Magnetic susceptibility anisotropy and fabrics in granites

Abstract

Abstract
—
Magnetic susceptibility anisotropy and fabrics in granites. The principle of anisotropy of magnetic susceptibility measurement, or AMS, and elements of magnetic mineralogy applied to granitic rocks, are presented. AMS measurement allows the study of the magnetic fabric of magnetite-free, paramagnetic granites in which the iron-bearing silicates carry the signal, and ferromagnetic granites dominated by magnetite. The case of mixed magnetic mineralogies is also evoked. Several examples demonstrate that crystal fabrics in granites, as deduced from AMS studies, are remarkably homogeneous from the sample scale to the scale of a whole pluton. This was totally unforeseen up to now. Origin of crystal fabrics in granites is briefly discussed in terms of preferred orientation of crystals acquired in the deforming magma before its full crystallisation. Kinematic and rheologic
consequences of these fabrics are evoked and their perspective leading to a renewal of geological studies in basement rocks dominated by granitic rocks is stressed. © 2000 Académie des Sciences / Éditions scientifiques et médicales Elsevier SAS
magnetic susceptibility / anisotropy / magnetic mineralogy / fabric / granite / rheolo

(18) Magnetic susceptibility anisotropy and fabrics in granites | Request PDF. Available from: https://www.researchgate.net/publication/233545926_Magnetic_susceptibility_anisotropy_and_fabrics_in_granites?origin=mail&uploadChannel=re390&reqAcc=Andre_Steenken&useStoredCopy=0 [accessed Sep 26 2018].

Full text

Géomatériaux / Geomaterials
LE POINT SUR...
CONCISE REVIEW PAPER
Anisotropie de susceptibilité magnétique
et fabrique des granites
Jean-Luc Bouchez
Pétrophysique et Tectonique, UMR CNRS 5563, université Paul-Sabatier, 38, rue des Trente-Six-Ponts, 31400 Toulouse, France
Reçu le 30 août 1999 ; accepté le 15 novembre 1999
Rédigé à l’invitation du Comité de lecture
Abstract —Magnetic susceptibility anisotropy and fabrics in granites. The principle of
anisotropy of magnetic susceptibility measurement, or AMS, and elements of magnetic
mineralogy applied to granitic rocks, are presented. AMS measurement allows the study of
the magnetic fabric of magnetite-free, paramagnetic granites in which the iron-bearing
silicates carry the signal, and ferromagnetic granites dominated by magnetite. The case of
mixed magnetic mineralogies is also evoked. Several examples demonstrate that crystal
fabrics in granites, as deduced from AMS studies, are remarkably homogeneous from the
sample scale to the scale of a whole pluton. This was totally unforeseen up to now. Origin
of crystal fabrics in granites is briefly discussed in terms of preferred orientation of crystals
acquired in the deforming magma before its full crystallisation. Kinematic and rheologic
consequences of these fabrics are evoked and their perspective leading to a renewal of
geological studies in basement rocks dominated by granitic rocks is stressed. © 2000
Académie des Sciences / Éditions scientifiques et médicales Elsevier SAS
magnetic susceptibility / anisotropy / magnetic mineralogy / fabric / granite / rheology / kinematic analysis
Résumé — On rappelle d’abord le principe de la mesure de l’anisotropie de la suscepti-
bilité magnétique, ou ASM, ainsi que les éléments de minéralogie magnétique, ici appli-
qués aux roches granitiques. On présente ensuite la pratique de cette approche, qui
permet d’étudier la fabrique magnétique des granites, soit paramagnétiques, sans magné-
tite, où le signal est porté par les silicates ferrifères, soit ferromagnétiques, à magnétite
dominante. On évoque le cas des granites à minéralogie magnétique composite. Plu-
sieurs exemples montrent que la fabrique cristalline des granites, déduite de l’étude de
l’ASM, se révèle remarquablement homogène, de l’échelle de l’échantillon jusqu’à celle
de plutons tout entiers. On discute de l’origine de cette fabrique en termes d’orientation
préférentielle des cristaux, acquise dans le magma avant sa cristallisation totale, et des
implications cinématiques et rhéologiques concernant la déformation crustale. La
connaissance de l’anisotropie des granites conduit à un renouveau des études géologi-
ques des terrains dominés par les roches granitiques. © 2000 Académie des Sciences /
Éditions scientifiques et médicales Elsevier SAS
susceptibilité magnétique / anisotropie / minéralogie magnétique / fabrique / granite / rhéologie /
analyse cinématique
Abridged version
This review briefly presents the crystalline anisotropy
or fabric, of granitic rocks, as traced by their anisotropy
of magnetic susceptibility (AMS) or magnetic fabric. It
reveals that granite is always anisotropic [7]. AMS, early
recognised as a powerful tool for structural studies in
1
C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 330 (2000) 1–14
© 2000 Académie des Sciences / Éditions scientifiques et médicales Elsevier SAS. Tous droits réservés
S1251805000001208/FLA

rocks [22], then subjected to several review papers [6,
27, 39, 46], aims at unravelling the origin of crystalline
fabrics, through the mechanical and magnetic behav-
iour of the crystals. As applied to a granite body, AMS
reveals the deformation, often remarkably homoge-
neous, that the magma underwent before its complete
crystallization. It therefore usefully complements the
other tools that are currently applied for geodynamic
reconstruction of basement rocks. Magnetic susceptibil-
ity (K=M/H, in SI units; figure 1a) expresses the abil-
ity of a body to acquire a magnetization (M) when
subjected to an inducing magnetic field (H). Iron is the
main element responsible for magnetization. Kis a sca-
lar for an isotropic body, but is approximated by a
second rank tensor otherwise, whose geometric repre-
sentation is an ellipsoid with K
1
≥K
2
≥K
3
as principal
axes, K=(K
1
+K
2
+K
3
)/3 being the bulk susceptibility.
AMS reflects the crystalline fabric, i.e., mainly the orien-
tation distribution of the magnetic carriers of a rock,
usually Fe-silicates, oxides and sulfides. The orientation
distribution that results from the lattice or shape-
preferred orientations of the carriers reflects the mode
of rock formation (gravity driven sedimentation...) or
deformation (compaction, magmatic flow...). This
review is devoted to tracing magma flow, or deforma-
tion, in granites, using magnetic fabrics.
1. Magnetic behaviour of minerals and granites
AMS is concerned by the behaviour of minerals at
low magnetic field (a few 10
–4
T). Two main behav-
iours have to be distinguished (figure 1a), namely
paramagnetic (weakly positive susceptibility due to
iron in the silicates, principally biotite, chlorite and
amphibole) and ferromagnetic sensu lato (strong and
positive susceptibility at low field, becoming null at
high field, due to magnetite principally and sometimes
pyrrhotite). The weak, antiferromagnetic susceptibility,
carried by hematite and goethite principally, and the
diamagnetic susceptibility, slightly negative and con-
stant (K
dia
≈–14 µSI) [28] carried by every mineral, are
negligible at a first approximation. At low field, Kis the
addition of all the previous contributions.
In the absence of magnetite, granite is said to be
paramagnetic. The value of K, generally <400 µSI, is
directly related to the rock iron-content (figure 1b)
through the Curie–Weiss law [39]. Hence it can be used
to directly map out the petrographic types (figure 3a
in [19]). Magnetite, two orders of magnitudes higher in
susceptibility for the same amount of iron than para-
magnetic minerals (figure 1b), confers high susceptibili-
ties to ferromagnetic granites. The bimodality of the K
values in granites (figure 3), due to presence or
absence of magnetite, was early recognized by Ishi-
hara [31]. Orientations and intensities of K
1
(magnetic
lineation) and K
3
(pole to magnetic foliation) with
respect to the geographic frame are at the base of the
structural mapping of granites (figure 1c). Oriented
samples are collected like for paleomagnetic studies
(one-inch cylindrical drill-cores), according to a regular
grid (about one site/km
2
in the cited references), and
their AMS is measured with a low field susceptometer.
The scalar AMS data [13, 34] are the anisotropy degree
(P=K
1
/K
3
), and the planar (F=K
2
/K
3
) and linear (L=
K
1
/K
2
) anisotropies. The shape of the AMS ellipsoid is
quantified by P
Flinn
=(L– 1)/(F– 1) [16], or better, by
the Tparameter of Jelinek [34], which varies from + 1
(disk-shaped) to –1 (cigar-shaped). In low susceptibility
rocks, the diamagnetic contribution is taken into
account by subtracting K
dia
from K
1
,K
2
and K
3
.
2. Granite magnetic fabric
In paramagnetic granites, the magnetic axes of phyl-
losilicates are parallel to their crystallographic axes, with
k
3
perpendicular to the cleavage plane: k
3
⊥(001) <k
2
=k
1
, with k
1
/k
3
≈0.3 [5]. A granite containing only
biotite represents the simplest case of paramagnetic fab-
ric, where K
3
(foliation pole) represents the average
orientation of the individual k
3
, and K
1
(lineation) repre-
sents the minimum of the (001) fabric, also called the
‘zone axis’ of the biotites (figure 2). The rock anisotropy
degree varies from P= 1 for a random distribution of
biotite, to P≈1.3 for a perfect planar organization of
biotite. In reality, Pis of the order of 1.04 and rarely
exceeds 1.10 (figure 3c). In ferromagnetic granites, the
polydomain and iron-rich magnetite grains usually pro-
vide the magnetic signal. Single domain magnetite
grains (one micron in size), whose magnetic anisotro-
pies are inverse [45], are virtually absent in granitic
rocks. Kis on the order of a few 10
–2
SI (figures 1b and
3b) and the anisotropy degree varies from P= 1 for a
random shape fabric of magnetite to P>1.5 (figure 3d).
Magnetic interactions [25] between closely spaced mag-
netite grains may increase (figure 5b) or decrease
(figure 5c) the magnetic anisotropy. In the absence of
magnetic interactions, the magnetic anisotropy is
directly given by the shape anisotropy of magnetite [12],
as spectacularly verified by Grégoire et al. [24] (fig-
ure 4). In short, paramagnetic granites have low Kand
Pvalues, while ferromagnetic granites have large Kval-
ues and variable, low to high Pvalues (figure 3e).
In case of mixed magnetic mineralogy, the rock fab-
ric results from the different sub-fabrics. Sub-fabric
separation, modelled by [26] and Siegesmund et al. [44],
is difficult to achieve for mixed magnetocrystalline
anisotropies (paramagnetic granites) except in the usual
case of amphibole in addition to biotite, since the mag-
netocrystalline anisotropy of amphibole seems to reflect
its shape anisotropy [27]. In contrast, when tourmaline
or cordierite is present in significant amounts, due to
their inverse anisotropies, the magnetic fabric does not
reflect the mineral fabric [40]. In composite para- and
ferro-mineralogies, the fabric of the magnetite grains
often mimics the other crystals [3], due to preferential
growth or exsolution of magnetite along host grain
boundaries or cleavages. Extraction of the paramagnetic
subfabric component may be conducted at high mag-
2
J.-L. Bouchez / C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 330 (2000) 1–14

netic field, which saturates the ferromagnetic compo-
nent [38]. Conversely, the ferromagnetic subfabric may
be extracted using the anisotropy of the remanent mag-
netization technique, or ARM [32].
3. Remarkable structural homogeneity of granites
and implications
Fabric homogeneity is particularly demonstrative in
lineation maps of granitic plutons or batholiths (fig-
ure 6). In the magnetite-free Variscan Cauterets–
Panticosa complex in the Pyrenees [21], the sigmoidal
lineation trajectories, with their dextral trend toward
east–west at the periphery of plutons, point to granite
emplacement during a parallel-to-chain dextral
transpression that occurred during Carboniferous times
in the Axial Zone of the Pyrenees [20]. Inside the com-
plex, N110°E-trending corridors (figure 6a) represent
shear zones within which deformation was localized
before total crystallization occurred. The magnetite-
bearing Mono Creek pluton [42], in the Sierra Nevada
batholith (California), was emplaced during Cretaceous
times (86 Ma) within granitic country rocks, during a
large regional dextral transpression. Again, dextral sig-
moidal trends of the lineation trajectories point to syn-
tectonic emplacement (figure 6b). Inside the pluton,
strain localization by the end of emplacement is
attested by both increase in anisotropy degree
(figure 6b) and the observation of rock microstructures
(see [42]). The stratoid granites of Madagascar [35] form
a set of layers, metre-to hectometre-thick, injected and
foliated within the late Panafrican (about 600 Ma)
gneissic to migmatitic basement of Madagascar. The
magnetic fabrics (and the microstructures) reveal that
the whole basement pile has been sheared at a low
angle and at high temperature, in the solid-state for the
gneisses and in the magmatic-state for the granites. The
lineations, everywhere slightly plunging toward the
west (figure 6c), record the late Panafrican tectonics
attributed to gravity spreading [35].
Along with the study of Olivier et al. [36] (figure 7),
conducted at small scales, it becomes evident that gran-
ite anisotropy is generally remarkably homogeneous, or
continuously varying, from the sample scale to the
scale of a whole massif or batholith.
From a kinematic point of view, the systematic
observation within entire plutons, of lineations being
perpendicular to late aplite dikes [9, 11, 42] strengthens
that lineation is an excellent marker of the finite stretch
direction suffered by the magma during its late stages
of deformation. Such remarkable structural homogene-
ity in granite, totally unforeseen up to now, tells us that
magma reservoirs emplacing into the crust undergo
homogeneous deformation, proper to Newtonian rheol-
ogy, before their crystallization.
4. Origin of magnetic anisotropy in granites
Preferred orientation of the iron-bearing crystals, that
crystallize relatively early except in some alcaline gran-
ites (see the study of Ferré et al. [15]), is at the origin of
the magnetic fabric. Based on theoretical [14, 33] and
analogue models [1, 2, 30], the mineral foliation and
lineation are ascertained to be approximately parallel
to, respectively, the flattening plane and stretching
direction of the ellipsoid of finite strain that the magma
underwent by the end of its crystallization, at least dur-
ing a certain liquid fraction interval, hence temperature
or time interval. The crystal magnetic axes, being gen-
erally parallel to their shape axes (biotite, amphibole,
magnetite), the magnetic fabric usually equates with the
strain axes, at least for the last strain increments. Con-
trary to the directional data, the scalar data are less
simple to interpret since fabric intensity cannot be cor-
related with strain intensity.
5. The future of structural studies in basement
rocks
Continental crust deforms along with its magma res-
ervoirs, but homogeneity of magma straining gives the
illusion that deformation is non-existent. By contrast,
heterogeneous deformation is currently observed in
country rocks, due to both lithological heterogeneities
and the usually non-Newtonian, hence localizing,
behaviour of deformation in the solid state.
Magnetic fabric study has clearly renewed our struc-
tural and rheological vision of granite-crust relation-
ships. Its simplicity, which must not hide difficulties due
to complex magnetic mineralogies, allows its easy
application to the huge areas that remain homoge-
neously painted in red in the geological maps, and that
may reveal simple internal organizations rich in kine-
matic and rheologic information. New perpectives in
basement rock geology are opened, toward a better
understanding of crustal processes, such as magma
transfer and structuration at every scale, in eventual
cooperation with the mining business. Definitely, struc-
tural studies in granitic basement should precede, and
not follow, as usually done, the more sophisticated pet-
rological and geochemical studies.
1. Introduction
On considère ici le cas des granites s.l., roches mag-
matiques à quartz, feldspaths, silicates ferromagnésiens
et accessoires, incluant des oxydes et éventuellement
des sulfures. Les granites sont souvent réputés pour être
équants ou isotropes. Dans cette revue, qui concerne
l’orientation préférentielle de forme ou de réseau (ou
fabrique cristalline) de ces roches, telle qu’elle est révé-
lée par l’anisotropie de la susceptibilité magnétique
3
J.-L. Bouchez / C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 330 (2000) 1–14

(ASM) (fabrique magnétique), il est montré, au contraire,
que les granites ne sont jamais totalement isotropes [7].
L’ASM, reconnue très tôt comme un outil puissant de
la pétrologie structurale [22], a fait l’objet de plusieurs
présentations synthétiques [6, 27, 39, 46]. Par le biais
des fabriques cristallines, l’ASM permet de rechercher
l’origine de la structure des roches étudiées, à partir du
comportement mécanique et magnétique des minéraux
constitutifs, lors de la formation ou de la déformation de
ces roches. Appliquée à un massif granitique tout entier,
l’ASM renseigne sur la déformation, en général remar-
quablement homogène, que connaît le magma graniti-
que avant sa cristallisation complète. Cet enregistrement
des mouvements ultimes du magma, qui accompagnent
sa mise en place dans la croûte terrestre, devient un
outil précieux d’analyse cinématique. Ainsi, l’ASM com-
plète utilement les autres outils (structuraux, géochimi-
ques) dans la reconstitution géodynamique des socles.
L’aptitude d’un corps à s’aimanter, lorsqu’il est soumis
à un champ magnétique (inducteur), s’exprime par sa
susceptibilité magnétique. En dehors du diamagnétisme,
ce sont les atomes des éléments de la première série de
transition du tableau de classification périodique, le fer
principalement (car très abondant dans les roches), et
accessoirement Mn, Cr et Ni, qui sont responsables de
cette propriété d’aimantation. Dans une représentation
(
figure 1a
) de l’aimantation induite
M
(en A⋅m
–1
dans le
système international, SI) en fonction du champ induc-
teur
H
(en A⋅m
–1
), la susceptibilité magnétique
K
=
M
/
H
est la pente, donc sans dimension en unité SI. Si le
corps est isotrope pour cette propriété d’aimantation,
alors
K
est un scalaire. Mais, dans le cas général d’un
corps anisotrope, sa susceptibilité dépend de l’orienta-
tion de l’échantillon par rapport à la direction du
champ inducteur. La susceptibilité magnétique devient,
en première approximation, un tenseur d’ordre 2, dont
la représentation géométrique est un ellipsoïde, d’axes
principaux
K
1
≥
K
2
≥
K
3
, dont l’invariant
K
=(
K
1
+
K
2
+
K
3
)/3 représente la susceptibilité moyenne.
L’ASM révèle la fabrique cristalline des minéraux por-
teurs de l’aimantation contenus dans le milieu. Dans les
roches, il s’agit des minéraux ferrifères dans la plupart
des cas, silicates, oxydes ou sulfures. L’étude détaillée
de ces porteurs magnétiques relève de la minéralogie
magnétique (voir plus loin). L’existence d’une fabrique
cristalline signifie que la roche présente une distribution
non isotrope d’orientation et/ou de position de ses
minéraux. En ce qui concerne l’orientation, il s’agit de
l’orientation statistique, encore appelée orientation pré-
férentielle, soit des réseaux cristallographiques (fabrique
de réseau), soit des formes des minéraux (fabrique de
forme). Ces deux types de fabrique minérale traduisent
le mode de formation (dynamique du dépôt sédimen-
taire...) ou de déformation de la roche (compaction,
acquisition d’une schistosité, d’une foliation et d’une
linéation...). Lorsque la fabrique cristalline résulte d’une
déformation, la fabrique est utilisée comme marqueur
cinématique de la déformation du milieu, qu’il s’agisse
d’une déformation à l’état solide (déformation plasti-
que ; microcisaillements) ou à l’état partiellement fondu
(foliation et linéation magmatiques). C’est ce dernier
aspect qui nous intéresse ici tout particulièrement.
2. Comportement magnétique
des minéraux
2.1. Éléments de minéralogie magnétique
Signalons d’emblée que l’on distingue le comporte-
ment des minéraux, d’une part, sous champ inducteur
faible (quelques 10
–4
T) et à température ambiante, cor-
respondant aux conditions de mesures usuelles de
l’ASM, du comportement sous champ fort (>1 T),
d’autre part. À ce titre, deux principaux comportements
magnétiques apparaissent, en fonction des réseaux cris-
tallins dans lesquels entre le fer, principal élément res-
ponsable du signal magnétique (
figure 1a, 1b
).
Le
paramagnétisme
, généré par le fer dans le réseau
des silicates, conduit à une susceptibilité
K
para
faible-
ment positive. Dans les granites, les minéraux porteurs
sont principalement la biotite, la muscovite ferrifère,
l’amphibole, la chlorite et, dans une moindre mesure,
car moins abondants, pyroxène, grenat, épidote, tour-
maline... L’ilménite, bien qu’étant un oxyde, appartient
à cette catégorie.
Le
ferromagnétisme
au sens large, c’est-à-dire
incluant ferrimagnétisme et faible ferromagnétisme,
conduit à une susceptibilité
K
ferro
fortement positive en
champ faible, mais qui s’annule en champ fort, du fait
de la saturation de l’aimantation (
figure 1a
,
M
s
). Sous
champ inducteur nul, une aimantation résiduelle, ou
rémanente, apparaît (
figure 1a
,
M
r
). Cette propriété, à la
base du paléomagnétisme à travers la mesure de
l’aimantation rémanente naturelle, est depuis peu
exploitée à travers l’anisotropie de rémanence (voir plus
loin), qui permet d’isoler la fabrique des minéraux ferro-
magnétiques. Dans les granites, la magnétite est le prin-
cipal minéral ferromagnétique. Certains sulfures, la pyr-
rhotite monoclinique en particulier, possèdent aussi
cette propriété.
Par ailleurs, certains oxydes communs, principale-
ment hématite et gœthite, sont
antiferromagnétiques
,
avec une susceptibilité
K
antiferro
faible (
figures 1a
et
1b
).
Mentionnons enfin le comportement diamagnétique,
dont la susceptibilité
K
dia
est toujours faiblement néga-
tive et concerne tous les minéraux, car elle est liée à
l’environnement électronique des atomes. Dans un gra-
nite, plus de 80 % des minéraux, le quartz et le felds-
path principalement, ne présentent que la susceptibilité
diamagnétique. On attribue à cette contribution, consi-
dérée comme isotrope et constante, la valeur de la sus-
ceptibilité du quartz,
K
dia
= –14 µSI [28].
En champ faible, la susceptibilité globale d’un granite
est la somme de toutes les contributions magnétiques :
K
=
K
para
+
K
ferro
+
K
antiferro
+
K
dia
,ou
K
≈
K
para
+
K
ferro
,
4
J.-L. Bouchez / C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 330 (2000) 1–14

puisque
K
antiferro
et
K
dia
sont généralement négligeables.
En champ inducteur fort, la susceptibilité globale est
K
≈
K
para
, puisque
K
ferro
s’annule.
2.2. Granite paramagnétique et granite ferromagnétique
Un granite est dit paramagnétique quand les silicates
ferrifères sont les porteurs quasi exclusifs de la suscepti-
bilité magnétique. En pratique, ceci correspond à un
granite sans magnétite. Sa susceptibilité globale
K
est
alors peu différente de
K
para
, dont la valeur, directement
reliée à la teneur en fer (loi de Curie–Weiss ;
figure 1b
),
est donnée par la formule de Rochette et al. [39], soit en
première approximation
K
para
(µSI) ≈–
K
dia
+
d
(25,2
t
+ 33,4
t’
), où
d
est la densité de la roche et
t
et
t’
sont
ses teneurs en g⋅g
–1 %
pour Fe
2+
et Fe
3+
, respectivement.
On peut alors cartographier les principaux faciès d’un
pluton granitique (paramagnétique), sur la base des
teneurs en silicates ferrifères, comme dans le cas de
Mont-Louis–Andorre [19]. L’histogramme de la
figure 3a
illustre ainsi que les leucogranites, les plus pauvres en
biotite, ne dépassent pas 100 µSI, et que les tonalites,
riches en biotite et hornblende, excèdent rarement 400
µSI. En raison de la forte susceptibilité de la magnétite,
de plus de 2 ordres de grandeur supérieure, pour un
même poids de fer, à celle des autres minéraux ferrifères
(
figure 1b
), la présence de ce minéral est responsable
d’une susceptibilité du granite souvent très supérieure à
500 µSI. On parle alors de granite ferromagnétique, tel
celui de Mono Creek en Californie [42], qui contient en
moyenne 1 % (en poids) de magnétite. La bimodalité
caractéristique des susceptibilités magnétiques des gra-
nites (comparer les
figures 3a
et
3b
) a été reconnue par
Ishihara [31], qui classe les granites en « séries à
magnétite » et « séries à ilménite ».
3. Fabrique magnétique des granites
3.1. Pratique de la fabrique magnétique
Les orientations (ou données directionnelles) par rap-
port au référentiel géographique, et les intensités relati-
Figure 1. Susceptibilité magnétique (
K
) et anisotropie (
K
1
>
K
2
>
K
3
). (a)
K
est la pente des courbes donnant
M
(intensité d’aiman-
tation) en fonction de
H
(intensité du champ inducteur), repré-
sentant les principaux comportements magnétiques. Pour le fer-
romagnétisme,
M
s
représente l’aimantation à saturation, et
M
r
,
l’aimantation rémanente. (b) Intensité de la susceptibilité magné-
tique en fonction de la teneur en fer pour différentes minéralo-
gies. Pour le paramagnétisme (loi de Curie–Weiss), Fe
3+
confère
aux silicates une susceptibilité supérieure à Fe
2+
. La zone
ombrée correspond aux teneurs en fer du granite de Mont-Louis–
Andorre (Pyrénées) [19]. La ligne –Kdia représente la valeur
absolue de la contribution diamagnétique. (c) La mesure au sus-
ceptomètre donne l’orientation et l’intensité de chaque axe
de l’ellipsoïde par rapport au référentiel de la carotte de roche ;
ces orientations sont ensuite calculées par rapport au référentiel
géographique.
Figure 1. Magnetic susceptibility (
K
) and anisotropy (
K
1
>
K
2
>
K
3
). (a)
K
is the slope of
M
(magnetization) versus
H
(induced magnetic field)
plots giving main magnetic behaviours.
M
s
, saturation magnetization;
M
r
, remanent magnetization. (b) Magnetic susceptibility magnitude as a
function of iron-content for different mineralogies. Shaded area: iron-contents of the Mont-Louis–Andorra granite pluton (
in
[19]). –Kdia line:
absolute value of the paramagnetic contribution. (c) Orientation and intensity of the susceptibility ellipsoid axes, measured with a susceptom-
eter with respect to specimen’s frame, are then calculated within the geographical frame.
5
J.-L. Bouchez / C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 330 (2000) 1–14

ves (ou données scalaires) des axes de l’ellipsoïde
d’ASM sont à la base de la cartographie structurale des
roches granitiques (
figure 1c
). Pour cela, on procède au
prélèvement de carottes orientées sur le terrain (diamè-
tre 25 mm), de la même façon que pour les études de
paléomagnétisme. Le nombre d’échantillons par site de
prélèvement est cependant bien inférieur, justifié par
l’homogénéité structurale si fréquemment observée. Par
contre, la grille d’échantillonnage doit être aussi régu-
lière que possible, et sa densité, souvent de 1 site au
km
2
dans les travaux cités, doit être adaptée à la finesse
de la représentation désirée. Les échantillons, une fois
préparés à la hauteur standard (22 mm), sont mesurés à
l’aide d’un susceptomètre, de type Kappabridge (Agico,
Brno, République tchèque) dans les cas cités.
En ce qui concerne les données scalaires, en plus de
la susceptibilité moyenne, elles fournissent les paramè-
tres de l’anisotropie [13, 34].
P
=
K
1
/
K
3
,ou
P
%=
100 (
P
– 1), est le degré d’anisotropie ;
L
=
K
1
/
K
2
,ou
L
%, est l’anisotropie linéaire ;
F
=
K
2
/
K
3
,ou
F
%, est
l’anisotropie planaire. La forme de l’ellipsoïde est quan-
tifiée de différentes façons, dont la plus simple est le
fameux paramètre de Flinn [16], utilisé dans les études
de la déformation finie :
P
Flinn
=(
L
– 1)/(
F
– 1). Il est peu
usité, en raison de son domaine de variation, de zéro
(forme en galette) à l’infini (forme en cigare), en passant
par l’unité (forme triaxiale). On préfère le paramètre de
Jelinek [34],
T
= [log
F
– log
L
]/[log
F
+ log
L
], qui varie
de + 1 (forme en galette) à –1 (forme en cigare). En ce
qui concerne les roches à très faible susceptibilité, pour
lesquelles
P
peut anormalement croître si
K
3
tend vers
zéro,
P
est alors remplacé par le degré d’anisotropie
paramagnétique,
P
para
=(
K
1
–
K
dia
)/(
K
3
–
K
dia
), par sous-
traction de la contribution diamagnétique à chaque axe
de l’ellipsoïde. On procède de même pour
L
para
et
F
para
.
En ce qui concerne les données directionnelles, l’axe
long de l’ellipsoïde d’ASM (
K
1
) est appelé linéation
magnétique ; l’axe court (
K
3
) est perpendiculaire au plan
de foliation magnétique.
3.2. Fabrique magnétique des granites paramagnétiques
Les axes magnétiques de la biotite, et plus générale-
ment des phyllosilicates (chlorite...), sont parallèles à
leurs axes cristallographiques. On parle d’anisotropie
magnétocristalline
. L’axe minimum de la susceptibilité
de chaque grain,
k
3
, est perpendiculaire au plan de cli-
vage du minéral :
k
3
<
k
2
=
k
1
avec
k
3
⊥(001). Un
granite ne contenant que de la biotite comme phase
ferrifère fournit le cas le plus simple de fabrique para-
magnétique, avec
k
1
/
k
3
≈1,3 [5, 48]. L’axe
K
3
de la
fabrique magnétique globale représente la population
moyenne des
k
3
, c’est-à-dire la foliation magmatique
marquée par la biotite (sous-fabrique de la biotite).
L’axe
K
1
représente l’axe de rotation des pôles de (001),
ou linéation magmatique, souvent appelé « axe de zone
» des biotites (
figure 2
). La fabrique magnétique du gra-
nite traduit alors directement la fabrique de la biotite,
au moins en orientation. En intensité, l’anisotropie varie
Figure 2. Relation entre fabrique minérale et fabrique magnétique dans un granite à biotite. (a) Macroscopiquement (échantillon ou affleure-
ment), la foliation est définie par la fabrique de forme de la biotite (et éventuellement du feldspath), comme le meilleur plan de la disposition
planaire de ces minéraux ; la linéation, définie (quand c’est possible) comme la meilleure direction d’alignement des cristaux allongés
(plagioclase), apparaît aussi comme le « meilleur axe », ou « axe de zone », autour duquel s’enroulent les cristaux de biotite. (b)Au
microscope à platine universelle, on vérifie que le meilleur axe de distribution du pôle du plan de clivage (001) de la biotite (cercle plein)
représente la normale à la foliation, et que le pôle du meilleur plan de cette distribution (axe de zone de la biotite : triangle) représente
la linéation,
in
[8]. (c) Dans le diagramme d’ASM correspondant,
K
3
(pôle de la foliation magnétique) est confondu avec le meilleur axe, et
K
1
(linéation magnétique) est confondu avec l’axe de zone.
Figure 2. Relationship between crystal fabric and magnetic fabric in a biotite–granite. (a) Macroscopically (specimen or outcrop), the foliation
is defined by the shape fabric of biotite (and eventually feldspar) as the best disposition plane of these crystals; the lineation, sometimes
defined as the best alignment direction of the elongate crystals (feldspar, amphibole), also appears as the best axis, or “zone axis”, around
which the biotite crystals rotate. (b) Using a microscope equipped with a Universal stage, the best pole to (001) biotite cleavage (full circle) is
observed to fit with the foliation normal, and the pole to the best fitting plane of (001) poles (zone axis of biotite) fits with the lineation,
in
[8].
(c) The corresponding AMS axes (
K
1
: lineation;
K
3
foliation pole) fit with the crystal fabric axes
6
J.-L. Bouchez / C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 330 (2000) 1–14

Figure 3. Susceptibilité et anisotropie des granites. Granites paramagnétiques
et ferromagnétiques : histogrammes de fréquence (aàd).
Susceptibilité
(aet
b) : noter les 2 ordres de grandeurs de différence en
K
entre les deux dia-
grammes. a: granite de Mont-Louis-Andorre, Pyrénées, et comparaison avec
les faciès pétrographiques (254 sites d’échantillonnage),
in
[19] ; b: granite
de la Sierra Nevada, Californie, 359 sites (Mono Creek : 183 sites,
in
[42] ;
autres granites de la Sierra Nevada : 176 sites, Saint-Blanquat, com. pers.).
Anisotropie
totale (cet d). c: granites des Pyrénées, 1 084 stations d’échan-
tillonnage (Ercé, Lacour, Maladeta, Mont-Louis–Andorre, Trois-Seigneurs,
extrait de [17], et Cauterets–Panticosa, extrait de Gleizes et al. [21] ; noter
que
P
est corrigé du diamagnétisme (voir texte) ; d: granites de la Sierra
Nevada, Californie, 359 sites (Mono Creek : 183 sites,
in
[42] ; autres granites
du batholite : 176 sites ; Saint-Blanquat, com. pers.). e:
P
en fonction de
K
dans un ensemble de granites de la chaîne hercynienne (
in
[10]) ; noter
le contraste entre faibles valeurs de
K
et faibles écarts de P d’une part, dus
à l’anisotropie magnétocristalline des grains paramagnétiques, et fortes
valeurs de
K
et grands écarts de
P
d’autre part, attribués en partie aux interac-
tions entre grains ferromagnétiques (voir
figure 5
).
Figure 3. Susceptibility magnitude and anisotropy degree of granites. Paramagnetic and ferromagnetic granites: frequency histograms (ato d).
Susceptibility
(aand b): note the two orders of magnitude difference between both histograms. a: Mont-Louis–Andorra pluton (Pyrenees) and
comparison with petrographic types : 254 sampling sites;
in
[19]; b: Sierra Nevada batholith, California: 359 sampling sites (Mono Creek: 183
sites,
in
[42]; other granites : 176 sites, Saint-Blanquat, pers. com.).
Anisotropy
(cand d). c: granites from the Pyrenees: 1 084 sampling sites
(Ercé, Lacour, Maladeta, Mont-Louis–Andorre, Trois-Seigneurs: from [17]; and Cauterets-Panticosa, from Gleizes et al. [21]; note that
P
is
corrected for diamagnetism (see text); d: granites from the Sierra Nevada batholith, California: 359 sites (Mono Creek: 183 sites,
in
[42]; other
granites: 176 sites; Saint-Blanquat, pers. com.). e:
P
versus
K
plot of a set of Hercynian granites (
in
[10]); note the contrast between the low
K
and
P
values, on the one hand (paramagnetic, magnetocrystalline anisotropy), and the high
K
and highly variable
P
values on the other hand
(attributed partly to magnetic interactions: see
figure 5
).
7
J.-L. Bouchez / C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 330 (2000) 1–14

de 0 % (
P
= 1), pour une distribution d’orientation aléa-
toire de la biotite, à un maximum de 30 % (
P
≈1,3)
pour une organisation planaire parfaite de la biotite.
Dans la réalité, l’anisotropie est souvent de l’ordre de 3
à4%(
P
= 1,04) et dépasse rarement 10 %, ainsi que le
montre l’histogramme des degrés d’anisotropie des mas-
sifs granitiques (paramagnétiques) des Pyrénées
(
figure 3c
).
3.3. Fabrique magnétique des granites à magnétite
Dans ces granites, la magnétite, en général très ferri-
fère, en grains de quelques dizaines de microns à quel-
ques millimètres et à structure fine polydomaine,
domine les silicates ferrifères, tant en susceptibilité glo-
bale (
figure 3b
) qu’en anisotropie (
figure 3d
). La suscep-
tibilité d’un granite ferromagnétique, qui est évidem-
ment fonction de sa teneur en magnétite (quelques %
au maximum) dont la susceptibilité est d’environ 3 SI,
est le plus souvent de l’ordre de quelques 10
–2
SI
(
figure 3b
).
L’anisotropie magnétique de la roche est portée par
celle de la magnétite, qui reflète directement son
aniso-
tropie de forme
(
figure 5a
), via l’anisotropie du champ
magnétostatique qu’elle génère [12]. L’anisotropie
magnétocristalline de la magnétite devient alors négli-
geable devant son anisotropie de forme, aussi faible
soit-elle. En conséquence, l’anisotropie magnétique du
granite est donnée, tant en orientation qu’en intensité,
par la fabrique de forme de la population de magnétite,
qui dépend à la fois de la distribution d’orientation et de
la forme elle-même des grains. Ceci a été vérifié de
façon remarquable par Grégoire et al. [24] sur une syé-
nite quarztique de Madagascar (
figure 4
). En intensité, le
degré d’anisotropie varie de
P
= 1, pour une fabrique de
forme aléatoire de la magnétite, à des valeurs qui peu-
vent dépasser
P
= 1,5 comme dans le Mono Creek
(
figure 3d
). Un diagramme de
P
en fonction de
K
(
figure 3e
), réalisé à partir de nombreux granites [10],
met bien en évidence le contraste qui existe entre fai-
bles valeurs de
K
et faibles écarts de
P
d’une part
(domaine paramagnétique), et fortes valeurs de
K
et forts
écarts de
P
d’autre part (domaine ferromagnétique).
Les grains de magnétite, qui se comportent comme de
petits aimants, peuvent en outre interagir magnétique-
Figure 4. Comparaison entre fabrique magnétique et fabrique de forme de la magnétite d’une syénite quartzique de Madagascar (
in
[24]).
La fabrique magnétique (en haut), donnée par la mesure de l’ASM, fournit les 3 axes de référence (
K
1
,
K
2
et
K
3
) et permet de construire une
ellipse dans chaque plan de référence. La fabrique de forme de la magnétite, construite à partir d’une analyse de l’image d’environ 200 grains
de magnétite (taille moyenne : 0,75 mm) dans chaque plan de référence (2 lames minces par plan), par la méthode des tenseurs d’inertie
(Launeau, non publié), est remarquablement proche de la fabrique magnétique globale de l’échantillon.
R
: rapport de forme de l’ellipse
de forme ; α: angle entre l’ellipse de forme et l’ellipse magnétique.
Figure 4. Magnetic fabric versus shape fabric of magnetite in a quartz-syenite from Madagascar (
in
[24]). The three principal magnetic fabric
ellipses, with
K
1
,
K
2
and
K
3
axes, obtained from AMS measurement (upper part) are almost identical to the shape fabric ellipses of magnetite
(lower part) obtained, in the three reference planes, through the image processing study (tensor inertia method of Launeau, unpublished) of
two thin sections with 200 grains of magnetite (average size: 0.75 mm) in each plane.
R
: shape ratio of shape fabric ellipse; α: angle between
shape ellipse and magnetic ellipse.
8
J.-L. Bouchez / C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 330 (2000) 1–14

ment dès que leur distance mutuelle est petite, infé-
rieure à la taille des grains eux-mêmes. Dans ce cas,
une anisotropie supplémentaire, due à la distribution
spatiale des grains en interaction magnétique [25], peut
exagérer (
figure 5b
) ou, au contraire, diminuer
(
figure 5c
) l’anisotropie magnétique de la roche [23].
Cet effet, modélisé par Stephenson [45] pourrait jouer
un rôle important dans les basaltes (réf. cit.), et plus
généralement lorsque la distance moyenne entre grains
de magnétite dépend de l’écoulement et/ou de la forma-
tion d’agrégats. Dans la syénite de Madagascar, la
quasi-similitude des ellipses de forme de la magnétite et
d’ASM (
figure 4
) prouve, dans ce cas, que l’anisotropie
de distribution avec interaction ne joue aucun rôle.
Rappelons pour mémoire que les grains magnétiques de
taille inférieure au micron, composés d’un seul domaine
magnétique, ou monodomaines, portent une anisotro-
pie, dite inverse [38, 45], leur susceptibilité maximum
étant parallèle à leur axe court. Dans les granites, leur
présence est rarissime, et donc leur contribution à l’ani-
sotropie totale est négligeable.
3.4. Fabrique des granites à minéralogie magnétique
mixte
On parle de minéralogie magnétique mixte
lorsqu’une famille de minéraux magnétiques ne domine
pas franchement les autres. On modélise [26, 44] com-
ment s’ajoutent les sous-fabriques magnétiques, aussi
bien en direction (orientation des
K
i
partielles) qu’en
intensité (valeurs relatives des
K
i
partielles). En direction,
on s’intéresse à la coaxialité ou la non-coaxialité des
sous-fabriques pour savoir si la fabrique magnétique
totale reflète ou non la fabrique cristalline. En intensité,
l’addition de deux sous-fabriques (deux ellipsoïdes)
varie à la fois en fonction de la quantité relative de
chaque espèce minérale et de l’anisotropie magnétocris-
talline ou de forme de chaque espèce minérale. La
séparation des sous-fabriques magnétiques devient un
objectif important, difficile à atteindre quand il y a
mélange de plusieurs anisotropies magnétocristallines
différentes (i) et relativement simple à réaliser dans le
cas de mixité para-ferro (ii).
(i) Dans les granites paramagnétiques (sans magné-
tite), un cas fréquent est celui du mélange biotite–
amphibole. On a vu plus haut le cas d’une fabrique
marquée par la biotite seule. L’amphibole se présente
souvent en prismes faiblement allongés et, à ce titre,
c’est un bon marqueur de la linéation magmatique. Son
anisotropie magnétocristalline, bien qu’encore mal
connue, semble refléter sa forme :
K
1
(parallèle à l’allon-
gement du prisme) >>
K
2
≈
K
3
[27]. Dans ce cas favora-
ble de parallélisme entre les axes des deux sous-
fabriques, la fabrique magnétique totale est bien définie
en orientation. En revanche, un cas défavorable, mais
rare, est celui de la présence, en quantité notable, de
tourmaline ou de cordiérite, dont l’anisotropie magnéto-
cristalline est inverse :
K
3
(parallèle à l’allongement du
prisme) <<
K
1
≈
K
2
. Dans ce cas, illustré par Rochette et
al. [40] dans les leucogranites himalayens à tourmaline
et muscovite ferrifère, la fabrique magnétique ne repré-
sente pas la fabrique cristalline du granite.
(ii) Dans les granites intermédiaires entre paramagné-
tique et ferromagnétique, correspondant à la présence
de magnétite en faible quantité, on a fréquemment
constaté que les sous-fabriques para- et ferro- sont
coaxiales [3]. Ceci traduit le fait que la sous-fabrique de
la magnétite est « mimétique » de celle des autres pha-
ses cristallines, par croissance préférentielle aux joints
des autres grains, ou exsolution de la magnétite le long
de leurs clivages. Pour aller plus loin dans l’analyse, il
faut séparer les deux contributions pour en déduire leur
anisotropie respective. En travaillant en champ fort, et
donc en saturant la fraction ferromagnétique, on peut
isoler la fraction paramagnétique. Mais cette technique,
encore balbutiante, ne s’applique pas à l’étude de gros
échantillons [38]. En revanche, il est maintenant banal
d’isoler la sous-fabrique ferromagnétique par la
méthode de l’anisotropie de rémanence anhystérétique,
ou AAR [32]. On constate alors que les sous-fabriques
ne sont pas toujours coaxiales, ce qui permet en retour
d’affiner notre connaissance de l’histoire géologique de
la roche, par exemple par la mise en évidence d’une
phase hydrothermale [47].
4. La remarquable homogénéité
structurale des granites
La cohérence structurale des granites révélée par
l’ASM est à l’origine de l’explosion de ce type d’étude.
Elle apparaît immédiatement sur toute carte des linéa-
tions magnétiques d’un ensemble granitique. Parmi les
très nombreuses études réalisées récemment, on pré-
Figure 5. Interaction magnétique entre grains de magnétites
(d’après [23]). a: grain de magnétite isolé et ellipse magnétique
correspondante ; bet c: grains de magnétite en interaction ; b:
la configuration
alignée
selon la linéation minérale de la roche
augmente l’anisotropie magnétique ; c: la fabrique locale résultant
de la configuration
côte à côte
peut devenir perpendiculaire à la
linéation minérale.
Figure 5. Magnetic interactions between grains of magnetite
(after [23]). a: isolated grain of magnetite and corresponding mag-
netic susceptibility ellipse; band c: interacting grains ; b: the
aligned
configuration, parallel to grain elongation, increases the
magnetic anisotropy; c: the local fabric resulting from the
side-by-
side
configuration may become perpendicular to mineral elonga-
tion.
9
J.-L. Bouchez / C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 330 (2000) 1–14

sente trois cas qui illustrent que mise en place de
magma granitique et déformation régionale sont intime-
ment liées (
figure 6
).
(i) Le complexe de Cauterets–Panticosa dans les Pyré-
nées [21], est un massif d’environ 250 km
2
, sans magné-
tite (paramagnétique), et zoné, tonalitique à leucograni-
tique. Il s’est mis en place dans des sédiments
paléozoïques peu métamorphiques au cours de la phase
carbonifère (≈300 Ma), qui caractérise toute la zone
axiale, en transpression dextre parallèle à la
chaîne [20]. Les trajectoires des linéations (
figure 6a
),
sigmoïdes dextres et infléchies vers la direction est–
ouest en périphérie du complexe, traduisent l’augmenta-
tion de la déformation magmatique à l’approche de
l’encaissant qui, lui-même, se déforme en cisaillement
dextre. Cette mise en place est bien syntectonique. Par
ailleurs, au sein des secteurs allongés selon N100° E au
cœur du pluton (en grisé sur la carte), la déformation
s’est localisée en fin de mise en place, sous forme de
zones de cisaillement ayant fonctionné dans un magma
incomplètement cristallisé, comme le prouve l’absence
de microstructure de déformation à l’état solide.
(ii) Le pluton de Mono Creek [42], au flanc oriental
du batholite de la Sierra Nevada (Californie), est un
massif monzogranitique porphyroïde très homogène, à
magnétite (ferromagnétique), d’environ 600 km
2
. Il s’est
mis en place au Crétacé (≈86 Ma) dans un encaissant
lui-même granitique, en contexte de transpression régio-
nale dextre. Les trajectoires, également sigmoïdes dex-
tres, infléchies vers NNW–SSE au cœur du pluton
(
figure 6b
), caractérisent bien une mise en place syntec-
tonique. Ici, la déformation s’est exclusivement localisée
au cœur du pluton, avec accroissement du taux d’aniso-
tropie (grisé sur la figure), et s’est ensuite poursuivie à
l’état solide, comme le prouvent les structures observées
au microscope, pour former une zone de cisaillement
dextre, la
Rosy Finch Shear Zone
.
(iii) Les granites stratoïdes de Madagascar [35] font
partie intégrante du socle panafricain de Madagascar
(>10
5
km
2
). Il s’agit d’un ensemble de lames de granite
à tendance alcaline, d’épaisseurs métriques à hectomé-
triques, faiblement pentées vers l’ouest, injectées et
interfoliées dans les gneiss et migmatites du socle mal-
gache vers la fin du Précambrien (environ 600 Ma). La
structure apparemment complexe de la carte (
figure 6c
)
traduit l’intersection entre la topographie et ces lames
de faible pendage. La fabrique magnétique et les
microstructures des lames granitiques révèlent que toute
la série a été déformée à haute température, à l’état
solide pour les gneiss, et à l’état partiellement fondu
pour les granites, selon un cisaillement général de plan
faiblement penté. Les linéations, partout faiblement
plongeantes vers l’WSW (carte et diagramme d’orienta-
tion), traduisent la direction de ce cisaillement, attribué
à un contexte tectonique en étalement gravitaire fini-
panafricain [35].
Dans ces exemples, les cartes structurales ont été
dressées à partir de prélèvements de quelques dizaines
de centimètres cubes de roche, selon une grille d’espa-
cement kilométrique. Qu’en est-il des échelles intermé-
diaires ? La réponse est fournie par Olivier et al. [36],
qui ont effectué, dans le massif granitique pyrénéen de
Bassiès étudié par Gleizes et al. [18], des mesures systé-
matiques selon des grilles de 70 m ×70 m (grande
grille) et de 7 m ×7 m (petite grille) (
figure 7
) : on voit
que les variations d’orientation des linéations sont à
peine plus grandes sur 5 000 m
2
que sur 50 m
2
(cartes),
comme le montrent les diagrammes d’orientation des
K
1
(stéréogrammes) et leur analyse statistique (légende).
En conclusion, l’anisotropie des granites présente une
remarquable homogénéité directionnelle, dont la varia-
tion est continue et progressive de l’échelle de l’échan-
tillon à celle du massif tout entier.
5. Discussion
5.1. Origine de l’anisotropie magnétique
dans les magmas
Dans les magmas granitiques, les minéraux ferrifères
cristallisent en général relativement tôt, c’est-à-dire bien
avant la cristallisation totale du magma. Leur orientation
statistique par rotation durant l’écoulement du magma,
au sein de la matrice liquide silicatée qui les contient,
est à l’origine de leur fabrique de forme, qui se fige au
moment de la cristallisation du magma. Sur la base
d’études théoriques [14, 33] et de modélisations analo-
giques [1, 2, 30], on sait que la foliation et la linéation
minérales qui résultent de ces rotations sont à peu près
coaxiales avec, respectivement, le plan d’aplatissement
et l’axe d’allongement de l’ellipsoïde de la déformation
finie qu’a connu le magma, au moins dans un certain
intervalle de fraction liquide, et donc de température ou
de temps au cours du refroidissement. Si les axes
magnétiques des minéraux marqueurs correspondent à
leurs axes de forme (biotite, amphibole, magnétite), la
fabrique magnétique sera elle-même coaxiale avec la
fabrique de forme (fabrique normale). Dans certains cas
déjà cités (tourmaline, cordiérite), la fabrique pourra
être inverse [41]. Ajoutons pour finir que les translations
que subit la magnétite au cours de la déformation du
magma peuvent donner naissance à des distributions
anisotropes pouvant générer des interactions magnéti-
ques.
Ainsi, on peut dire que, sauf dans certains magmas
granitiques alcalins (agpaïtiques) où la phase ferrifère
précipite en fin de cristallisation [15], les axes de la
fabrique magnétique d’un granite représentent les axes
de la déformation finie du magma, enregistrée au cours
d’un certain laps de temps avant sa cristallisation.
Notons que, si l’aspect directionnel est maintenant élu-
cidé, l’aspect scalaire reste mal connu. En effet, et en
dépit des efforts de modélisation numérique (voir [29]),
l’intensité de la fabrique ne peut être corrélée directe-
ment à l’intensité de la déformation du magma, princi-
palement par effet de seuil, au-delà du niveau auquel la
10
J.-L. Bouchez / C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 330 (2000) 1–14

Figure 6. Linéations magnétiques : (a) du pluton hercynien de Cauterets–Panticosa (Pyrénées), 300 stations (
in
[21]) ; (b) du pluton crétacé
du Mono-Creek (Californie), 187 stations (
in
[42]), et (c) des granites stratoïdes panafricains de Madagascar, au nord de Tananarive, 86 stations
(
in
[35]).
Figure 6. Magnetic lineations of: (a) the Hercynian Cauterets–Panticosa pluton (Pyrenees), 300 stations (
in
[21], 1998); (b) the Cretaceous
pluton of Mono-Creek (California): 187 stations (
in
[42]); and (c) the Panafrican stratoid granites of Madagascar, north of Antananarivo, 86
stations (
in
[35]).
11
J.-L. Bouchez / C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 330 (2000) 1–14

fabrique n’enregistre plus la déformation, sans compter
les effets d’une minéralogie magnétique composite. Il
reste aussi à mieux connaître l’évolution des proportions
liquide/cristaux, conditionnée par la nature du magma
et ses modalités d’ascension, pour mieux contraindre la
fenêtre de temps pendant laquelle est acquise la fabri-
que. En outre, les effets des petites déformations super-
posées, réalisées dans les conditions voisines du solidus,
doivent être pris en compte [4].
5.2. Aspects cinématiques et rhéologiques de la
déformation crustale
Les linéations magnétiques, marqueurs de l’étirement
du magma, sont d’excellents marqueurs de la dynami-
que et de la cinématique de sa déformation vers la fin
de sa mise en place. En carte, leurs trajectoires se lisent
comme des trajectoires de l’étirement fini. On en veut
pour preuve supplémentaire l’orthogonalité quasi systé-
matique observée, parfois à l’échelle de tout un mas-
sif [9, 11, 42], entre les linéations du granite d’une part,
et les filons aplitiques et pegmatitiques d’autre part, ces
derniers étant perpendiculaires aux ultimes directions
d’extension finie subies par le magma. Marqueurs ciné-
matiques, les linéations dans les massifs de Cauterêts–
Panticosa (
figure 6a
) et de Mono Creek (
figure 6b
) mon-
trent bien, par leurs trajectoires sigmoïdes, que leur
formation est synchrone des déformations cisaillantes
dextres d’ampleur régionale que connaissent également
les encaissants de ces plutons. Dans les granites statoï-
des de Madagascar (
figure 6c
), les linéations, bien
réglées en NE–SW parallèlement aux lames de granite
elles-mêmes, indiquent que ces dernières agissent
comme autant de niveaux de découplage au cours d’un
épisode de grande ampleur attribué à un amincissement
crustal fini-orogénique.
La remarquable homogénéité de l’anisotropie interne
des granites, insoupçonnée jusqu’à récemment, indique
que les réservoirs de magmas qui se mettent en place
dans la croûte se déforment de façon homogène dans la
quasi-totalité de leur volume avant de cristalliser. Cette
homogénéité de la déformation est propre à la rhéologie
newtonienne. La fabrique du granite qui révèle cette
déformation peut alors être comparée à la structure de
son contenant, c’est-à-dire de son encaissant. Si conte-
nant (encaissant) et contenu (massif granitique) présen-
tent des cinématiques identiques ou voisines, on
conclura que le granite est syntectonique, c’est-à-dire
synchrone d’une déformation régionale, comme dans
les exemples de la
figure 6
. C’est, semble-t-il, le cas le
plus fréquent, ce qui tend à accréditer l’idée que les
granites sont presque tous syntectoniques.
La croûte continentale se déforme en même temps
que le réservoir de magma granitique qu’elle contient.
Cependant, la déformation est homogène dans le réser-
Figure 7. Cartes locales et diagrammes d’orien-
tation correspondants des linéations magnétiques
(
K
1
) dans le pluton de Bassiès (Pyrénées) ; flè-
ches noires (blanches) : linéations pour lesquel-
les les variations d’un échantillon à l’autre sont
<20° (>20°) (d’après [36]). À l’échelle décamé-
trique (grande grille),
K
moyen = 173 µSI ;
P
moyen = 1,34 ; orientation du
K
1
moyen (carré
noir) : 47°/41° (σ= 20°). À l’échelle métrique
(petite grille, localisée en tirets sur la carte de la
grande grille),
K
moyen = 175 µSI ;
P
moyen =
1,33.
K
1
moyen : 56°/35° (σ= 14°).
Figure 7. Local magnetic lineation maps and
orientation diagrams of the Bassiès pluton
(Pyrenees); black (white) arrows represent linea-
tions for which within site variation is <20°
(>20°); from [36]. At the decametre scale (left),
mean
K
= 173 µSI; mean
P
= 1.34; orientation of
mean
K
1
(full square): 47°/41° (σ= 20°). At the
metric scale (right), mean
K
= 175 µSI; mean
P
= 1.33; orientation of mean
K
1
: 56°/35°
(σ= 14°).
12
J.-L. Bouchez / C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 330 (2000) 1–14

voir, tandis qu’elle est hétérogène dans l’encaissant. Ce
dernier étant lui-même hétérogène lithologiquement,
l’intensité de sa déformation est très sensible aux diffé-
rences de viscosité, même petites, dues aux différences
lithologiques. Facteur supplémentaire, la déformation
plastique à l’état solide des roches encaissantes est non
newtonienne, et donc par nature localisante.
La nature newtonienne de la déformation des roches
partiellement fondues, à l’origine des structures très
régulières et à peine visibles dans les roches magmati-
ques, a souvent créé l’illusion que ces roches ne sont
pas déformées. Au contraire, la nature fréquemment
non newtonienne de la déformation des roches solides,
à l’origine des structures bien visibles macroscopique-
ment, telles les zones de cisaillement, permet de dia-
gnostiquer facilement la présence de déformations. C’est
ce contraste entre comportements différents des roches
partiellement fondues et des roches solides qui est à
l’origine de l’impression souvent erronée que beaucoup
de plutons granitiques sont post-tectoniques.
N’existe-t-il plus pour autant de plutons granitiques
vraiment post-tectoniques ? L’absence de relation entre
fabrique du pluton d’une part, et déformation ou dépla-
cement de l’encaissant d’autre part, reste le critère prin-
cipal de diagnostic (voir [37]). Il est toutefois difficile
d’imaginer qu’un encaissant ne se déforme pas du tout
pendant la mise en place d’un pluton. Dans les cas,
peut-être encore insuffisamment documentés, de fabri-
ques interne et externe totalement indépendantes, la
fabrique interne devient alors exclusivement attribuable
au remplissage du réservoir de magma. La nature post-
tectonique du pluton peut alors être proposée. C’est
ainsi qu’on interprète le pluton de Vila Pouca de
Aguiar [43], mis en place dans une fracture crustale fini-
hercynienne du Nord du Portugal. De ce point de vue,
la fabrique de certains plutons granitiques alcalins qua-
lifiés d’anorogéniques mériterait d’être explorée.
6. Conclusion : l’avenir des études
structurales dans les socles granitiques
Les études d’ASM sont à l’origine d’une vision struc-
turale et rhéologique complètement renouvelée des
relations entre granite et croûte. La simplicité de cette
approche ne doit cependant pas cacher les difficultés
inhérentes à la complexité éventuelle de la minéralogie
magnétique. Cette simplicité permet une application
facile aux immenses étendues colorées en rouge homo-
gène sur les cartes géologiques. On sait maintenant que
beaucoup de ces surfaces cartographiquement neutres
possèdent une organisation interne souvent simple,
riche en informations sur la cinématique et la rhéologie
crustales. Des chantiers nouveaux pourraient s’ouvrir
dans les formations géologiques dominées par les
« socles ». On pourrait mieux cerner les modalités des
transferts de magma dans la croûte, et la structuration à
toutes échelles de cette dernière, comme dans l’exem-
ple de Madagascar, en relation éventuelle avec la pros-
pection minière. C’est seulement après ce stade d’étude,
et non avant comme c’est fréquemment le cas, que les
études géochimiques et pétrographiques plus fines
devraient intervenir.
Remerciements. Cette synthèse est le fruit du travail effectué depuis plus de 10 ans par l’équipe de pétrophysique de l’UMR CNRS 5563,
incluant chercheurs, techniciens et étudiants. Un merci supplémentaire à Adolphe Nicolas (Montpellier) qui m’a initié à la tectonophysique,
Pierre Rochette (Marseille) qui m’a initié au magnétisme des roches, à Anne Nédélec, Franck Poitrasson et Pierre Lespinasse (Toulouse), qui
ont scrupuleusement relu le manuscrit, et à Michel de Saint-Blanquat (Toulouse), qui a participé à la recherche bibliographique.
Références
[1] Arbaret L., Diot H., Bouchez J.-L., Shape fabrics of particles in
low concentration suspensions: 2D analog experiments and application
to tiling in magmas, J. Struct. Geol. 18 (1996) 941–950.
[2] Arbaret L., Diot H., Bouchez J.-L., Lespinasse P., Saint-Blanquat
M., Analogue 3D simple shear experiments of magmatic biotite subfab-
rics, in : Bouchez J.-L. et al. (éds), Granite: From Segregation of Melt to
Emplacement Fabrics, Kluwer Acad. Publ., Dordrecht, 1997,
pp. 129–143.
[3] Archanjo C.J., Launeau P., Bouchez J.-L., Magnetic fabric vs.
magnetite and biotite shape fabrics of the magnetite-bearing granite
pluton of Gameleiras (Northeast Brasil), Phys. Earth Planet. Int. 89
(1994) 63–75.
[4] Benn K., Overprinting of magnetic fabrics in granites by small
strains: numerical modeling, Tectonophysics 233 (1994) 153–162.
[5] Borradaile G.J., Werner T., Magnetic anisotropy of some phyllo-
silicates, Tectonophysics 235 (1994) 233–248.
[6] Borradaile G.J., Henry B., Tectonic application of magnetic sus-
ceptibility and its anisotropy, Earth-Sci. Rev. 42 (1997) 49–93.
[7] Bouchez J.-L., Granite is never isotropic: an introduction to AMS
studies in granitic rocks, in : Bouchez J.-L. et al. (éds), Granite: From
Segregation of Melt to Emplacement Fabrics, Kluwer Acad. Publ., Dor-
drecht, 1997, pp. 95–112.
[8] Bouchez J.-L., Guillet P., Chevalier F., Structures d’écoulement
liées à la mise en place du granite de Guérande (France), Bull. Soc.
géol. France (7) XXIII (1981) 387–399.
[9] Bouillin J.-P., Bouchez J.-L., Lespinasse P., Pêcher A., Granite
emplacement in an extensional setting: an AMS study of the magmatic
structures of Monte Capanne (Elba, Italy), Earth Planet. Sci. Lett. 118
(1993) 263–279.
[10] Damm V., Gesteinmagnetische Anisotropien in Magmatiten und
deren strukturgeologische Bedeutung, Z. Geol. Wiss. 16 (1988)
739–752.
[11] Darrozes J., Moisy M., Olivier P., Améglio L., Bouchez J.-L.,
Structure magmatique du granite du Sidobre (Tarn, France) : de
l’échelle du massif à celle de l’échantillon, C. R. Acad. Sci. Paris, série
II 318 (1994) 243–250.
[12] Dunlop D., Özdemir Ö., Rock Magnetism: Fundamentals and
Frontiers, Cambridge University Press 1997.
[13] Ellwood B.B., Hrouda F., Wagner J.J., Symposia on magnetic
fabrics: introductory comments, Phys. Earth Planet. Int. 51 (1988)
249–252.
[14] Fernandez A., Preferred orientation developed by rigid markers
in two–dimensional simple shear strain: a theoretical and experimental
study, Tectonophysics 136 (1987) 151–158.
13
J.-L. Bouchez / C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 330 (2000) 1–14

[15] Ferré E.C., Wilson J., Gleizes G., Magnetic susceptibility and
AMS of the Bushveld alkaline granite, South Africa, Tectonophysics 307
(1999) 113–133.
[16] Flinn D., On folding during three-dimensional progressive
deformation, Geol. Soc. London Quater. J. 118 (1962) 385–428.
[17] Gleizes G., Structures des granites hercyniens des Pyrénées, de
Mont-Louis–Andorre à la Maladeta, thèse, université de Toulouse,
France, 1992, 259 p.
[18] Gleizes G., Leblanc D., Bouchez J.-L., Le pluton granitique de
Bassiès (Pyrénées ariégoises) : zonation, structure et mise en place, C.
R. Acad. Sci. Paris, série II 312 (1991) 755–762.
[19] Gleizes G., Nédélec A., Bouchez J.-L., Autran A., Rochette P.,
Magnetic susceptibility of the Mont-Louis–Andorra ilmenite-type gran-
ite (Pyrenees): a new tool for the petrographic characterization and
regional mapping of zoned granite plutons, J. Geophys. Res. 98 (1993)
4317–4331.
[20] Gleizes G., Leblanc D., Bouchez J.-L., Variscan granites of the
Pyrenees revisited: their role as syntectonic markers of the orogen,
Terra Nova 9 (1997) 38–41.
[21] Gleizes G., Leblanc D., Santana V., Olivier P., Bouchez J.-L.,
Sigmoidal structures featuring dextral shear during emplacement of the
Hercynian granite complex of Cauterets–Panticosa (Pyrenees), J. Struct.
Geol. 20 (9–10) (1998) 1229–1245.
[22] Graham J.W., Magnetic susceptibility anisotropy: an unex-
ploited petrofabric element, Geol. Soc. Am. Abstr. Program 65 (1954)
1257–1258.
[23] Grégoire V., Saint–Blanquat M. de, Nédélec A., Bouchez J.-L.,
Shape anisotropy versus magnetic interactions of magnetite grains:
experiments and application to AMS of granitic rocks, Geophys. Res.
Lett. 24 (1995) 1819–1822.
[24] Grégoire V., Darrozes J., Gaillot P., Nédélec A., Launeau P.,
Magnetite grain shape fabric and distribution anisotropy vs. rock mag-
netic fabric: a three–dimensional case study, J. Struct. Geol. 20 (7)
(1998) 937–944.
[25] Hargraves R.B., Johnson D., Chan C.Y., Distribution anisotropy:
the cause of AMS in igneous rocks?, Geophys. Res. Lett. 18 (1991)
2193–2196.
[26] Housen B.A., Richter C., Van Der Pluijm B.A., Composite mag-
netic anisotropy fabrics: experiments, numerical models, and implica-
tions for the quantification of rock fabrics, Tectonophysics 220 (1993)
1–12.
[27] Hrouda F., Magnetic anisotropy of rocks and its application in
geology and geophysics, Geophysical Surveys 5 (1982) 37–82.
[28] Hrouda F., The effect of quartz on the magnetic anisotropy of
quartzite, Stud. Geophys. Geod. 30 (1986) 39–45.
[29] Hrouda F., Jesek J., Theoretical models for the relationship
between magnetic anisotropy and strain: effect of triaxial magnetite
grains, Tectonophysics 301 (1999) 183–190.
[30] Ildefonse B., Launeau P., Fernandez A., Bouchez J.-L., Effect of
mechanical interactions on development of shape preferred orienta-
tions: a two–dimensional experimental approach, J. Struct. Geol. 14
(1992) 73–83.
[31] Ishihara S., The magnetite-series and ilmenite-series granitic
rocks, Econ. Geol. (75th Ann. Volume) (1977) 458–484.
[32] Jackson M., Anisotropy of magnetic remanence: a brief review
of mineralogical sources, physical origins and geological applications,
and comparison with susceptibility anisotropy, Pageoph. 136 (1) (1991)
1–26.
[33] Jeffery G.B., The motion of ellipsoidal particles immersed in a
viscous fluid, Proc. Roy. Soc. London 102 (1922) 201–211.
[34] Jelinek V., Characterization of the magnetic fabrics of rocks,
Tectonophysics 79 (1981) 63–67.
[35] Nédélec A., Paquette J.-L., Bouchez J.-L., Olivier P., Ralison B.,
Stratoid granites of Madagascar: structure and position in the Panafri-
can orogeny, Geodin. Acta 7 (1994) 48–56.
[36] Olivier P., Saint-Blanquat M. de, Gleizes G., Leblanc D.,
Homogeneity of granite fabrics at the metre and decametre scales, in :
Bouchez J.-L., Granite: From Segregation of Melt to Emplacement
Fabrics, Kluwer Acad. Publ., Dordrecht, 1997, pp. 113–128.
[37] Paterson S.R., Fowler T.K., Schmidt K.L., Yoshinobu A.S., Yuan
E.S., Miller R.B., Interpreting magmatic fabric patterns in plutons, Lithos
44 (1998) 53–82.
[38] Rochette P., Fillion G., Identification of a multicomponent
anisotropy in rocks using various field and temperature values in a
cryogenic magnetometer, Phys. Earth Planet. Int. 51 (1988) 379–387.
[39] Rochette P., Jackson M., Aubourg C., Rock magnetism and the
interpretation of magnetic susceptibility, Rev. Geophys. 30 (3) (1992)
209–226.
[40] Rochette P., Scaillet B., Guillot S., Le Fort P., Pêcher A., Mag-
netic properties of the High Himalayan leucogranites, Earth Planet. Sci.
Lett. 126 (1994) 217–234.
[41] Rochette P., Aubourg C., Perrin M., Is this magnetic fabric nor-
mal?, Tectonophysics 307 (1999) 219–234.
[42] Saint-Blanquat M. de, Tikoff B., Development of magmatic to
solid-state fabrics during syntectonic emplacement of the Mono Creek
granite, Sierra Nevada Batholith, in : Bouchez J.-L. et al. (éds), Granite:
From Segregation of Melt to Emplacement Fabrics, Kluwer Acad. Publ.,
Dordrecht, 1997, pp. 231–252.
[43] Sant’Ovaia H., Martins H.C.B., Bouchez J.-L., Leblanc D.,
Noronha F., Leterrier J., Zoning and emplacement kinematics of the
post-tectonic Vila Pouca de Aguiar biotite–granite pluton (Northern
Portugal): a multidisciplinary approach, in : IVth Hutton Conference,
Clermont-Ferrand, Abstract, 1999.
[44] Siegesmund S., Ullmeyer K., Dahms M., Control of magnetic
rock fabrics by mica preferred orientation: a quantitative approach, J.
Struct. Geol. 17 (11) (1995) 1601–1613.
[45] Stephenson A., Distribution anisotropy: two simple models for
magnetic lineation and foliation, Phys. Earth Planet. Int. 82 (1994)
49–53.
[46] Tarling D.H., Hrouda F., The magnetic anisotropy of rocks,
Chapman and Hall, London, 1993, 217 p.
[47] Trindade R.I.F., Raposo M.I.B., Ernesto M., Siquiera R., Mag-
netic susceptibility and partial anhysteretic remanence anisotropies in
the magnetite-bearing granite pluton of Tourao, NE Brazil, Tectonophy-
sics 314 (2000) 443–468.
[48] Zapletal K., Low-field susceptibility anisotropy of some biotite
crystals, Phys. Earth. Planet. Int. 63 (1990) 85–97.
14
J.-L. Bouchez / C. R. Acad. Sci. Paris, Sciences de la Terre et des planètes / Earth and Planetary Sciences 330 (2000) 1–14