Soutenance mémoire
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Présentation des contextes politique et scientifique de la thèse
Ce travail a été proposé dans le cadre du projet ANR Blanc Andes du Nord (2008-2011) et de la coopération scientifique de l’IRD avec l’Instituto Geofisico de Quito sur les thématiques de la tectonique active en Equateur. La bourse de thèse a été financée par l’Institut de Recherche pour le Développement pour une durée de 3 ans à partir de Septembre 2009. Une partie des travaux de terrain ont été financés par l’ANR (ANR-07-BLAN-143) et le projet INSU SECUADOR. Les échantillons C14 ont été financés dans le cadre des projets IRD à l’UMS 2572 LMC14 (CNRS-CEA-IRD-IRSN-Min. Culture et Comm.)
J’ai passé la première année de ma thèse à ISterre pour suivre les modules exigés par l’école doctorale et m’intégrer dans le laboratoire. Par la suite, je suis retournée un an en Equateur pour effectuer mon terrain de thèse et prélever les échantillons nécessaires à la datation des évènements tectoniques du bassin de Quito. J’ai pu ainsi garder contact avec mon institution d’origine dans laquelle je retourne prendre mes fonctions de professeur dans l’Ecole Polytechnique Nationale à Quito. Puis pour la dernière année de thèse, la finalisation et la rédaction, je suis revenue à Isterre à Grenoble.
Les autres projets dans lequel j’ai pu m’impliquer pendant ma thèse et qui y sont reliés sont :
• Etudes géologiques et néotectoniques pour la construction de la ligne de METRO à Quito (2011-2013). Ce projet, que je porte á Quito, a permis de financer les datations K/Ar et les analyses chimies, ainsi que une thèse d’ingénieur que j’ai encadrée pendant mon année de thèse en Equateur.
• Le Projet National Equatorien ‘’Actualisation du calcul d’alea sismique pour l’Equateur ‘, qui s’est appuyé sur le modèle géodynamique proposée ici, pour définir les sources sismiques, porté par l’Instituto Geofísico de Quito.
• Deux sujets de recherche ont aussi été proposés et avancés en parallèle de cette étude : K/Ar d’après Cassignol-Gillot (1982) sur mes échantillons d’origine volcanique de la région du bassin de Quito, très jeunes et difficiles à dater avec suffisamment de précision autrement.
2. Une thèse d’ingénieur (Daniel PACHECO) de l’Escuela Politécnica Nacional. Pour améliorer la connaissance de la stratigraphie volcanique du bassin de San Antonio au nord de Quito ; intitulée ‘ Estudio geológico del Pléistoceno – Holoceno en la zona de San Antonio de Pichincha- Pomasqui, que j’ai co-encadré avec le Dr. Daniel Andrade. En effet, ces travaux sont complémentaires de mon étude de la stratigraphie volcanique des bassins de Quito, que je développais en parallèle.
Géomorphologie tectonique
L’étude de la déformation active à grande échelle par à partir des indices morphotectoniques consiste à intégrer les données géologiques, hydrologiques et morphologiques, pour identifier des marqueurs reflétant l’activité récente des failles, avec pour objectif final de quantifier la déformation (Burbank and Anderson, 2001 ; Tapponnier et al., 2001). Cette approche, appliquée à grande échelle permet de carter avec précision les failles actives et les formations Quaternaires qu’elles affectent, et de comparer les processus de déformation observés dans différentes régions à l’échelle de tout le territoire de façon homogène. Ainsi, nous avons choisi de travailler sur la base d’images satellites optiques de précision comparable. L’identification des marqueurs morphologiques apporte de plus des informations sur la cinématique de la structure, cumulée à l’échelle de plusieurs cycles sismiques. L’application de ce protocole nous a permis passer d’une échelle régionale (Equateur, quelques centaines de km) à une échelle locale (Quito sur dizaines de km et a Pallatanga sur dizaines de m), et de travailler à plusieurs échelles de temps imbriquées depuis le Quaternaire (Ma) jusqu’à l’instantané (seconde, e.g. failles de Chisinche et Pastocalle). J’ai choisi de plus d’utiliser l’analyse morphométrique du réseau du drainage. Depuis une dizaine d’années, il a été démontré que l’analyse morphometrique constitue un outil puissant pour la caractérisation de l’évolution du relief dans des régions où les affleurements sont rares et où les systèmes de failles montrent une taille et une extension trop importantes pour être étudié localement. Dans une première partie, j’ai travaillé sur le calcul de la valeur de l’intégrale hypsométrique pour les bassins versant de la zone de Quito, qui a montré des résultats intéressants décrits dans le chapitre 3. D’autre part, j’ai aussi travaillé sur le réseau du drainage et sa hiérarchie, la caractérisation de la forme du chenal des riviéres. Ces paramètres sont en effet contrôlés par les processus d’érosion et dépendent de leur interaction avec la tectonique (Delcaillau et al, 1998 ; Montgomery, 2003 ; Montgomery and Stolar, 2006 ; Whipple, 2004 ; Schoenbohm et al, 2004 ; Wobus et al, 2006). Ce type d’analyse a été concentré sur la zone de Quito et ce travail est présenté dans le chapitre 3.
Analyse morphotectonique
Nous pouvons cités comme exemples de marqueurs morphologiques classiquement utilisés dans ce type de travail, les terrasses alluviales et marines, les cônes alluviaux, les coulées de lave, les surfaces d’érosion, les moraines glaciaires, les rivières temporaires, et les chenaux fossiles. Par la suite, après identification et cartographie, l’analyse consiste à déterminer comment chaque marqueur a été affecté par la déformation qui la recoupe, par exeñple de savoir si le marqueur a été déplacé dans son ensemble, recoupé, plié, surélevé, etc.
Données et outils informatiques pour la cartographie GIS
Par rapport aux travaux publies antérieurement, j’ai l’avantage d’avoir eu accès à des images satellites de différentes sources et échelles, ainsi qu’à une couverture d’images homogène dans tout le pays:
• Images Landsat de 15 et 30 m de résolution, mises à disposition par le Proyecto Multinacional Andino : Geociencias para las Comunidades Andinas, Canada –Equateur.
• Modèles numériques de terrain, DEM de 30 et 20 m, générés dans l’Instituto Geofisico à partir des courbes de niveaux digitalisées par Souris – IRD en 2005.
• DEM Shuttle Radar Topography Mission, SRTM 30 et 90 m.
• Modèles numériques de terrain de 4 m, générés par le projet ‘Sistema de alerta temprana y gestion del riesgo natural’ –Instituto Geofisico BID.
• SPOT images 5 m, projet Andes du Nord (ADN), ANR-07-BLAN-143.
• Photos aériennes 1m, échelle 1:60000 (Instituto Geografico Militar).
Toutes ces données ont été intègres sur la plateforme ArcGIS – ArcMap, ce qui a de plus permis d‘obtenir une information cartographique géoréférencée ainsi qu’un tableau recensant les paramètres de chaque structure sous forme de base de données. D’autre part, j’ai extrait de cette plateforme GIS les coupes topographiques, cartes de pente présentées dans la suite de manuscrit. De même, après le test de différentes méthodes, nous avons choisi la palette d’outils hydrologiques plus complètes de Wipple et al., 2007 , que j’ai ajoutée sous ArcGIS et Matlab pour le travail de détail sur le réseau du drainage (Wipple et al., 2007). En complément de ce logiciel, j’ai eu recours à River Tools, pour des analyses complémentaires.
Marqueurs morphologiques et cinématiques des failles actives
Failles décrochantes
Entre les failles décrochantes les plus etudiées sont celles de San Andreas, du Tibet et la faille Nord Anatolienne (Molnar and Dayem, 2010). En Amérique du Sud et plus particulièrement en Equateur, la faille décrochante la plus connue est celle de Pallatanga (Winter et al., 1993). Dans la littérature, le long de ce type de structure, quand elles sont actives, on peut observer des caractéristiques morphologiques typiques comme des rivières et collines déplacées latéralement, des escarpements très rectilignes, sag pond, bench etc. (Costa and Baker, 1981 ; Keller, 1986 ; Keller and Printer, 2001 ; Hubert-Ferrari et al, 2002 ; Audemar et al, 2010, Walker and Allen, 2012).
Sur la figure 2.1, je montre un modèle schématique de ce type de structures, ainsi que quelques exemples d’indices morphologiques typiques de systèmes décrochants en Equateur, sur les failles de Pallatanga.
Failles inverses
Les failles inverses actives se caractérisent en général par la formation de reliefs plus importants localement. Les types les plus communs de failles inverses (thurst faults) se prolongent vers la surface en produisant des structures complexes (McCalpin and Carver, 2009). Les angles de pendage classiques pour des failles inverses néotectoniques (néoformées dans un volume de roche non déformé) sont inférieurs ou égaux à 45°, les failles inverses les moins pentées sont appelées chevauchements. Ces structures sont souvent associées en surface à des plis, selon différents modèles de formation comme : pli en propagation, ‘folds bends fault’, ‘trishear fault’ etc. (Suppe, 1983 ; Suppe and Medwedeff, 1990 ; Chester and Chester, 1990 ; Allmendinger 1998). Morphologiquement, les failles inverses s’expriment comme une série d’escarpements, de formes courbes, parfois associés à différents types de déformations secondaires, comme cela a été observé pendant les séismes d’ El Asnam et de Chi-Chi (Figure 2.4) (Philipe and Meghroui 1983 ; Kelson et al, 2001).
Un autre indicateur morphologique de ce type de déformation est la perturbation des réseaux de drainage, lequel est très sensible aux variations du relief (Keller and Pinter, 2001 ; Wipple, 2004). Dans ce cas, le cours de la rivière peut évoluer, voire être abandonné et perché. Les conditions pour sa formation sont contrôlées par le débit et la charge de sédiments. Quand les rivières traversent une zone nouvellement affectée par la tectonique en soulèvement, l’érosion peut être suffisante pour maintenir le cours principal sur place mais l’influence du soulèvement se notera dans la quantité de sédiments transportée ou évacuée, ou bien dans l’évolution de son cours principal pour passer d’un type méandre à tresse le long de la zone déformée (Keller and Printer, 2002).
De nombreux effets de la tectonique inverses sur les réseaux de drainage ont été définis dans d’autres régions du monde : par exemple a) la rivière peut être déviée au fur et à mesure que le système de faille croit b) les gorges en cas d’incision localisée et ‘water gaps’ c) en cas de déviation du cours principal, la rivière n’est peut pas passer et doit trouver une autre route, en abandonnant son cours antérieur ‘wind gaps’ (Figure 2.5 a)(Keller and Printer, 2002). Dans certains cas, les rivières sont capturées par le réseau voisin et se rejoignent pour gagner suffisamment de puissance d’incision et traverser la zone déformation, dans ce cas le drainage forme une structure similaire à une coupe de vin.
Limites de l’analyse géomorphologique de la déformation active :
Comme souligné précédemment, l’approche par analyse geomorphologique permet d’obtenir une cartographie homogène de la déformation active à l’échelle du pays mais elle comporte aussi certaines limites, que je vais lister ici.
– La cartographie des extrémités des segments peut avoir un manque de précision, due à que les expressions morphologiques ils ne sont pas encore visibles ou trop subtile pour aurait observe.
– Si le tracé de faille est très rectiligne, on peut avec attention conclure à la présence d’une structure très verticale, mais le pendage des structures reste difficile à déterminer sur des critères seulement morphologiques Cela implique donc un doute sur la cinématique associée. D’autre part, le processus d’érosion des scarps, peut aussi masquer la cinématique.
– de même, la qualité de la cartographie dépend fortement de la résolution de l’imagerie, pour notre part nous avons limité cette incertitude par la comparaison de nos traces à différentes échelles, selon différents types d’images et de capteurs, ainsi qu’en intégrant l’information topographique issue des MNT.
– Naturellement, une des limites fortes de cette méthode concerne l’absence d’information sur la continuité du système de failles en profondeur, comme dans la zone ou Nord de Riobamba, pour la continuité du système Pallatanga. D’ou les besoins et l’usage de données géophysiques, complémentaires de cette première approche.
– Malgré l’exemple saisissant de Chingual sur la figure 2.2, nous pouvons constater une perte de l’information cartographique dans les zones humides, végétalisées et nuageuses, surtout à l’est de l’Equateur, que n´est permettent pas observere et characteriser la deformation. Dans les régions de cet type l’identification stratigraphique est aussi complique, pour les importants altérations que les matériaux suivent.
– Dans plusieurs régions dans le monde, peu d’informations sont disponibles sur la nature géologique des marqueurs géomorphologiques Quaternaire. Ce problème existe aussi en Equateur ou le Quaternaire n’est pas ou très peu cartographié à l’échelle du pays. Donc il n’existe pas d’âge des objets identifiés à l’échelle satellitaire, ce qui implique qu’il faut compléter nécessairement ce type d’analyse grande échelle par du travail de terrain ciblé.
Paléosismologie
Pour l’aléa sismique, afin de compléter l’analyse d’une zone de déformation crustale précédemment identifiée par les méthodes de cartographies géomorphologiques (long terme, 1Ma-100ka), on cherche à caractériser son histoire sismique à moyen terme, (10ka-1ka) sur une fenêtre d’observation plus large que la sismicité instrumentale ou historique (Mc Calpin and Nelson., 2009). En effet, l’analyse paléo-sismique d’une faille active permet de travailler à une échelle plus locale sur l’un de ses segments, et a comme objectif de localiser puis d’étudier d’éventuels indicateurs de séismes anciens, si possibles individuellement datables directement pour quantifier les taux de déformation enregistrés très localement et dans un passé « récent » (<10ka). Ces résultats permettent d’attribuer un catalogue historique à un ou plusieurs segments de faille, de pouvoir en tirer des informations sur la magnitude des évènements et d’établir la récurrence des séismes générés sur cette structure (Audemard, 1997).
Dans le cas de l’Equateur, l’approche paleo-sismologique est particulièrement utile parce que le catalogue de sismicité historique ne commence qu’à l’arrivée des espagnols (~1520 AC), une durée insuffisante pour contraindre la récurrence de séismes crustaux qui pressentent souvent des périodes de retour de plusieurs centaines d’années.
Notre intérêt s’est naturellement porté sur la région de la faille de Pallatanga dans le segment de Bellavista car même si l’activité Quaternaire de la faille a pu être démontrée par Winter et al., (1993), des questions majeures se posent encore, en particulier: a) identifier si c’est ce segment qui a rompu et fut la source du grand séisme de février 1797, le plus fort séisme crustal d’Amérique du Sud jamais reporté et qui a détruit la ville de Riobamba, (Figure 2.6 Beauval et al, 2010) ; b) trouver d’autres évènements similaires, pour définir la récurrence des séismes de magnitude Mw7.5.
Bellavista. Cette méthode d’investigation paléosismique est parfois délicate à mettre en œuvre pour diverses raisons et contraintes liées à la fois à la logistique ou aux hypothèses scientifiques:
-le choix du site : un séisme de Mw7 produit des déplacements supérieurs au mètre, la capture de plusieurs évènements suppose des tranchées très longues ou profondes qui induisent des risques d’effondrements des parois. Il faut donc trouver un site qui montre peu de déformation en surface mais suffisamment pour que l’on soit « sûr » de recouper la trace active du segment de faille.
-les autorisations préfectorales et la mise à disposition d’un tractopelle, d’un chauffeur, ainsi que d’une plateforme de transport de ce matériel sur le site des tranchées.
-l’accès a par ailleurs été négocié durant de longues semaines avec la communauté qui travaille ces terres agricoles.
– le fait que l’on souhaite recouper l’escarpement de faille principal, là où se localise la majeure partie de la déformation ; en effet il s’agit de trouver la faille et non des branches secondaires.
– l’occupation humaine et les processus érosifs climatiques doivent être minimaux pour conserver la trace du dernier séisme.
– l’incertitude sur le nombre d’événements que l’on va pouvoir identifier
– les inconnues géologiques, en effet la nature des sols est très mal connue dans cette région
qui montre une stratigraphie superficielle très particulière liée à l’altitude élevée et au climat humide qui favorise une pédogénèse rapide d’andisol très sombres à partir des dépôts de cendres volcaniques (Buytaert et al., 2005).
– le test de différentes méthodes de datation (14C, OSL, Stratigraphie des cendres intercalées entre les sols et coins colluviaux…)
– le fait que le mouvement soit principalement décrochant, impliquant une composante latérale de déplacement difficile à quantifier sur une tranchée verticale
La technique de tranchées adaptée à ce type de failles décrochântes consiste d’abord à identifier des sites de sédimentation continue, faible mais régulière et piégée pour préservation du signal de déformation. Ainsi on peut espérer mettre en évidence des discordances dans la séquence sédimentaire rompue, qui pourraient être associées au mouvement de la faille vertical ou latéral. En général, les sag ponds répondent à tous ces critères (Mc Calpin, 2009).
Une variante à cette approche est de chercher de petits cours d’eau temporaires déplacés plusieurs fois et de dater chaque étape de mouvement. Pourtant, ces rivières doivent également transporter suffisamment de matériel, par ailleurs datable pour que l’on puisse suivre cette évolution et confirmer qu’ils correspondent au même chenal (Mc Calpin, 2009).
Datation K/Ar méthode Cassignol-Gillot – Principes généraux (10ka-Ma).
Cette technique a été choisie pour les faibles incertitudes obtenues dans le cadre de la datation de dépôts volcaniques récents. Ce méthode permet de détecter jusqu’à 0.12% de l’Ar radiogénique par rapport à l’Ar total extrait d’un échantillon (avec une confiance de 95%). Les incertitudes obtenues varient entre 1000 années, pour les roches riches en potassium et quelques milliers d’années pour les basaltes. Cela permet de dater des évènements volcaniques de moins de 2000 ans avec une incertitude de quelques siècles (Gillot et Cornette., 1986).
L’objectif est de mesurer des concentrations relatives d’isotopes 40K / 40Ar, dans une roche après la solidification d’un magma, qui théoriquement ne contenait pas d’argon au moment de sa formation. On considère que la roche contient une certaine quantité de K et que le minéral piègera la totalité de l’argon formé lors de la désintégration du 40K. Mais il y a une certaine quantité d’argon qui n’est pas associée à ce processus et qui est inclus dans le minéral au début, argon atmosphérique piégé au moment de l’éruption ou contaminé lors de la mesure au laboratoire (Cassignol et Gillot., 1982 ; Gillot et Cornette., 1986). Au final, en termes de résultat, la concentration d’Ar change et l’âge de la roche obtenu lors de la mesure est incorrect. Le problème est d’autant plus fort quand les roches sont plus jeunes, parce que la concentration d’Ar produite par désintégration est plus faible puisque proportionnelle au temps. Ainsi la détermination de la contamination en Ar est très importante et la méthode Cassignol-Gillot (1982) permet de réduire notablement les incertitudes sur les âges jeunes.
Les contraintes pour l’échantillonnage sont les suivantes :
La méthode s’applique à des roches volcaniques les plus saines possibles donc peu altérées, ce qui est d’autant plus aisé dans notre cas pour des échantillons de formation très récentes.
Il est important de procéder à une sélection des échantillons en sélectionnant les phases minérales adaptées au chronomètre K/Ar et dont le réseau cristallin sera capable de retenir l’argon.
Le matériel à dater doit être homogène et on sélectionnera la matrice: la mésostase. En effet, dans une roche volcanique, la dernière phase à cristalliser contient donc le potassium restant. La mésostase est la phase qui a cristallisé en dernier lors de la mise en place de la coulée. Ou les ponces dans le cas d’un flux pyroclastique.
Sismologie
Pour l’aléa sismique ou la description d’une faille active en général, afin de compléter l’analyse d’une zone de déformation crustale précédemment identifiée par les méthodes de cartographies géomorphologiques (long terme, 1Ma-100ka), on cherche à caractériser son histoire sismique à court terme, (500a-1s) sur une fenêtre d’observation plus courte encore que la paléosismologie. De plus, ces données géophysiques apportent des informations en profondeur ainsi que sur la cinématique instantanée de la déformation observée.
Les données sismologiques proviennent de la Red Nacional de Sismógrafos –IG (RENSIG). Il est en fonctionnement depuis les années 80, et a démarré avec des instruments implantés dans la région de la capitale à Quito pour surveiller l’activité volcanique et sismique de la zone. Au début des années 90 ont été installés les premiers instruments permanents dans la région côtière en parallèle de l’implémentation du réseau dans la zone andine. Les choix de la localisation des stations consistaient à la fois à surveiller les volcans et l’activité tectonique dans la croûte et le long de la zone de subduction. L’intérêt majeur de ce type de données est l’enregistrement de magnitude faible (Mw <5), jamais enregistrée par les réseaux mondiaux ; plus fréquent et qui permettent donc de mettre en évidence les failles régionales par leur activité microsismique. Dans les années 1990, au moment les volcans Guagua Pichincha et Tungurahua sont rentrés en éruption, le réseau séismique a été rapidement densifié dans cette zone et d’autres volcans considérés comme actifs systématiquement instrumentés : Cotopaxi, Reventador y Cayambe. Ils furent complétés par des observatoires volcanologiques, composés non seulement de réseaux sismiques mais aussi géodésiques et géochimiques pour permettre la surveillance des processus volcaniques.
Le RENSIG couvre à peu près 70% du territoire, auquel s’additionne un réseau de 10 stations du projet ADN installés dans la zone côtière dans les 5 dernières années. A partir de cette dernière année a installé un réseau de stations sismiques qui nous permettra d’avoir un territoire couvre 100%.
Le réseau sismique actuelle est composé principalement de capteurs de 1 Hz et large bande, localisés sur les volcans Tungurahua, Cotopaxi et dans la zone côtière. Le nouvel réseau est composé uniquement de stations large bande.
Les données que génère la RENSIG sont enregistrées et transmises en temps réel et sont de deux formes : automatique pour les alertes sismiques et manuel pour récupérer les phases sismiques et localiser les évènements avec plus de précision postérieurement. Ce traitement permet notamment de séparer les séismes volcaniques des évènements tectoniques. Les paramètres calculés pour les séismes d’origine tectonique sont : localisation (latitude et longitude), profondeur, temps d’origine et magnitude.
Pour l’acquisition de données de routine, nous utilisons le système Pickev développé par J. Frechet et F. Thouvenot à Grenoble. Plus récemment a été utilise le système Earthworm, qui a été développé par l’USGS et actuellement SeisComP (développé en GFZ Postdam). Le traitement de données a été fait principalement avec SISMALP.
Font et al (submitted), ont récemment proposé un modèle de relocalisation d’événement en 3D (Font, Y., Segovia, M., Vaca, S., Theunissen, T., Lallemand, S., Gautier.S, 2012. 3D geo-realistic velocity model and MAXI technique to improve earthquake location in subduction zone (Ecuador). Submitted to J.Geophys.Int.) En comparant les résultats sur une zone telle que Quito ou la densité de stations permet ce travail, on observe que les localisations initiales des évènements sismiques montrent d’importantes dispersions, dues à la méthode de localisation et surtout à l’imprécision du modèle de vitesse. Pour cette raison, dans ce travail j’ai choisi d’utiliser la nouvelle base de données générée à partir de cette nouvelle méthodologie qui montre des localisations mieux contraintes pour Quito, notre zone d ‘étude (Lamarque, 2009).
Avec les données sismologiques du RENSIG, nous avons produit en parallèle une base de données de mécanismes focaux pour l’Equateur, non disponibles précédemment. Il faut savoir que la sismicité crustale est généralement très mal contrainte par les réseaux internationaux type USGS car l’incidence des ondes sismiques n’est pas favorable à une précision de calcul de la profondeur (toujours par défaut proposée à 30km). Ceci met donc en valeur le besoin de travailler sur ce problème de la sismicité de faible magnitude et de faible profondeur avec les réseaux nationaux plus
à même de s’affranchir de ces problèmes. La période d’échantillonnage a été définie entre 1996 et 2005 pour des raisons d’homogénéité du réseau et de la qualité des données (Segovia and Alvarado, 2009). Les mécanismes focaux que nous avons obtenu correspondent aux premières arrivées des ondes P. Pour cela nous avons sélectionné les séismes de magnitude supérieure a 4 et avec un nombre de phases (P+S) supérieur à 25. Toutes ces évènements ont été repiqués manuellement, pour corriger la polarité aux stations et relocalisés (à peu près 6000). Nous n’avons au final sélectionné que les séismes qui montraient la meilleure couverture en termes d’azimut. Nous obtenons finalement 323 mécanismes focaux dans tout l’Equateur et à différents profondeurs, crustales et dans la région côtière.
En complément de ces données, nous avons inclus les mécanismes focaux obtenus plus ponctuellement d’après Calahorrano (2001), Alvarez (2003) et Manchuel et al, (2011).
Notez que les réseaux locaux, en general, permettent un meilleur localization que les réseaux mondiaux, principalement en raison de sa distribution, sont plus proches de la zone de l’hypocentre. A titre d’exemple nous avons le séisme de Pomasqui 1990 (Mw 5.0). Cet événement a été localisé par les réseaux mondiaux à 30 km à l’Est du système de failles de Quito, ce système est à l’origine de cet événement. L’estimation de la profondeur aussi est amélioré avec ces nouvelles méthodes de calcul, mais cette paramètre reste encore plus dépendent de la distribution du réseau, on le voit bien sur les séismes de la zone de subduction, que pour l’instant même avec notre réseau ils ne sont pas contraintes par rapport à son profondeur et que ne permet pas encore différentie la croute continentale et la croute océanique, comme on le vois dans le chapitre 6.
Contexte géographique et morphologique
La zone de notre étude est localisée dans la Dépression Interandine, entre les latitudes ~0.2°Nord et 0.6° Sud. Cette zone est caractérisée par un bassin de forme rectangulaire, allongé dans une direction N20°E (Figure 3.1 et 3.2). Il est bordé à l’ouest, par la Cordillère Occidentale (COcc), et à l’est par la Cordillère Orientale (CO), parallèles entre elles. Au nord et nor-est, il est limité par le complexe volcanique Mojanda-Fuya Fuya et le volcan Cusin ; et au sud par les volcans Iliniza Nord, Tres Marías, Rumiñahui et Cotopaxi (Figure 3.2).
L’altitude moyenne de la Cordillère Occidentale dans cette région est de ~3000 msnm, et la Cordillère Orientale de ~4000 msnm. Les deux cordillères sont couronnées par plusieurs sommets volcaniques. Les plus élevés sont pour la Cordillère Occidentale, l’Iliniza sud 5248 msnm et le Cayambe (5987 msnm), pour la Cordillère Orientale. Cette région présente 18 centres volcaniques (Figure 3.2 et 3.1). Sa morphologie est marquée par les remplissages volcaniques et leur interaction avec les glaciers ou dépôts Quaternaire à Holocène récent. Le dernier édifice à être entré en éruption a été le volcan Guagua Pichincha, entre 1999 et 2001. Ses produits éruptifs ont été principalement dirigés vers l’ouest, son cratère étant ouvert vers cette direction. Hormis cette éruption, le volcan Cotopaxi est considéré comme le plus actif. Depuis 1532, il a montré 5 cycles éruptifs de plusieurs années (1532-1534, 1742-1744, 1766-1768, 1854-1855 et 1877-1880). La dernière éruption importante a eu lieu le 26 de juin 1877 (Andrade et al., 2005). En lien direct avec la présence d’un glacier, ces éruptions ont provoquées des lahars, guidés par trois rivières : Cutuchi (sud), Tambo (est) et Pita (nord), jusque dans la rivière principale, le río San Pedro. Le plus important de ces dépôts est le lahar « Chillos Valley » (Mothes et al., 1998), qui a été formé par un effondrement du flanc des secteurs N et NO du volcan (Mothes et al., 1998), dont une grande quantité de matériaux a été évacuée par les rivières Pita et San Pedro, jusqu’à l’océan Pacifique. L’âge estimé pour cet effondrement est de 4500 ans, et le volume du lahar est ~3.8 km3 (Mothes et al., 1998). Dans la morphologie actuelle, on peut encore voir de nombreuses évidences de ces dépôts sur le terrain (Hall and Mothes, 2007).
L’altitude de la Dépression Interandine varie entre 3000 msnm (sud) et 2400 msnm (centre). Dans cette dépression au sens topographique du terme, on trouve aussi des centres volcaniques : au sud-est les volcans Rumiñahui, Pasochoa, Sincholagua et Cotopaxi. Ces édifices ont participé à l’évolution morphologique du fond du bassin pour former une plateforme, qui montre en moyenne une altitude de ~3800 msnm. La Figure 3.3 montre la distribution de pentes dans toute la région. On note le pourcentage de surfaces à pente faible qui correspond à la plupart de la Dépression Interandine, mais cette ‘plateforme volcanique’ ressort aussi très nettement de la morphologie générale. Vers le Nord-ouest, la région de Quito (Figure 3.1 et 3.2) est aussi soulevée, avec une altitude de ~2800 msnm, et est aussi marquée par une augmentation moyenne de 400% des pentes sur la Figure 3.3.
Enfin, au nord, au pied du complexe volcanique Mojanda-Fuya Fuya, on peut remarquer le bassin de forme arrondie de Guayllabamba (Figure 3.1, 3.2 et 3.3) : sa profondeur varie entre 2100-2200 msnm. Cette région est caractérisée par des cicatrices de glissements de terrains localisées au nord-ouest et au sud-est de la rivière.
Dans sa partie Nord, qui nous intéresse ici , la Dépression Interandine est drainée par la rivière San Pedro, qui va se connecter vers le Nord à la rivière Uravia pour former le fleuve Guayllabamba (Figure 3.1 et 3.2). Ce drainage coule du sud vers le nord. A l’extrémité nord-ouest du bassin, la rivière Guayllabamba tourne brutalement de 90° vers l’ouest pour traverser la cordillère Occidentale et se diriger vers la plaine côtière sous le nom de Río Esmeraldas qui débouche sur le Pacifique. Les autres drainages importants sont: le Machángara et Río de las Monjas qui descendent de la Cordillère Occidentale ; la rivière Pita qui draine les volcans Cotopaxi, Rumiñahui; les rivières Chiche, Uravia qui descendent de la Cordillère Orientale et la rivière Písque, qui draine le bassin au pied du volcan Cayambe et une partie du bassin de Guayllabamba (Figure 3.2).
Contexte climatique Quaternaire et précipitations
Les études sur le climat Quaternaire de l’Equateur ont été focalisées sur les régions des cordillères ainsi qu’aux altitudes les plus élevées (Smith et al., 2008). Dans la région de Quito, les travaux paléoclimatiques précédents concernent l’ancien volcan Ruccu Pichincha (Figure 3.1 et 3.2) (Smith et al., 2008) à l’ouest et le secteur de Potrerillos, dans la cordillère Orientale (Clapperton et al., 1997). Pour le volcan Ruccu Pichincha, les moraines les plus basses atteignent 3600 msnm pour un âge minimal de 0.9 Ma (Smith et al., 2008). D’après Heine and Heine (1996), il y n’a pas d’évidences d’avancées du glacier pendant le Younger Dryas (~12800 – 11500 années) dans cette région.
Sur le plateau de Potrerillos par contre, les glaciers sont descendus jusqu’à 3000 msnm à l’ouest et 2700 msnm à l’est (Clapperton et al., 1997). L’âge de ceux-ci peut être supérieur à 130 Ka, d’après Smith et al (2008). Les glaciers plus récents pourraient être contemporains du Younger Dryas (Clapperton et al., 1997).
Entre 13 000 et 10 000 années BP, Van der Hammer and Hooghiemstra (2000) suggèrent que les Andes du Nord ont subi une période plus sèche, avec une diminution de la pluie d’environ 30-50%. A la suite de cette période, Iriondo (1999) propose des alternances entre périodes humides et sèches, dans toutes les Andes du Nord pendant les derniers 10 000 ans.
Les variations d’altitude entre les glaciers des flancs est et ouest, sont aussi une caractéristique du climat actuel, puisque la principale source de précipitations provient de l’est, de l’océan Atlantique et de l’Amazonie. Les vents sont orientés majoritairement vers l’ouest. Ce régime produit plus de pluies sur les flancs est, avec un niveau d’humidité à plus basse altitude, par rapport au flanc ouest des Andes (Smith et al., 2008). Dans les Andes d’Equateur, bien que les précipitations soient distribuées tout le long de l’année, la quantité de pluie permet de distinguer deux saisons. Sur le flanc Ouest Andin, l’influence des courants marins de l’océan Pacifique rajoute à ce régime une importante quantité d’humidité, qui s’accentue lors des anomalies liées aux épisodes d’El Nino (Vuille et al., 1999).
La Dépression Interandine actuellement, subit l’influence des masses d’air de l’océan (ouest) et du continent (est), produisant des saisons des pluies, une entre Février à Mai et l’autre entre Octobre et Novembre, avec deux périodes sèches, une plus longue entre Juin et Septembre, et l’autre en Décembre (Vuille et al., 1999 ; Bouvier et al., 1999). D’autre part, puisque l’humidité se dépose de part et d’autre des Andes sur les flancs des cordillères, la Dépression Interandine reçoit une quantité de précipitation plus faible que les flancs des cordillères (800-1500 mm/a. Vuille et al., 1999). Le réseau de drainage principal du bassin de Quito est donc alimenté par les deux sources de précipitations qui drainent les cordillères Occidentale et Orientale. On dénombre plus de 80 quebradas (canyon) entre le Pichincha et la vallée du río San Pedro. Elles incisent les couches de cendres volcaniques Holocène mais leur origine est inconnue. Certaines sont intermittentes, d’autres sèches et coupées d’une quelconque alimentation (voir suite).
Géologie de la Dépression Interandine – entre Quito et Guayllabamba
Les études géologiques ont été faites principalement par la Direction Générale de Geología y Minas (DGGM, 1982 a,b,c,d) mais portent surtout sur les formation Pré Quaternaire. Par la suite, de nouvelles études ponctuelles ont permis d’avoir plus de détails sur certaines zones du bassins de Quito pour les dépôts Quaternaire (Lavenu et al., 1996; Villagómez 2003; Jaya, 2009). Ici nous ferons un résumé de ces publications, en incorporant nos propres travaux.
Notre but dans le cadre de cette thèse a été de trouver des marqueurs de la déformation active, malgré la stratigraphie Quaternaire très mal contrainte de la région de Quito. En effet, nous avons découvert en faisant la bibliographie qu’il n’y a pas de datations dans la zone. Tous les travaux précédents (Lavenu et al., 1996 ; Villagómez, 2003 ; Winkler et al., 2005) sont basés sur des corrélations stratigraphiques entre dépôts volcaniques . Pour quelques-uns, ces dépôts ont été datés par Barberi et al, (1988), mais on ne dispose malheureusement pas de localisations précises des échantillons. D’autre part, les corrélations entre les produits volcaniques et leurs potentiels centres volcaniques d’origine n’étaient pas encore basées sur l’analyse de la pétrologie des échantillons. Nous avons décidé pour notre part d’effectuer des descriptions macroscopiques et microscopiques sur lames minces, mais aussi des analyses chimiques pour établir avec plus de précision l’origine de ses dépôts. Il faut indiquer que toute cette partie géochimique et pétrologique s’est appuyée sur l’expérience de l’équipe de volcanologie de l’Instituto Geofísico.
La stratigraphie proposée par les différents auteurs a été compilée et étendue à partir des observations effectuées dans le bassin sédimentaire de Guayllabamba (Figure 3.1, 3.2 et 3.3). Les affleurements disponibles pour cette région sont rares, particulièrement dans la partie sud, en raison de la couverture de dépôts volcaniques extrêmement récents (quelques milliers d’années). Cependant, certains affleurements présentés dans la suite de ce chapitre ont pu être aussi observés à la faveur de canyons et d’incisions des rivières de la Dépression Interandine. Pour la zone de Quito, nos travaux de terrain se sont concentrés à l’Est de la ville.
La plupart des descriptions géologiques montrent la présence du soubassement Crétacé (DGGM, 1982 a, b; Lavenu et al, 1996; Villagómez, 2003), localisé dans le nord du canyon de la rivière Guayllabamba (BG lat : 0.0051N, long : 78.4077W, H : 1755msnm, Figure 3.4). Ses roches ont été décrites comme andésitiques de couleur verte (DGGM, 1982b), ou comme gabbro et microgabbro en colonnes (Lavenu et al, 1996 ; Villagómez, 2003), avec des intercalations de sédiments plus fins. Pour le DGGM (1982b), ces roches appartiennent à la formation Macuchi. Pour Winkler et al. (2005) ils appartiennent à l’unité Pallatanga, c’est à dire au socle Crétacé.
Dans le cadre de notre travail, ces roches ont été échantillonnées au niveau de la rivière Guayllabamba (Figure 3.4 point BG lat : 0.00764 Nord ; long : -78.40708 W). L’analyse de la lame mince montre que cet affleurement est constitué d’un basalte incluant des phénocristaux de plagioclase (Pacheco com.pers). Chimiquement, cette roche correspond à un basalte calco-alcalin et peut donc être associée à un arc volcanique continental (Pilatasig com.pers Annexe 1 analyses chimiques). Son âge, déterminé à partir de la méthode K/Ar (Cassignol and Gillot, 1982) donne une valeur préliminaire * de 1.129 ± 0.026 Ma, extrèmement récente.
Avec ces nouvelles données, nous apportons la preuve que ces roches correspondent à un événement volcanique très jeune, plutôt Quaternaire que nous associons à la Formation Pisque. Cet affleurement est beaucoup plus récent que ce qui était proposé précédemment et ces roches n’appartiennent pas au socle Crétacé. Cela change les interprétations sur l’âge de la déformation que l’on observe, qui est donc beaucoup plus jeune que ce qui était proposé par Winkler et al. 2005 (6-5 Ma).
Formation Pisque
Les roches plus anciennes de la série Quaternaire correspondent à la Formation Pisque, qui est composée d’unités volcaniques (coulées de laves, cendres, coulées pyroclastiques et tufs), et de dépôts fluviatiles à lacustres (DGGM, 1982ab, Lavenu et al., 1996 ; Villagómez, 2003). Les sources volcaniques de cette formation seraient localisées principalement dans la région des volcans de la cordillère Orientale. Leur épaisseur varie entre 150 et 400 m, mais pourrait atteindre 1000m (Lavenu et al., 1996 ; Villagómez, 2003).
Lavenu et al. (1996) proposent que l’âge de la formation Pisque puisse être corrélé aux coulées de laves identifiées dans la région, datées par K/Ar à 1.32±0.13 Ma. et 1.17 ±0.10 Ma (Barberi et al., 1988). Cela inclut les laves du volcan Ilaló d’âge de 1.62± 0.16 Ma, aussi datées par Barberi et al. (1988). Villagómez (2003) suggère finalement que les centres volcaniques Cubiliche, Chilcaloma et Casitagua, d’âges respectifs 2.6±0.06, 2.6±0.06 Ma 2.25±0.25 Ma (OLADE-INECEL, 1980) appartiennent à cette formation. Si ces corrélations sont correctes, cette formation serait donc Pléistocène Inferieure.
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Table des matières
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
Chapitre 4 : First paleoseismic results for the Pallatanga fault (Central Ecuador), a major structure of the South-American crust
4.1 First paleoseismic results for the Pallatanga fault (Central Ecuador), a major structure of the South-American crust
4.1.1 Abstract
4.1.2 Introduction
4.1.3 Active tectonics and seismotectonics in Central Ecuador
4.1.4 Segmentation of the Pallatanga fault
4.1.4.1 The Rumipamba-Pallatanga segment
4.1.4.2 The Riobamba segment group
4.1.5 Trench survey at Rumipamba
4.1.5.1 Sedimentological and stratigraphic description of the Rumipamba trenches Sedimentary record
4.1.5.2 Stratigraphic and chronological interpretation
4.1.5.3 Deformation of Holocene sediments and paleoseismological interpretation Description of deformation features
4.1.5.4 Retrodeformation of trench 2 and attempt of earthquake calendar
4.1.6 Discussion about the paleoseismic history of the Rumipamba-Pallatanga segment
4.1.7 Conclusion
Chapitre 5 : Synthèse géodynamique et Bloc Nord Andin
Chapitre 5.1 Introduction
Chapitre 5.2 Perspectives
Chapitre 5.3 Progressively migrating and narrowing continental plate boundary in Ecuador: present-day localized active faulting delimiting the North Andean Block to the East
5.3.1 Abstract
5.3.2 Introduction
5.3.3 Sutures an inherited tectonic structures
5.3.4 Geologic evolution of Ecuador since the latest Cretaceous and paleogeogaphic interpretation 5.3.5 Neotectonic data
Chingual fault system
The Cosanga fault system
The Pallatanga fault system
The Puná fault system
Mácas fault system (MFS)
Napo-Cutucú fault system (Eastern Subandean Belt ESB)
Quito-Latacunga fault system QL
5.3.6 Seismicity and focal mechanisms
5.3.7 GPS results
5.3.8 Discussion: Narrowing restraining bend, localized tectonics and uplift timing
5.3.9 Conclusion
Chapitre 6 : Seismogenic source definition for the seismic hazard assessment of the Ecuador
Chapitre 6.1 Introduction
Chapitre 6.2 Seismic sources zones in Ecuador
6.2.1 Geodynamic and seismotectonic settings
6.2.1.1 Continental area
6.2.1.2 Offshore subduction and coastal area
6.2.2 Estimation of the magnitude for the characteristic earthquake of a seismogenic source and its recurrence rate in each zone
6.2.3 Definition of Subduction Seismogenic sources
6.2.3.1 Intraplate Subduction Seismogenic sources along the trench
6.2.3.1.1 Esmeraldas example: best constrained subduction seismogenic source
6.2.3.2 Intraslab Deeper Seismogenic sources
6.2.4 3 Crustal Seismogenic sources
6.2.4.3.1 9C Quito
6.2.4.3.2 13C Pallatanga-Pisayambo
Chapitre 6.3 Discussion and Conclusions
Chapitre 7 : Conclusions et perspecives
Chapitre 7.1 Faille de Quito
Chapitre 7.2 Cinématique et modèle de déformation crustale en Equateur
Chapitre 7.3 Perspectives
Références
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