Soutenance mémoire
Pourquoi étudier la tectonique active en Equateur?
Depuis le Chili jusqu’en Colombie, la marge occidentale de l’Amérique du Sud est caractérisée par la subduction rapide de la plaque océanique Nazca. Elle est la source de séismes de subduction de grande magnitude comme celui de Maule au Chili (Mw 9, 2010) ou d’Esmeraldas en 1906 (Mw8.8) en Equateur. En Equateur, situé dans les Andes du Nord, la subduction est continue depuis près de 25 Ma (Hey, 1977) et a façonné la structure de la marge actuelle (e.g. Stauder, 1975 ; Collot et al., 2008, etc). Souvent considérée comme plus faible en comparaison aux séismes de subduction, l’étude de la sismicité continentale (la déformation crustale de la plaque chevauchante) est parfois reléguée au second plan, comme c’est le cas en Equateur. Les populations directement exposées à cette déformation active intracontinentale et aux risques associés sont malgré tout plus directement affectées par ces séismes de moindre magnitude mais qui ont lieu à des profondeurs beaucoup plus superficielles. En Equateur, ces failles qui produisent ces séismes restent peu étudiées et même pour certaines encore non identifiées. Pourtant les exemples très récents de l’Italie en 2012 et d’Haïti en 2010 nous montrent qu’elles doivent absolument être prises en compte dans le cadre des études de risques et dans les modèles d’aléa probabiliste.
Le contexte géodynamique actuel de l’Equateur dans les Andes
Par rapport aux Andes du Pérou (de direction moyenne N115°) ou aux Andes Colombiennes (N40°, Figure 1.1), les Andes d’Equateur montrent une direction préférentielle N10° et constitue donc une zone clé de cette chaîne de montagne le long du Pacifique. Ces variations de direction sont concordantes avec la forme de la marge continentale et les changements de direction de la fosse le long de la subduction. Les Andes Equatoriennes sont composées par deux cordillères principales (Occidentale et Orientale) parallèles entre elles, de direction plus ou moins NS, topographiquement élevées entre 4000-4400 msnm et séparées par une dépression interandine (2000-2700 msnm Figure 1.1). La géodésie spatiale permet de quantifier la vitesse de convergence actuelle de la plaque Nazca vers le continent Sud-Américain. Cette convergence a actuellement lieu dans une direction N83°E et à une vitesse de 56 mm/a (Figure 1.1, Kendrick et al., 2003 ; Nocquet et al., 2009). La convergence est donc oblique à la direction de la fosse (~N10°E à N30°E du nord au sud de l’Equateur). Cette direction de convergence induit pour partie, un raccourcissement EW dans la plaque continentale et pour partie l’échappement du Bloc Nord Andin vers le NE (Trenkamp et al., 2002 ; White et al., 2003). Par ailleurs, entre 0.5°N et 2°S, une caractéristique morphotectonique importante de la plaque de Nazca est la présence de la large ride de Carnegie, un plateau océanique d’environ 2 km plus haut et 10 km plus épais que la plaque océanique Nazca environnante (Graindorge et al., 2004, Sallarès and Charvis, 2003). La ride de Carnegie entre en subduction en face de l’Equateur depuis ~5 Ma (Gutscher et al., 1999 ; Collot et al., 2009). L’échappement du Bloc Nord Andin génère des déformations de la plaque chevauchante (Ego et al., 1996a) , qui se traduisent par différents systèmes de failles actives dans la croûte continentale, qui ont été pour certaines étudiées localement (Winter et al., 1993 ; Lavenu et al., 1995 ; Dumont et al., 2005a and b; Tibaldi et al., 2007).
Topographie et morphologie des Andes Equatoriennes
Le domaine subandin oriental présente un relief d’environ 2400 m d’altitude, séparé entre ses parties sud et nord par le cône alluvial géant de la rivière Pastaza (~1.6°S-2°S). Plus loin vers l’Est s’étend la plaine Amazonienne, qui rejoint le craton Brésilien. A l’ouest de la Cordillère Occidentale, la plaine côtière est limitée par une cordillère côtière de basse altitude ( ~300 msnm, Figure 1.1). Une autre caractéristique morphologique importante de l’Equateur se traduit par la présence d‘un arc volcanique de ~120 km de large, qui se développe au nord de ~2°S. Il est divisé en trois zones : le front volcanique, sur la Cordillère Occidentale, l’arc proprement dit sur la Cordillère Orientale et l’arrière arc au niveau du domaine subandin oriental. Les volcans de l’arc volcanique et du ‘back-arc’ sont principalement andésitiques mais les volcans qui appartiennent au front volcanique actif sont plutôt de type dacitique (Figure 1.1 ; Robin et al., 2010).
Evolution de la plaque chevauchante dans le contexte de la subduction Equatorienne
Les Andes du Nord (Equateur, Colombie et Venezuela) ont montré une évolution géodynamique différente des Andes du Sud. Elles sont formées par une succession d’accrétions de terrains océaniques, initiées au Crétacé terminal (Hughes and Pilatasig, 2001; Mamberti et al., 2003, Jaillard et al., 2009, Kennan and Pindell, 2009) et qui se sont poursuivies jusqu’au Paléocène. Ces accrétions, sans réelle subduction du matériel, incorporent au continent la croute océanique et les arcs insulaires, qui forment actuellement le substratum de la Dépression Interandine, la Cordillère Occidentale et la plaine Côtière (Hughes and Pilatasig, 2001; Mamberti et al., 2003, Jaillard et al., 2009, Pindell and Kennan, 2009).
Comme conséquence directe de ces processus, un héritage structural important est présent et décrits par la cartographie de différentes sutures depuis le Crétacé et par les systèmes de failles affectant les limites des blocs accrétés (Hughes and Pilatasig, 2001 ; Jaillard et al, 2009 ; Pindell and Kennan, 2009). En effet, cet héritage structural a enregistré la formation de bassins sédimentaires (Crétacé Supérieur – Eocène) décrits par Toro (2007), qui maintenant ont été repris pour partie, soulevés et déformés pour constituer la cordillère Occidentale (Jaillard et al., 2009). La formation et la structure de la croûte actuelle a pu être modélisée comme le résultat de la succession de sous placages de ces plateaux océaniques qui résistent à la subduction et se sont « accumulés » sur le flanc Ouest des Andes Equatoriennes (Bonnardot, 2003) (Figure 1.2).
A partir du Miocène, des bassins sédimentaires d’avant-arc se développent, en face du nouvel arc volcanique. Ils sont de nature océanique et ont commencé à se soulever à la fin du Pliocène, continuant leur surrection jusqu’au Pléistocène (Benítez, 1995 ; Deniaud, 2000). Au sud de l’Equateur, des bassins sédimentaires se sont développés pendant le Néogène (Steinmann et al., 1999). Ils se caractérisent par la présence de faciès marins pendant le Miocène Moyen (Steinmann et al., 1999). Le processus d’exhumation de ces bassins à la fin du Miocène Supérieur est attribué au soulèvement régional des Andes dans cette région (Steinmann et al., 1999). En effet, depuis les 10 dernières années, de nouvelles données thermochronologiques obtenues en Equateur ont contribué à établir quelques évènements d’exhumations, qui d’une part sont associés aux épisodes d’accrétions Crétacé – Paléocènes, mais aussi à des processus d’exhumations plus récents (8-9 Ma, 3 Ma) (e.g. Steinmann et al., 1999 ; Spikings et al., 2000, 2001, 2005, 2010, Spikings and Crowhurst 2004 ; Winkler et al., 2005)
A l’opposé, dans le Golfe de Guayaquil, la sédimentation commence nettement plus tard, à partir du Pliocène et devient très importante pendant le Pléistocène (1 Ma), avec un taux de sédimentation extrêmement élevé (700 et 8600 m/Ma ; Benítez, 1995 ; Deniaud et al., 1999). Le début du remplissage de ce bassin semble traduire l’effet de l’expulsion du Bloc Nord Andin vers le NE le long de l’actuel système décrochant Puná-Pallatanga (Deniaud et al, 1999 ; voir chapitre 3 et 4 de ce manuscrit).
|
Table des matières
INTRODUCTION
Chapitre 1 : Introduction générale et objectifs de la thèse
Chapitre 1.1 Etat de l’art
1.1.1 Pourquoi étudie la tectonique active en Equateur ?
1.1.2 Le contexte géodynamique actuel de l’Equateur dans les Andes
1.1.3 Topographie et morphologie des Andes Equatoriennes
1.1.4 Evolution de la plaque chevauchante dans le contexte de la subduction Equatorienne
1.1.5 Modèles géodynamiques antérieurs à notre étude
1.1.6 La Néotectonique a l’Equateur
Chapitre 1.2 Objectifs de la thèse
Chapitre 1.3 Présentation des contextes politique et scientifique de la thèse
Chapitre 2 : Techniques utilisées dans ce mémoire: leurs limites et l’importance d’une approche multidisciplinaire
Chapitre 2.1. Géomorphologie tectonique
2.1.1 Analyse morphotectonique
2.1.1.1 Données et outils informatiques pour la cartographie GIS
2.1.1.2 Marqueurs morphologiques et cinématiques des failles actives
Failles décrochantes
Failles inverses
Failles normales
2.1.1.3 Limites de l’analyse geomorphologique de la deformation active
Chapitre 2.2.Paléosismologie
Chapitre 2.3. Datations des marqueurs Quaternaires
2.3.1 Datation 14C – principes généraux (1-50 ka)
2.3.2 Datation k/Ar méthode Cassignol-Gillot – Principes généraux (10 ka-Ma)
Chapitre 2.4. Sismologie
Chapitre 2.5. Géodésie
Chapitre 3 : Evidences morphologiques des déformations actives dans la région de Quito et la Dépression Interandine. Définition de paramètres pour l’aléa sismique
Chapitre 3.1 Contexte géographique et morphologique
3.1.1 Contexte climatique Quaternaire et précipitations
Chapitre 3.2 Géologie de la Dépression Interandine-Quito et Guayllabamba
3.2.1 Formation Pisque
3.2.2 Formation San Miguel
3.2.3 Formation Guayllabamba
3.2.4 Formation Chiche
3.2.5 Formation Cangahua
3.2.6 Géologie du bassin de Quito
3.2.7 Analyses du taux de soulèvement d’après les nouveaux marqueurs de la déformation et de leur datation
Chapitre 3.3 Analyses morphométries du drainage dans le bassin de Quito
3.3.1 Distribution et caractérisation du réseau de drainage pour la région de Quito
3.3.2 Analyse hypsométrique
3.3.3 Caractérisation du profil de canaux de rivières
3.3.3.1 Analyses de donnès
Chapitre 3.4 Active tectonics in Quito, Ecuador, assessed by geomorphological studies, GPS data, and crustal seismicity
3.4.1 Abstract
3.4.2 Introduction
3.4.3 Geodynamic and geologic settings
3.4.4 Geomorphic study and mapping of the active Quito fault system
3.4.5 Local microseismicity
3.4.6 Present-day deformation from GPS measurements
3.4.7 Seismotectonic hazard estimation
3.4.8 Shortenning and uplift estimations for the Interandean Depression
3.4.9 Correlation of seismic and GPS data with geological and morphological structures
3.4.10 Conclusion
CONCLUSION
