chacune des faces agit une force pouvant être décomposée en une contrainte normale et deux contraintes tangentielles. (Schéma) L’état de contrainte de ce point peut être défini par neuf composantes : F3 ƠX ƮXY ƮXZ F2 = ƮYX ƠY ƮYZ F1 ƮZX ƮZY ƠZ On a ainsi le tenseur des contraintes  Les tenseurs de contraintes Si le corps est en équilibre les éléments symétriques sont égaux 2 à 2 : τXY = τYX τXZ= τZX τYZ= τZY Alors, 6 composantes seront suffisantes pour déterminer l’état de contrainte.. C- L’ellipsoïde des contraintes L’état de contrainte peut être représenté par un ellipsoïde des contraintes dont les 3 axes principaux correspondent aux 3 contraintes normales principales : σ1, σ2, σ3, tel que σ1≥σ2≥σ3. Les principaux types d’ellipsoïdes de contrainte Si σ1 = σ2 = σ3, l’ellipsoïde devient une sphère, cet état définit la pression hydrostatique qui s’exerce normalement à un corps avec la même intensité. On parle encore de pression isotrope.  Si deux des contraintes principales sont égales, l’ellipsoïde est de révolution et caractérise une pression axiale pouvant être de compression ou de traction suivant que l’axe principale est σ1 ou σ3 Ellipsoïde en cigare Ellipsoïde en galette Les contraintes, dans une région tectoniquement non stable, vont présenter des intensités inégales selon l’axe considéré. Le lieu géométrique de l’extrémité des vecteurs dessine un volume qualifié d’ellipsoïde des contraintes dont les axes perpendiculaires représentent : σ1, la contrainte maximale ; σ3, la contrainte minimale ; σ2, la contrainte intermédiaire.  III- les lois de comportement des roches 1-Les comportements idéaux Les corps élastiques Un corps qui se déforme sous l’effet d’une contrainte qui lui est appliquée et qui revient à son état initial quand cesse cette contrainte est dit élastique : on a une transformation réversible. La déformation est instantanée, proportionnellement à la force appliquée et disparait dès que celle-ci cesse d’agir. Exemple : le ressort, le caoutchouc. Les corps plastiques Un corps est dit plastique s’il se déforme au-delà d’une certaine valeur critique et qu’il conserve sa forme acquise (au cours de la déformation) même lorsque la contrainte cesse. La déformation ne se fait que si la force dépasse une certaine valeur critique ou limite de résistance. La transformation est irréversible au-delà de la valeur critique. Exemple : le ressort, bronze, tungstène. Les corps visqueux Un corps est dit visqueux s’il existe une relation entre sa vitesse de déformation et les contraintes appliquées. La vitesse de déformation est proportionnelle à la force appliquée. Dans le cas des corps visqueux, le coefficient de viscosité du corps est important. Exemple : l’amortisseur. Dans la nature, on peut retrouver des formes combinées de ces trois modèles simples. Ainsi on aura des corps élastico-plastiques, visco-élastiques, visco-plastiques, etc.… 2-Les différents types de comportement des roches Le lien entre contrainte (Ơ) et déformation (ɛ) n’est pas simple et il dépend de plusieurs facteurs. Il est caractérisé par les lois de comportement dont l’étude est du ressort de la Rhéologie. Lorsque l’on soumet expérimentalement une éprouvette de roche à un essai mécanique en compression à vitesse constante, on obtient dans un diagramme de déformation-contrainte (ơ, ɛ), une courbe dont l’allure d’ensemble est comparable pour de nombreux matériaux. a- Dans le cas du comportement élastique Une déformation faible implique que la contrainte est plus ou moins proportionnelle à la déformation. Si on lâche les contraintes (Ơ= 0) la déformation également s’annule. La déformation absorbée dans les roches est toujours faible : de 1 à 2%. Par définition cette partie n’est jamais observable dans les roches anciennes ou les contraintes ont cessé d’agir. b- Dans le cas du comportement plastique A partir d’un seuil (la limite d’élastiqué), la déformation augmente pour des contraintes plus ou moins constantes. Si en un point A du domaine plastique on fait cesser la contrainte la part de déformation élastique ɛE est restitués et il reste une déformation permanente ɛp. Si la contrainte reprend le graphe suit approximativement le trajet A’A et en A suit le trajet qu’il aurait pu suivre si la contrainte n’avait pas cessée. A devient le nouveau seuil de plasticité on dit qu’il y a durcissement du matériau. Si la déformation s’effectue à contrainte constante (Ơp) on dit qu’il y a fluage plastique à contrainte constante. c- Dans le cas de la rupture A partir d’un second seuil (seuil de rupture), les fractures se développent et fragmentent la roche. On arrête l’essai. Parce que la roche perd sa cohésion interne. Graphe contrainte – déformation d’un cylindre de roche en compression uniaxiale 3-Le comportement des corps réels Le comportement Rhéologique des roches dans la nature peut se ramener à une combinaison de trois types simples ; c’est-à-dire : Un comportement élastique, qui pour nous, n’a d’intérêt que pour les déformations actuelles (propagation des ondes sismiques, flexion élastique de la lithosphère) ; Un comportement fragile, ou il y a rupture des roches et déformation continue ; Un comportement ductile, où les roches se déforment de manière continue sans se rompre, ce qui correspond à un fluage très lent de la matière, imperceptible à l’échelle humaine, se manifestant par combinaison de comportement visqueux et plastique. 4-Notion de compétence La compétence d’une roche est sa capacité à rompre plutôt qu’à fluer lorsqu’elle est soumise à une contrainte donnée. On distinguera ainsi les roches « compétentes » (plutôt cassantes, mais demeurant non déformées ou avec un comportement élastique pour des contraintes élevées, soit une forte résistance à la contrainte) et les roches « incompétentes » (plutôt « fluantes »), pour des conditions mécaniques données. Le comportement des roches dépend de leur nature. Lorsque l’on a plusieurs couches de roches qui subissent les mêmes contraintes, on peut avoir : Des couches compétentes qui sont relativement rigides par rapport aux autres et Des couches incompétentes relativement ductiles. C’est donc une notion relative. Exemple : Calcaire-quartzites 5- Les éléments influençant la compétence des roches: Le temps C’est un paramètre cinématique. Un matériel donné se comporte plutôt de manière ductile pour des déformations lentes et de manière fragile pour des déformations brusques. La profondeur : C’est un paramètre physique. La température et la pression augmente avec la profondeur. Une augmentation de la température rend les roches ductiles. Alors que dans la partie supérieure ductile de la croute, la pression lithostatique rend les roches rigides donc fragiles. Dans la partie inférieure elle devient hydrostatique et va plutôt prolonger le domaine de ductilité de la roche. Les fluides C’est un paramètre physique. La présence de fluides interstitiels et notamment de fluides aqueux (eau) tend à fragiliser les roches pour des déformations rapides alors que pour les déformations lentes, l’eau interstitielle facilite le comportement ductile. Les propriétés des matériaux Ce sont des paramètres dits intrinsèques. Le comportement macroscopique dépend de différents coefficients : l’élasticité et la viscosité