Méthodes de datation du Quaternaire

3.1 Introduction

Pour une meilleure identification et compréhension des phénomènes et processus tectoniques qui affectent une région donnée à l’échelle de plusieurs cycles sismiques, il est nécessaire de cou-pler l’étude des paysages - c’est le rôle de la géomorphologie - à l’étude des structures qui affectent ces paysages - c’est le rôle de la tectonique. Cette approche est appelée géomorphologie tecto-nique ou « Morphotectotecto-nique » (Wallace, 1977). Le but de la morphotectotecto-nique est d’analyser l’évolution temporelle et spatiale, aussi appelée cinématique (terme qui regroupe la géométrie, l’amplitude et le sens des déplacements, et in fine la vitesse), des structures tectoniques en étu-diant leurs effets sur les objets quaternaires de surface (cône alluvial, colluvions, terrasse alluviale et marine, réseau hydrographique, ride...). La caractérisation de ces objets ou marqueurs mor-phologiques quaternaires par les processus tectoniques nécessite de pouvoir observer les choses à différentes échelles de temps et d’espace. Une analyse morphotectonique passe par l’étude du fonctionnement des structures sur plusieurs milliers, voire dizaines ou centaines de milliers d’an-nées, temps généralement proportionnel aux vitesses de déformation enregistrées autour de ces structures. Cela représente des surfaces morphologiques affectées variant de quelques centaines de m2

(échelle locale) à plusieurs centaines de km2

(échelle régionale). L’identification puis l’ana-lyse de marqueurs morphologiques quaternaires décalés et déformés par une faille permettent en premier lieu de déterminer la géométrie de la faille et la quantité de déformation cumulée le long de cette faille. En datant les marqueurs qui ont enregistrés cette déformation, les vitesses moyennes de glissement des failles peuvent être estimées. La paléosismologie s’intéresse généra-lement aux marqueurs décalés sur des temps plus courts (quelques centaines à milliers d’années) et permet de mieux quantifier le cycle sismique de la faille étudiée (déplacement co-sismique, magnitude et temps de récurrence). Ces données sont importantes dans l’estimation de l’aléa sis-mique régional. Avant de commencer une étude morphotectonique d’une zone géographique, il est important d’étudier les données sismiques et géologiques disponibles (i.e. les cartes géologiques, les données de sismicité instrumentale et historiques, les cartes des champs de vitesse GPS,..) renseignant sur la déformation court-terme, afin de cibler au mieux les régions potentiellement actives tectoniquement. L’étape suivante consiste à observer à l’échelle régionale les structures géologiques et les marqueurs morphotectoniques à partir d’images satellites, de photos aériennes et de modèles numériques de terrain (MNT), permettant une première sélection des sites à étu-dier. Cette étape est suivie par une analyse locale détaillée de terrain permettant l’observation et la description précise de la géométrie et de la nature géologique des marqueurs morphologiques et des structures tectoniques impliquées. Enfin, la dernière étape est quantitative et consiste à dater, quand cela est possible, la mise en place ou la période d’exposition en surface des dépôts

constituant les marqueurs morphologiques affectées, à partir d’échantillons de roches et/ou or-ganiques (coquilles, charbons) prélevés sur ces surfaces. J’ai appliqué systématiquement chacune des différentes approches décrites précédemment à chaque zone géographique étudiée pendant ma thèse dans le but de déterminer les taux de glissement des failles actives qui affectent la région du Rif. Dans ce chapitre, je ferai tout d’abord une synthèse brève sur les failles actives et le cycle sismique. Je présenterai ensuite l’ensemble des outils utilisés et les différents marqueurs morphologiques rencontrés et étudiés dans la chaine du Rif. Puis je décrirai les six méthodes de datations que j’ai employé pour l’estimation des âges des marqueurs morphologiques : les méthodes isotopiques du 10

Be in situ, de l’3

He in situ, du 36

Cl in situ, du 14

C, de l’U/Th et la méthode de Luminescence Stimulée Optiquement (OSL).

3.2 Les failles actives

3.2.1 Faille active et processus de rupture

Une faille est une discontinuité le long de laquelle deux blocs rocheux se déplacent l’un par rapport à l’autre sous l’effet de contraintes tectoniques. Reid, en 1910, introduit la théorie du rebond élastique et décrit les séismes comme le relâchement brutal le long d’une faille de l’énergie élastique emmagasinée dans un volume rocheux autour de cette faille. Les séismes sont nucléés en général à faible profondeur (entre 10 et 20 km), dans la croûte supérieure dite fragile (ou sismogénique), et la rupture se propage jusqu’en surface (lorsque la magnitude atteint ∼Mw 6, pour une profondeur moyenne de nucléation entre 10-12 km et des pendages de faille > 60˚) et le long d’un ou plusieurs segments de faille. Au-delà d’une certaine profondeur, la rhéologie du milieu devient ductile, le glissement se poursuit donc en profondeur de manière lente, continue et asismique par fluage plastique le long de zone de cisaillement. En surface, la faille se bloque sous l’effet d’aspérités et de rugosité sur son plan de glissement tandis que la déformation se poursuit en champ lointain de manière élastique. Quand la déformation accumulée sur la faille est trop importante, le seuil de chargement est atteint et la faille rompt. On parle de cycle sismique et il se résume ainsi à une phase inter-sismique (chargement), co-sismique (rupture) et post-sismique (ajustement de la lithosphère aux contraintes générées par la rupture instantanée de la croute supérieure). Si la vitesse de déformation et le seuil de rupture sont supposés constants d’un séisme à l’autre, alors le cycle sismique le long d’une faille est périodique et donc la magnitude et le temps de retour des séismes sont prévisibles.

3.2.2 Temps de récurrence et séisme caractéristique

La répétition de séismes le long d’une faille active repose en réalité sur trois modèles théo-riques (Shimazaki and Nakata, 1980) (Figure3.1) :

a. Le modèle périodique (ou modèle de séisme caractéristique) : les seuils de chargement et de rupture sont constants au cours du temps, induisant que les séismes se produisant sur une faille ont des temps de récurrence et des déplacements co-sismiques constants semblables. Ce sont les séismes caractéristiques.

b. Le modèle « time-predictable » : le seuil de chargement maximal est constant au cours du temps, le seuil minimum après relâchement des contraintes est variable au cours du temps. On peut donc prédire les temps de récurrence entre les séismes à partir du déplacement co-sismique mais pas le déplacement associé au prochain séisme.

mais l’état de contrainte atteint après un séisme est constant. Le taux de chargement depuis le dernier séisme permet donc d’estimer les déplacements associés lors du prochain séisme.

Il est donc possible d’avoir des failles sur lesquelles les séismes se succèdent avec des intervalles de récurrence et des déplacements co-sismiques irréguliers. Comme il est possible que certaines failles génèrent des ruptures de surface de longueurs différentes d’un séisme à l’autre (Figure

3.1)(Schwartz and Coppersmith, (1984)).

Figure 3.1: (en haut) Les modèles théoriques de fonctionnement des failles (modifié d’après Shimazaki and Nakata, 1980). (en bas) Les trois modèles de glissement le long d’une faille (modifié d’après Schwartz and Coppersmith, 1984).

3.3 Identification et reconnaissance des failles actives et

de leurs marqueurs morphologiques

3.3.1 Les méthodes de cartographie et d’imagerie

Approche régionale

L’étude grande échelle d’une zone déformée tectoniquement est indispensable avant toute étude de terrain et passe par l’utilisation d’une panoplie d’outils et de données cartographiques. Cette première approche permet la reconnaissance des déformations de surface à une échelle plurikilométrique. Au cours de ma thèse, j’ai utilisé :

a. L’imagerie satellitaire telles que :

• Les images GoogleEarth : ce sont des images généralement SPOT et QUICKBIRD à ∼15m de résolution sur tout le globe.

• Les images Bing : leur résolution est quasiment similaire à celle de GoogleEarth, mais nous avons remarqué qu’elles étaient parfois de meilleure qualité sur la zone du Maroc.

• Les images Pléiades : initié par le CNES (premier lancement en 2011), le projet Pléiade a permis l’acquisition d’images Très Haute Résolution soit en panchromatique (sans discri-mination des couleurs) avec 70 cm de résolution, soit en mode multispectral (assemblage de plusieurs images, avec à chaque image une bande spectrale (bleu, vert, rouge, IR)) avec 2.8 m de résolution. Une série d’image a été obtenu dans le cadre d’un financement CNES-TOSCA. Le logiciel TerraIncognita a été utilisé afin d’acquérir les images satellites géoréférencées.

b. Les Modèles Numérique de Terrain (MNT) :

Nécessaires à une bonne vision globale et locale des zones d’études et à la quantification du décalage des marqueurs morphologiques étudiés, ils sont devenus des outils indispensables au morphotectonicien. J’ai utilisé au cours de ma thèse cinq types de MNT différents :

- Les MNTs issus des tuiles SRTM ou ASTER à 90m et 30m de résolution, disponibles gratui-tement sur internet.

- Un MNT issus des images SPOT5, à 20m de résolution, financé par un projet CNES-TOSCA. - Les MNTs construits à partir des images Pléiades dont les résolutions sont de l’ordre de 1 à 2m.

- Les MNTs construits par photogrammétrie à partir des photos aériennes sur le logiciel Agisoft-PhotoScan, pouvant atteindre des résolutions inférieures à 1m.

5605) : ces MNTs ont des résolutions dépendantes de l’acquisition qui est faite sur le terrain, mais les incertitudes relatives sont de l’ordre de quelques centimètres en horizontal et vertical. Dans notre cas, nous avons atteint localement une résolution de quelques dizaines de centimètres dans le meilleur des cas, ce qui nous a permis d’estimer précisément les valeurs des décalages de marqueurs observés le long des failles étudiées. La différence entre ce type de MNT et les autres réside dans son mode acquisition, en effet ce dernier nécessite d’être présent sur la zone à cartographier et un minimum d’effort physique !

Approche locale

c. Les photos aériennes :

Ce sont les images couramment utilisées dans les domaines de la géomorphologie, morpho-tectonique, et elles permettent de cartographier précisément les marqueurs morphologiques et les failles actives en surface. Elles sont souvent utilisées par couple de deux photos prises avec deux angles de vue différents pour permettre une vision stéréoscopique. L’échelle des images aériennes acquises sur le Rif varie de 1/30,000 pour les campagnes récentes (2003) à 1/50,000 pour les campagnes plus anciennes (1960). Le grain de la photo s’est amélioré avec le temps. Les dernières générations de photos aériennes sont à privilégier pour une étude morphotectonique au Maroc, car les photos « vieilles générations » sont souvent inutilisables. L’inconvénient de ces documents réside dans le fait qu’ils ne sont pas orthorectifiés et présentes des distorsions sur les bordures. Au cours de ma thèse, j’ai travaillé essentiellement sur les photos aériennes. A

Figure 3.2: Méthode d’acquisition des couples de photos aériennes : deux photos de la même zone sont prises avec un intervalle de temps court et donc un angle de prise de vue différents permettant un recouvrement d’au moins 60%. Les lunettes stéréoscopiques permettent une vision 3D à partir d’un couple de photos aériennes.

partir d’un jeu de lunettes stéréoscopique (Figure3.2) et de film Codatras, j’ai pu cartographier précisément les zones actives du Rif et, en analysant la déformation des marqueurs géomorpho-logiques quaternaires, identifier les failles actives. Cette cartographie a permis de cibler les zones d’études détaillées sur le terrain.

Bien entendu, nous avons également acquis et étudiés les documents indispensables à la car-tographie que sont les cartes topographiques, géologiques et structurales de notre zone d’étude.1

3.3.2 Les marqueurs morphologiques rencontrés dans la chaine du

Rif

Dans les régions où le climat est méditerranéen à semi-aride (pluviométrie comprise entre 200 et 400 mm/an), c’est le cas sur la côte Nord-Est du Maroc, les marqueurs sont habituellement bien préservés des processus érosifs et offrent les meilleurs conditions pour l’analyse morphotec-tonique à des échelles de temps longues. Dans ces régions-là, le climat est souvent caractérisé par des pulsations, des évènements extrêmes ponctuels et intenses qui façonnent brutalement les paysages et remobilisent facilement le matériel géologique, favorisant la formation de bons marqueurs morphologiques. Dans la région du Rif, l’érosion est variable d’une zone à l’autre de la chaine, ceci est dû en partie aux différences de climat entre l’Est (climat sec méditerranéen), l’Ouest (climat humide océanique) et la partie centrale de la chaine (climat montagnard). Elle demeure cependant moyenne dans la région et cela est dû majoritairement à la faible dureté des terrains géologiques que l’on y rencontre, comme en témoigne la forte proportion de glissements de terrains et les morphologies de « bad lands » visibles dans l’ensemble du Rif. Les marqueurs morphologiques du Rif ne sont donc pas toujours facilement identifiables en imagerie et sur le terrain. Ils correspondent pour la plupart à des formations fluviatiles et marines qui enregistrent d’une part les effets de la tectonique mais également les oscillations climatiques au cours du Pléistocène-Holocène (<1Ma). En morphotectonique, l’intérêt des analyses est de mesurer les décalages de marqueurs associés à un ou plusieurs séismes, marqueurs qui sont préférentielle-ment utilisés lorsqu’ils sont (i) de géométrie linéaire (lignes de crête, talus de terrasse) et/ou plane (surface alluviale, surface marine) car plus facilement exploitables et (ii) observables de part et d’autre de la zone de faille afin de les comparer et d’estimer les décalages (Figure 3.3). Je considère deux grandes familles de marqueurs morphologiques de la déformation le long des failles actives : les marqueurs directs (plan de faille) et les marqueurs indirects (vallée, cône, terrasse...).

3.3.2.1 Les marqueurs « indirects » de la déformation Le réseau hydrographique, thalwegs, rides et vallées :

Le réseau hydrographique désigne l’ensemble des chenaux qui assurent le drainage superficiel, 1. Tous les documents, images, modèles de terrain, cartes, photos ont été orthorectifiés, quand cela était nécessaire, et géoréférencés puis intégrés dans une base de donnée complète sous le logiciel de SIG ArcGis 10.0.

Figure 3.3: (En haut) Exemple de déformation rencontrée le long des failles normales quaternaires (Motoki et al., 2008) et (en bas) le long de décrochement (éd. « Active fault of Japan », Research Group of Active Fault of Japan, 1991).

permanent ou temporaire, d’un ou plusieurs bassin-versant. La densité du réseau dépend du climat, des valeurs de pentes, de la perméabilité des formations géologiques du substrat... L’or-ganisation du réseau dépend quant à lui des structures qu’il traverse, de la géologie et du relief. Les failles (décrochantes, normales ou inverses) sont responsables de décalage latéraux (figure sigmoïdale), verticaux (présence de knickpoint) et de figures d’incision (reprise d’incision) dans le réseau de drainage, lorsque celui-ci les traverse. Associés à ces décalages de drains et, à plus grande échelle, d’axes de vallées, on retrouve également des décalages dans les reliefs positifs que sont les lignes de crêtes et les « shutter-ridges » (Figure 3.3). Un exemple présentant un ensemble de drains décalés le long de la faille décrochante de Bogd (Mongolie) montre la ré-organisation progressive du réseau hydrographique visible par la succession de dépôts alluviaux d’âges différents qui se sont mis en place suite aux déplacements successifs de la faille (Ritz et al., 1995)(Figure 3.4).

La mesure des décalages horizontaux se fait : soit par profils perpendiculaires à l’axe du drain, quand celui-ci est oblique, de chaque côté de la faille (Figure 3.5, cas 1), soit par projection de l’axe du drain décalé sur la ligne de faille, quand celui-ci est rectiligne (on obtient ainsi deux « piercing points » dont la distance qui les sépare représente le décalage, Figure 3.5, cas 2). Dans

Figure3.4: Exemple de reconstruction de l’histoire des dépôts de cônes alluviaux et de l’érosion en rap-port avec le fonctionnement de la faille décrochante de Bogd (d’après Ritz et al., (1995)).

le cas des lignes de crêtes ou des rides, il est souvent plus aisé d’appliquer la première méthode. Les décalages verticaux se mesurent avec l’une ou l’autre de ces méthodes.

Dans le Rif, le réseau hydrographique a un régime intermittent. On utilise le mot « oued » pour désigner ce type de drains qui est quasiment à l’étiage toute l’année et ne se met en charge que lors des crues « éclairs » d’automne et du printemps. La forte évaporation, la forte infiltration et ponctuellement la forte pluviométrie expliquent ces phénomènes extrêmes. Le réseau hydrographique dans l’ensemble du Rif est fortement incisé et présente souvent des lits très larges facilement reconnaissables sur les images satellites et aériennes.

Les terrasses alluviales :

Il existe deux grands types de terrasses alluviales : les terrasses d’aggradation (ou « fill terrace ») et de dégradation (ou « strath terrace ») (Figure 3.6). L’une se forme par aggradation de matériel alluvial le long de la rivière directement suivis par une incision laissant ainsi les surfaces de dépôt abandonnées de part et d’autre de l’axe de drainage. Le cycle se répète jusqu’à créer un emboîtement de n terrasses. L’autre type de terrasse peut se former de différentes façons mais concerne généralement les terrasses mises en place par incision du bedrock, qui sont seulement associées à des dépôts très fins de graviers. Quoi qu’il en soit le mode de formation de ces deux

Figure 3.5: Bloc diagramme d’une faille décrochante dextre décalant des incisions et des lignes de crêtes (modifié d’après Christiansen (1995)). Les deux méthodes de mesure des décalages horizontaux de drains sont reportées en vert. (1) Mesure par profils perpendiculaire à l’axe du drain, (2) Mesure par projection parallèle à l’axe du drain.

types de terrasses alluviales est lié à un changement du profil d’équilibre de la rivière en relation avec (i) une mise à l’affleurement de lithologie différente lors de l’incision de la rivière, (ii) un changement climatique et/ou du niveau de base ou (iii) un forçage externe lié à la tectonique. Dans le cas (ii), les changements climatiques ont des incidences directes sur l’érosion et le dépôt des surfaces alluviales. Parfois, pour des régions voisines qui ont connu les mêmes conditions climatiques, il n’est pas rare de retrouver les mêmes types de dépôts avec des âges similaires. Ainsi, la corrélation de terrasses non-datées avec des terrasses datées dans une autre région du globe ou ayant subi les mêmes variations climatiques, a souvent été utilisée pour estimer l’âge des surfaces non-datées (Avouac and Peltzer, 1993).

Le cas (iii) qui nous intéresse concerne les terrasses formées en réponse à une perturbation tectonique comme un décalage vertical de l’aire de drainage. Les sites les plus intéressants pour mesurer des décalages horizontaux et verticaux sur des marqueurs alluviaux sont ceux où la faille coupe perpendiculairement ces surfaces. Les marqueurs géomorphologiques utilisés pour la mesure de décalage horizontaux ou verticaux sont généralement linéaires (axe des drains, les bords de talus des terrasses) et constituent des lignes repères (prolongement du marqueur linéaire) ou points repères (point d’intersection d’une ligne repère avec un tracé de faille par exemple) (Burbank and Anderson, 2011 ; Harkins and Kirby, 2008 ; van der Woerd et al., 2004). L’inconvénient est qu’il est difficile de savoir si le décalage mesuré correspond à un décalage

Figure3.6: Les différentes configuration de terrasses alluviales (modifié d’après Burbank and Anderson (2011)). (a) Profils des terrasses d’aggradation et de dégradation, (b) Profils montrant une séquence complexe de terrasse d’aggradation et de dégradation.

Figure3.7: Exemple d’une terrasse alluviale déposée contre la faille et ré-utilisée comme restanque pour l’agriculture (site de Trougout, région d’Al-Hoceima). Les flèches indiquent la trace de la faille.

cumulé et si le marqueur n’a pas été érodé car alors le décalage estimé serait minimum. Dans notre étude, nous avons mesuré les décalages verticaux et horizontaux en utilisant les deux techniques courantes exposées ci-avant. Lorsque les dépôts se trouvent recoupés par la faille,

un profil perpendiculaire à la ligne de faille permet d’en estimer le décalage vertical. Les profils topographiques permettant ces mesures sont tirés des cartes de microtopographie à 0.5 m de résolution réalisées grâce au GPS cinématique. Les difficultés rencontrées au Maroc concernent l’érosion, principalement anthropique, des talus de terrasses utilisées comme « restanques » par les agriculteurs, et donc le choix des lignes et points repères à mesurer (Figure 3.7).

Les cônes alluviaux :

Ce sont des marqueurs morphologiques qui traduisent des environnements climatiques et mor-phologiques particuliers.

Figure 3.8: Schéma représentant l’évolution morphotectonique de la Bitut Valley (Mongolie) durant le Pléistocène inf.-Holocène (d’après Vassallo et al (2007)). Les profils de rivière et les