1.3.2 Zones de cisaillement

Les zones de cisaillement sont les caractéristiques structurelles les plus significatives et représentent des marqueurs de déformation dans les ceintures orogéniques. Elles sont les lieux d’accommodation privilégiée de la déformation et du mouvement relatif entre les blocs crustaux dans les orogènes phanérozoïques et protérozoïques. La majorité de la littérature publiée sur les zones de cisaillement traite des méthodes et des interprétations dérivées principalement d’exemples de terrain à faible teneur. D’autre part, les roches à forte teneur ont traditionnellement été étudiées de manière approfondie en termes de pétrologie et de géochimie métamorphiques, mais moins souvent d’un point de vue structural. La principale raison en est la difficulté d’interpréter les géométries complexes des tissus des environnements à haute teneur. De nombreux chercheurs ont tenté leur analyse par simple extrapolation d’études dans des roches à faible teneur à des roches à haute teneur, mais cela peut aboutir à des interprétations erronées.

Les zones de cisaillement sont, par simple définition, beaucoup plus fortement déformées que les roches environnantes. Une zone de cisaillement est une zone planaire de déformation concentrée qui, par elle-même ou en association avec d’autres zones, aide à accommoder, ou accommode entièrement, un taux de déformation régional ou local imposé au-delà de la résistance de la roche du pays. Si le mode de déformation est principalement la compression ou l’extension, on parle de cisaillement pur (également déformation coaxiale), et si la déformation se produit par des déplacements tangentiels (parallèles aux parois), on parle de cisaillement simple (également déformation non coaxiale). Si la déformation d’une zone de cisaillement est constituée des deux, il s’agit d’un cisaillement général. Les déformations de transpression et de transtension sont le résultat d’une telle composante de cisaillement pur et de cisaillement simple dans une zone de déformation. Traditionnellement, le terme de zone de cisaillement était attribué pour désigner uniquement les zones de cisaillement ductiles afin de les distinguer des failles propres. Cependant, le terme zone de cisaillement, tel qu’utilisé par Ramsay (1980), englobe à la fois les failles propres et les zones de cisaillement ductiles.

Les zones de cisaillement définissent les limites principales des ceintures orogéniques profondément érodées ainsi que les zones de déformation plus intense à l’intérieur de celles-ci. Le déplacement le long des zones de cisaillement peut être de type dip, oblique ou strike-slip. La nature de ces zones de cisaillement limitrophes est utile pour contraindre l’évolution cinématique de ceintures orogéniques très complexes. Ces données deviendront le point de départ de la modélisation des processus tectoniques qui ont façonné les ceintures orogéniques du Panérozoïque et du Protérozoïque. La nature, la géométrie et d’autres analyses cinématiques des zones de cisaillement contraignent indépendamment les relations entre les segments orogéniques. Ceci améliorerait grandement notre compréhension des processus orogéniques protérozoïques lorsqu’il est combiné avec les données géochronologiques disponibles. Il est probable que de grands déplacements horizontaux ont dominé l’évolution des ceintures orogéniques protérozoïques. Ces déplacements se produisent généralement le long de zones de cisaillement majeures qui relient la déformation des niveaux moyens et inférieurs de la croûte à celle des ceintures de chevauchement de l’avant-pays (Daly, 1988). Le niveau d’érosion dans la plupart des ceintures orogéniques protérozoïques entraîne une exposition importante de gneiss cisaillés et une absence commune de ceintures de poussée d’avant-pays.

Les zones de cisaillement sont très importantes à plusieurs égards : (1) elles sont les cibles privilégiées de l’exploration minière car la minéralisation est généralement associée à des caractéristiques géométriques spécifiques telles que les coudes et les intersections ; (2) elles sont les sites de très grandes déformations et offrent certains des outils les plus puissants pour démêler les caractéristiques de déformation complexes de la croûte terrestre ; (3) les zones de cisaillement sont également les sites d’intrusions ignées comme les roches alcalines, les plutons granitiques et les anorthosites ; (4) elles sont les seules voies perméables pour la grande croûte continentale et elles agissent comme des conduits de fluides efficaces pendant la déformation active ; (5) elles deviennent souvent des sites potentiellement dangereux en raison de la concentration accrue de radon dans les sols, parfois liée à la concentration d’uranium. Une corrélation possible entre la zone de cisaillement et la teneur en U-Th suggère une augmentation progressive de l’enrichissement en U avec la déformation, et les ceintures de mylonitisation étendue, de réactivation répétée et de transfert chimique.

Selon Ramsay (1980), les zones de cisaillement peuvent être classées en trois types : (1) les zones de cisaillement cassantes, dans lesquelles un déplacement tangentiel (parallèle à la paroi) a lieu le long de fractures cassantes et les roches de paroi restent non déformées, (2) les zones de cisaillement cassantes-ductiles dans lesquelles le mouvement tangentiel le long de la zone est associé à la fois à une déformation ductile et à une fracture cassante, et (3) les zones de cisaillement ductiles, dans lesquelles le mouvement tangentiel est associé uniquement à une déformation ductile. Les zones de cisaillement fragile ou zones de faille sont une variété particulière de zones de cisaillement, où une discontinuité claire existe entre les côtés de la zone et où les parois latérales sont presque non déformées ou tout au plus bréchifiées. Ces zones de faille sont généralement attribuées à une rupture fragile contrôlée par les propriétés élastiques limites de la roche sous contrainte orogénique. Elles sont prédominantes dans les niveaux crustaux supérieurs et moyens, contrairement aux zones de cisaillement ductiles de haut grade des niveaux crustaux profonds. Une zone de cisaillement fragile étroite composée de failles coulissantes discrètes peut s’élargir dans les niveaux crustaux plus profonds et prendre la forme d’une large zone de cisaillement ductile dans les profondeurs de la croûte inférieure et du manteau supérieur. L’étude du développement de la configuration des failles dans les zones de cisaillement fragile aide à l’analyse cinématique correcte des zones de cisaillement à déformation multiple. Les zones de cisaillement cassantes se caractérisent principalement par la présence de cataclasites et de gouges. Une cataclasite est dépourvue de foliation et comprend des clastes angulaires dans une matrice à grain fin constituée de minéraux nouvellement développés, principalement du mica blanc, de la chlorite et/ou de la calcite. Une classification similaire à celle utilisée pour les mylonites est appliquée aux cataclasites. Celle-ci peut également se transformer en mylonite après une cataclase initiale. Les gouges sont des roches de faille incohérentes qui résultent de mouvements de niveau peu profonds dans une zone présentant souvent une faible foliation. Elles ont tendance à être limitées à des zones étroites souvent à l’intérieur de zones mylonitiques ou cataclastiques plus larges.

Les zones de cisaillement fragiles-ductiles sont généralement associées à une certaine déformation ductile dans les parois, qui montrent une déformation permanente sur une distance allant jusqu’à 10 m de chaque côté du plan de faille. Il est possible que la partie ductile de l’histoire de la déformation se soit formée à un moment différent de celui de la discontinuité de la faille. Un autre type de zone de cisaillement fragile-ductile est la rupture par extension. La zone de déformation présente un réseau en échelon d’ouvertures d’extension, généralement remplies de matériau cristallin fibreux. Les ouvertures font généralement un angle de 45 degrés ou plus avec la zone de cisaillement et parfois sous une forme sigmoïdale.

La déformation ductile domine et s’accommode principalement sous la forme de zones de cisaillement ductiles dans la croûte inférieure et le manteau supérieur, qui forme la base de la lithosphère avec des conditions métamorphiques de plus haut degré. Les zones de cisaillement ductiles sont couramment décrites dans de vastes zones des terranes à haute teneur associés aux orogènes protérozoïques partout dans le monde. Ces zones sont importantes dans les reconstitutions tectoniques car elles constituent une source d’informations sur le mouvement relatif des grands blocs crustaux ou des plaques dans le passé géologique. Les terranes de haute qualité, formés dans des conditions de haute pression (8-10 kbar) et de haute température (700-1000°C) existant dans les orogènes crustaux plus profonds. Les zones de cisaillement ductiles formées dans des conditions de haute teneur restent actives de manière continue ou intermittente pendant plusieurs épisodes d’activité tectonique. Par conséquent, une superposition de déformations fragiles-ductiles et fragiles plus récentes peut également être identifiée dans une zone antérieure d’environnement ductile. Une analyse minutieuse est nécessaire pour distinguer les déformations polyphasées et leurs tissus respectifs afin de déduire les phases de déformation correspondantes.

Les zones de cisaillement ductiles sont généralement caractérisées par le développement de tissus mylonitiques. Par exemple, dans le matériel granitique, les tissus sont bien définis sous la forme d’une foliation étroitement espacée par des couches alternées de grains de quartz recristallisés, de rubans laiteux de feldspaths recristallisés à grain fin et de biotites fines et platinées. Les surfaces de foliation contiennent une très forte linéation (linéation d’étirement) définie par l’allongement (et/ou le boudinage) de minéraux comme la hornblende, les micas, le quartz, les feldspaths, etc. ainsi que des agrégats minéraux. Les mylonites S-C sont très courantes, indiquant une histoire de déformation non coaxiale. L’importance de la déformation est très variable, ce qui entraîne l’apparition de séries mylonitiques (proto- à ultramylonite). La rétrogression, la réduction de la taille des grains, le développement de nouveaux grains, en particulier la biotite, le disthène, la staurolite et la muscovite sont typiques.