La tectonique décrochante à toutes les échelles

Leçon de contre-option d’agrégation

Préparation à l’agrégation de l’université d’Orsay

Proposition de plan par Mathieu Rodriguez

rodriguez@geologie.ens.fr

Introduction :

La répartition de la sismicité mondiale permet de définir les frontières de 25 grandes plaques tectoniques.

La sismicité aux frontières de plaques est due aux forces de frottement générées par leur mouvement

relatif. On distingue selon la répartition des séismes les frontières de plaques localisées et les frontières

de plaque diffuses. Il existe trois grandes catégories de limites de plaque : les limites convergentes (zones

de subduction et de collision), les limites divergentes (zones de rifting et d'ouverture océanique) et les

limites coulissantes (failles transformante & décrochante), issues du mouvement horizontal entre deux

plaques. La tectonique de ces dernières constitue la thématique de cette leçon.

Le jeu d’un décrochement peut être mis en évidence par l’étude de divers marqueurs. L’étude du

décalage des rangées d’arbres dans les plantations situées sur la faille de San Andréas, en Californie, est

un exemple qui permet de comprendre comment fonctionne un décrochement au cours du temps et du

cycle sismique. En situation initiale, les arbres sont parfaitement alignés. Lorsque les contraintes

s’accumulent sur le plan de faille, les rangées d’arbres commencent à s’incurver : cela correspond au

glissement asismique. Lorsque les contraintes accumulées dépassent le seuil de rupture, il y a

relâchement des contraintes, et un décalage au sein des rangées d’arbre. Ceci correspond au rebond

élastique. Lorsqu'un bloc est décalé vers la droite par rapport au bloc lui faisant face, le jeu de la faille

est dit "dextre". Lorsqu'il est décalé vers la gauche, le jeu de la faille est dit "sénestre".

Au sens strict, une faille décrochante se définit par les stries horizontales que le mouvement relatif des

blocs laisse sur le plan de faille, quelque soit le pendage de ce dernier. Les décrochements néoformés

se mettent en place à la faveur d’une contrainte maximale horizontale σ1 oblique par rapport à la

direction du plan de faille.

Il convient de distinguer les failles décrochantes des failles transformantes qui décalent les segments de

dorsale en domaine océanique. La définition initiale des failles transformantes a été établie par J.T.

Wilson (1965), qui a découvert les failles transformantes à partir des décalages horizontaux des

anomalies magnétiques du plancher océanique, atteignant par endroits des centaines de kilomètres. Le

tracé d’une faille transformante suit un petit cercle eulérien. Latéralement par rapport à l'axe de la

dorsale, les failles transformantes océaniques deviennent inactives et les morceaux de plaque sont soudés

: c'est la zone de fracture, vestige de l'épisode actif. La sismicité et les mécanismes au foyer sur les failles

transformantes océaniques illustrent bien la localisation de l'activité tectonique entre les segments

d’accrétion de la dorsale.

C'est une différence majeure avec les failles décrochantes continentales, pour lesquelles la sismicité est

localisée sur tout le long de la faille. La confusion des termes ‘décrochement’ et ‘transformante’ vient

du vocabulaire employé dans la cinématique des plaques. Dans cette discipline, les failles transformantes

sont des failles décrochantes qui transfèrent (ou transforment) le mouvement d’une frontière de plaque

à une autre. Par exemple, la faille du Levant transforme la divergence au niveau de la Mer Rouge en

convergence au niveau du Zagros. Dans le cadre de cette leçon, nous limitons le sujet à la tectonique

des failles décrochantes au sens strict.

Faille de San Andreas (Imperial Valley) : décalage de rangées d’arbres sur 6 m après un séisme

en 1940

A travers le monde, les failles décrochantes sont rencontrées dans différents contextes géodynamiques

1) Les décrochements constituant des limites de plaque localisées (exemples de la faille de San Andreas

en Californie; de la faille du Levant entre l'Arabie et la Nubie; de la zone de Fracture d’Owen constituant

la limite de plaque Inde-Arabie).

2) Les décrochements au sein de zones de déformation diffuses, qui séparent des blocs continentaux

dans les zones de collision continent-continent ou arc-continent, phénomène décrit sous le nom

d’extrusion latérale ("tectonic escape"). Des exemples sont : la faille Nord anatolienne dans le cas de

l’extrusion du bloc anatolien, ou les décrochements tibétains (Hayuan, Altyn Tagh, Kunlun, Red

River…) dans le cas du poinçonnement de l'Asie par l'Inde.

3) Les décrochements formés à la faveur de subduction oblique et du partitionnement de la déformation

qui en résulte, comme dans le cas de la faille de Sumatra ou des décrochements Chiliens;

4) et enfin une dernière catégorie, formée par les décrochements que l'on trouve en contexte intraplaque

(ex. dans les cratons continentaux ou issus de la réactivation de zones de fractures dans l’océan), souvent

issus d'anciennes limites de plaques actives, et agissant actuellement comme des zones de concentration

des contraintes à l'intérieur des plaques (exemple des zones de cisaillements armoricaines en France).

Selon l’échelle d’observation considérée, les structures associées à la tectonique décrochante partagent

des points communs et des différences qu’il s’agit ici de mettre en évidence. La question sous-jacente à

cette leçon est celle de la validité du principe d’homologie, qui stipule que les structures observées à

petite échelle sont les mêmes que celles observées à grande échelle. Chaque échelle d’observation

présente sa diversité de structures. A l’échelle de l’affleurement, un système de faille décrochant n’aura

pas toujours les mêmes caractéristiques selon le matériau affecté par la déformation, ou selon les

conditions de pression et température gouvernant la déformation (autrement dit, selon le niveau

structural considéré). A l’échelle lithosphérique, un décrochement n’aura pas toujours la même structure

selon les propriétés rhéologiques des lithosphères mises en jeu, et selon le contexte géodynamique.

Le sujet ne précise pas s’il faut se limiter à la tectonique décrochantes à différentes échelles spatiales,

ou s’il faut aussi considérer les différentes échelles temporelles. De plus les déformations à l’échelle de

la lame mince ou de l’affleurement ne se font pas sur la même durée et à la même vitesse que les

déformations observables à l’échelle lithosphérique, bien qu’elles soient intimement liées. A l’échelle

spatiale se rajoute donc la problématique de la durée et de la vitesse de la déformation sur la diversité

des structures décrochantes observées. Existe-t-il des phénomènes de tectonique décrochante qui

n’apparaissent que sur de très longues durées ?

Eléments de définition d’une faille décrochante à partir de l’exemple de San Andreas

1) La tectonique décrochante à l’échelle de l’affleurement et de la lame mince

-A ces échelles, on parle de déformation cisaillante. La déformation cisaillante n’est pas le propre

de la tectonique décrochante, et la plupart des structures décrites ci-après peuvent se retrouver

aussi au niveau de détachements ou chevauchements, ou même à proximité de plutons dont la mise

en place a entraîné des processus de déformation.

-Approche : description de la tectonique décrochante selon le niveau structural. A l’échelle de

l’affleurement et de la lame mince, ce sont surtout les décrochements impliquant la lithophère

continentale qui sont étudiés (accès aux affleurements). La croûte supérieure adopte un comportement

cassant. En profondeur, selon les conditions de température et de pression, la croûte inférieure peut

adopter un comportement ductile.

-De nombreux décrochements actifs permettent d’étudier les structures en domaine cassant. Cependant,

des études de terrain peuvent être aussi menées sur des régions ayant été affectées par de la tectonique

ductile, au-delà de la dizaine de kilomètres de profondeur. L’exhumation de ces domaines au cours des

temps géologiques fait qu’ils sont aujourd’hui accessibles, et fournissent une fenêtre sur les processus

de déformation cisaillante en profondeur. La combinaison des études réalisées sur les déformations en

domaine cassant et ductile est une première façon de comprendre comment s’exprime la déformation

cisaillante à l’échelle de la lithosphère.

Schéma de la déformation décrochante selon le niveau structural

a/ La tectonique cisaillante/décrochante en domaine cassant

-Déformation cassante, incohérente (brèches) ou cohérente. Epaisseur de la zone affectée par la

déformation définit la zone d’endommagement.

-Zones incohérentes : Cataclasite, pseudotachylite (roches vitreuse ou à grain très fin issu du mélange

d’élément au sein de la zone d’endommagement). Zones pulvérisées (roches entièrement broyée, la zone

d’endommagement ressemble à une sorte de poudre friable).

-Tectoglyphes, systèmes de fractures.

*Ex-Stries horizontales sur un plan de faille en décrochement. Permet de reconstituer les paléo-

contraintes.

*Ex-Système de fracture conjugué, avec fentes en extension remplies de calcite, et stylolithes

en compression formant des digitations par lesquelles deux compartiments s’interpénètrent

*Systèmes de fractures en-échelon

Gauche : Exemple d’un système de fracture cisaillant à l’échelle de l’affleurement ;

Droite : Diversité des terminaisons des fractures en décrochement (échelle de l’affleurement)

-Comment expliquer les systèmes de fracture

en cisaillement en domaine cassant ? Les

expériences analogiques de Riedel : une

première explication des systèmes de fracture

en cisaillement en domaine cassant. Il s’agit

d’expériences de déformation rotationnelle

réalisées en laboratoire sur des gâteaux d’argile.

Ces expériences permettent de comprendre la

formation des fentes de tension et des joints de

cisaillement que l’on observe dans les exemples

précédents. Le gâteau d’argile est placé entre

deux plaques de métal jointives reposant sur un

plan horizontal. Des cercles sont impressionnés

sur l’argile, de façon à mieux suivre sa

déformation. Les plaques sont déplacées

parallèlement à leur bord de sorte que le gâteau

d’argile soit soumis à un couple cisaillant

moteur, dextre ou sénestre selon le mouvement

que l’on cherche à étudier. Suite à la

déformation, nous observons : a) que les cercles

subissent un cisaillement simple et se

transforment en ellipse dont l’axe est orienté à

45° par rapport au décrochement ; b) si les

argiles sont mouillées, il y a formation de fentes,

à 45° elles aussi ; c) si les argiles sont sèches il

y a formation de joints de cisaillement, à 60°.

Les fentes ainsi formées sont les Riedel.

b/ La tectonique cisaillante/décrochante en domaine ductile

-Mylonites : roches foliées avec linéation apparente. Observables sur le terrain dans les zones de

cisaillement qui ont été exhumées. Ex. au niveau des décrochements tardi-hercyniens du massif

armoricain.

-Les fabriques C-S et C-C’. Bandes de cisaillement C, et plans de foliation & schistosité S. Indicateurs

du sens de cisaillement. Sens de cisaillement de C-C’ synthétique du sens de cisaillement de la zone

considérée.

*Porphyroclastes et porphyroblastes et leurs ombres de pression : indicateurs du sens de cisaillement.

Ex. le cas des grenats hélicitiques.

2) La tectonique décrochante à l’échelle de la lithosphère

Les exemples de déformation précédents illustrent que la déformation cisaillante ne s’exprime pas de la

même façon selon le niveau structural considéré. Il s’agit donc ici de mieux comprendre comment

s’articulent ces modes de déformations à l’échelle de la lithosphère, et d’identifier des modes de

déformations qui ne sont pas visibles à la seule échelle de l’affleurement.

a/ Les structures décrochantes à l’échelle cartographique

-Identification de segments relativement linéaires suivant leur petit cercle, sans grande complexité

structurale. La longueur de ces segments correspond à l’épaisseur de la croûte supérieure cassante

(typiquement, une vingtaine de km pour le continent, une soixantaine de km pour les océans).

- Le jeu des failles décrochantes met en contact étroit des portions de lithosphère dont les propriétés

physiques et rhéologiques sont très différentes. La faille est alors considérée comme une interface

bimatérielle. Contraste océan/continent ; ex. Point Arena sur San Andreas

-Les relais & leur diversité structurale : à l’échelle régionale, il existe des discontinuités qui prennent

place entre les segments de systèmes décrochants. Selon la façon dont le tracé du décrochement dévie

de son petit cercle, des composantes extensives ou compressives peuvent se surimposer au mouvement

décrochant, et contrôler la formation des relais.

-Les relais en relâchement : les bassins pull-apart (ex. Mer Morte, Marmara, Salton Sea etc…). Le terme

de pull-apart désigne de façon générique tout bassin formé le long d’un décrochement. Derrière ce terme

se cache cependant une grande diversité de structures. Les contraintes extensives peuvent être

colinéaires à la direction du décrochement (bassin formé en décrochement pur), ou obliques à la

direction du décrochement (bassin formé en transtension). Les bassins pull-apart ont des géométries

variables (forme de S, rhomboèdre, degré d’asymétrie variable…).

Un point commun à la plupart des bassins pull-apart est leur taux de subsidence extrêmement rapide, de

l’ordre de 500 m/Ma pour la Mer Morte par ex.

Ci-après : exemple de relai en pull apart et de relai transpressifs, ainsi que diverses courbes de

subsidence calculées pour divers bassins en pull apart

Exemples de déformation avec rotation de blocs (en contexte extensif –haut- et compressif - bas)

-Les relais en serrage (ou transpression) : ex. des transverses ranges (san Francisco) le long de la faille

de San Andreas. D’une certaine façon, la chaîne du Liban peut être rattachée à cette catégorie.

-Les terminaisons de décrochements : les structures en queue de cheval, formées par plusieurs failles

branchées de façon +/- orthogonale sur la faille principale (ex. Fosse de Dalrymple, Fosse d’Andaman,

Fosse Nord Egéenne…). Souvent localisées dans des zones d’importantes variations d’épaisseur de la

lithosphère.

-Les structures en fleur : les zones de relais vues en coupe dessinent des structures complexes dont

l’aspect mime les branches d’un arbre ou les tiges d’une plante. S’il s’agit d’un relai en relâchement, la

fleur est associée à une dépression topographique et se voit qualifiée de structure en fleur négative.

Inversement, dans les relais transpressifs, les fleurs forment des topographies positives (structure en

fleur positives).

-Les rotations de blocs (déformation cassante). Certains grands décrochements (faille du Levant, de San

Andreas) sont composés de plusieurs branches, qui viennent se brancher sur la branche principale (celle

qui suit le petit cercle). A la manière de dominos, les blocs crustaux délimités par les différentes branches

subissent un cisaillement et une rotation (mise en évidence par des études paléomagnétiques). Ceci est

mis en évidence au niveau des monts du Liban (faille du Levant) ou de la mer de Salton (San Andreas).

-Les granites en pinceau (déformation ductile) : ex. des granites syn-cinématiques des décrochements

tardi-hercyniens dans le massif armoricain (Exemples : les granites de Pontivy. Les granites de la carte

au 1 :50 000 de Belle-Isle-en-Terre).

b/ Structure profonde des décrochement vue par les outils de la géophysique

-Distribution de la sismicité/ identification des zones de déformation cassante en première

approximation. Ex. la sismicité le long de la faille de San Andreas est concentrée pour la majeure partie

dans les 15 premiers km. Cependant, la sismicité ne reflète pas nécessairement le comportement long

terme de la lithosphère : une micro-sismicité peut être observée dans une zone dont la déformation long-

terme est essentiellement ductile.

L’identification de niveaux de décollement par sismique réflection.

*Ex-Sel en Mer Morte. La structure de surface résulte donc essentiellement de la tectonique

gravitaire ! La présence d’un niveau de découplage au sein de la croûte est supposée, mais

difficile à démontrer/identifier sur l’imagerie géophysique. L’existence d’un niveau de

décollement crustal au niveau de la Mer Morte est difficile à expliquer du fait du flux de chaleur

de 40 mW/m² (considéré comme froid). Niveau semi-ductile ?

* Ex-Niveaux de décollement ductile associé à la croûte inférieure en Mer de Marmara. Les

failles de la croûte sup se branchent sur le niveau de décollement. Mise en évidence d’un système

à trois blocs (avec bloc central au cœur de la mer de Marmara).

-OBS & fonctions récepteurs & gravimétrie. Pour la Mer Morte, absence de remontée du Moho en dépit

de la dépression topographique et de l’épaisseur du bassin : ceci est lié à une longueur d’onde trop courte

de la déformation pour permettre la compensation isostatique.

Profil sismique du bassin de la mer morte

Profil sismique en Mer de Marmara, le long de la Faille Nord Anatolienne

3) L’évolution structurale des systèmes décrochants dans le temps (à l’échelle de plusieurs

millions d’années)

-a/ Système de failles décrochant diffus et systèmes de failles localisés

-ex limite Pacifique/Nord Amérique : Le système de San Andreas est plus localisé que celui de Walker

Lane, qui est lui plus diffus. Ceci pose la question du rôle de la rhéologie, de la quantité de mouvement

fini, du régime de contrainte local sur le degré de localisation.

-Bien qu’initiés à la même époque (vers 15 Ma), le système de San Andreas a fonctionné à un taux plus

important que celui de Walker Lane. Le degré d’évolution structurale (la maturité) du système de Walker

Lane est donc moindre que celui de San Andreas. Cela représenterait la tendance des systèmes

décrochants à évoluer de systèmes diffus vers des systèmes localisés.

-Les expériences analogiques reproduisent la situation observée au niveau de la limite Pacifique/Nord

Amérique. Elles décrivent l’évolution suivante. Situation initiale : déformation diffuse. Le système

évolue vers une déformation de plus en plus localisée. Formation de failles en échelon, les ‘Riedel’,

orientées à env. 30° p/r à l’axe de la zone de cisaillement principale. Avec l’augmentation de la quantité

de mouvement relatif, les Riedel s’orientent parallèlement à l’axe de cisaillement, et fusionnent en un

système de failles continu.

En haut schéma structural du système de Walker Lane et de San Andreas, à comparer avec les

résultats de modèles analogiques montrant l’évolution du degré de localisation de la déformation avec

la quantité de déplacement accumulée.

-b/ Diversité des modes d’ouverture des bassins en pull-apart

-Le modèle classique d’ouverture des bassins en pull-apart suppose un continuum de déformation, le

bassin s’agrandissant en fonction de la quantité de mouvement relatif fini le long du décrochement

principal. Cependant ce modèle n’est strictement valide que pour les bassins formés le long des

transformantes océaniques, à partir du moment où un centre d’accrétion est mis en place au cœur du

bassin.

Diversité des bassins en pull apart…ne reflète pas un continuum de déformation

- Concernant les décrochements continentaux, cette relation n’est pas vérifiée. Par exemple, le bassin de

la Mer Morte, qui fait 110 km de long, ne s’initie sur la faille du Levant qu’il y a 2 à 3 Ma environ. Cette

durée correspond à 15-20 km de mouvement sénestre, une valeur bien inférieure à la longueur du bassin.

-Il s’agit donc d’un système à 3 blocs, où un bloc central est isolé dès les premiers stades de formation

du relai. C’est la taille de ce bloc qui détermine au premier ordre la taille du bassin. La taille du bloc

isolé dépend de l’écart entre les segments du décrochement à l’origine du relai, et de leur degré de

recouvrement (distance le long de laquelle les segments se font face).

-Cas de la Mer de Marmara : le mode d’ouverture est encore discuté. Certains proposent que le bassin

était à l’origine un bassin formé en contexte arrière arc de la subduction héllénique, similaire au golfe

de Corinthe actuel, et que ce bassin aurait été inclus (‘capturé’) dans une zone de cisaillement qui se

serait localisée au cours du temps avec la quantité de mouvement décrochant accumulé (grossièrement,

transition d’un système type ‘Walker Lane’ vers un système type ‘San Andreas’).

-c/Modes de formation des relais transpressifs

-Ecaillage de segments de croûte sup. qui s’empilent les uns sur les autres.

-La croissance latérale des relais transpressifs sur différents segments adjacents about à leur

juxtaposition, et peut donner l’impression d’une seule et même chaîne de montagne…ex. Altai en

Mongolie.

Schéma structural de l’Altai : plusieurs relais transpressifs juxtaposés

-d/ Mode de formation des terminaisons de décrochement

-Un des points les moins étudiés de la tectonique décrochante… Les terminaisons se formeraient dans

les zones de relais dont les branches ne pourraient se connecter (distance entre les segments trop élevée).

Ces zones se rencontrent souvent dans des zones ayant subi des épisodes de rifting au préalable.

-e/ Comparaison des structures décrochantes selon l’échelle d’observation : des structures similaires

ont-elles le même mode de formation ?

-Ex. des rhomboèdres de calcite et des bassins pull apart : même géométrie générale, mais pas du tout

le même mode de formation !

-Ex. Stylolithes et des relais transpressifs : idem, aucun lien dans le mode de déformation

(pression/dissolution dans un cas ; chevauchement d’écailles dans l’autre !)

-Le mécanisme de formation des décrochements est complexe : il obéit, selon l’échelle considérée, à

une déformation par cisaillement pur (=aplatissement) ou par cisaillement simple. A) Dans le cas des

décrochements dont la longueur n’excède pas la centaine de km, et dont le rejet reste inférieur à 10 km,

la déformation se fait par cisaillement pur (considérant un milieu homogène et isotrope). Il y a formation

d’un système de failles conjuguées (dextre et sénestre). Les axes des contraintes principale (σ1=

aplatissement) et minimale (σ3) se confondent avec les bissectrices des plans conjuguées. La

déformation est accommodée par des failles normales, dont la direction est parallèle à celle de la

contrainte principale, et des failles inverses, perpendiculaires à σ1. Ces systèmes de failles se

rencontrent dans les bassins d’avant-pays des chaînes de montagne. B) Dans les cas de décrochements

de plus grande envergure (ex : San Andréas : 900 km ; Owen : 800 km ; Faille alpine de la Nouvelle

Zélande : 1100 km), la déformation obéit à un cisaillement simple. La déformation principale est

accommodée par la formation de failles en échelon. Bien que les modèles expérimentaux prédisent un

mode de formation par déformation rotationnelle, il semblerait que, dans la nature, les grands

décrochements soient formés par le rejeu de grandes failles héritées de phases tectoniques antérieures.

Du fait de l’héritage structural souvent complexe d’une région, pré-fracturée par un intense réseau de

failles, il est difficile de relier les décrochements à un régime tectonique général particulier.

4) Tectonique décrochante à l’échelle d’un cycle orogénique : collages et transferts de

fragments lithosphériques

-A l’échelle des temps géologiques, les

décrochements peuvent changer de localisation

à la faveur de réorganisation globale des

plaques. Par exemple, la limite de plaque Inde

Arabie, système actif depuis 90 Ma, a migré

suite à la collision Inde-Eurasie de la bordure de

la marge Omanaise vers la zone de fracture

d’Owen. La migration de la limite de plaque

entraîne le transfert d’un segment de lithosphère

de la plaque indienne vers la plaque Arabie.

C’est à l’heure actuelle le seul endroit où se

phénomène a été identifié, peu de décrochement

ayant une durée de vie supérieure à 15 Ma (et

donc peu d’entre eux ont subi l’effet d’épisode

de réorganisation des plaques).

Ci-contre : évolution de la limite de plaque Inde

Arabie

-Les ‘exotic terranes’ ou le collage tectonique. Ex. du bloc de Yakutat le long de la faille de Queen

Charlotte –Fairweather. Reconstruction ci-après

***Conclusions ***

-Tecto cassante vs tecto ductile

-Pas de vérification du principe d’homologie : des formes semblables à différentes échelles, mais pas

les mêmes modes de formation. Rôle des niveaux de décollement à l’échelle lithosphérique

-Evolution structurale : du diffus au localisé.

*Bibliographie : Ce que disent les pierres, Mattauer ; Géologie structurale, Debelmas Mascle ; Les

déformations de la lithosphère, Jolivet