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L’EVOLUTION DU SYSTEME SAN ANDREAS A L’ORIGINE DU “BASIN & RANGE” ET DE L’OUVERTURE DU GOLFE DE CALIFORNIE.
Le système de failles de San Andreas s’étend sur près de 2400 km entre le point triple de Mendocino au nord et le point triple de Rivera au sud. La formation de ce système est due à la séparation progressive de ces deux points triples depuis la fin de l’Oligocène. La cartographie des anomalies magnétiques du Pacifique à l’ouest de la Californie (Atwater, 1970) permet de montrer que la formation du système de San Andreas est lié à la disparition progressive de la plaque Farallon par subduction à partir d’environ 30 Ma, amenant une portion croissante de la plaque Pacifique en contact direct avec la plaque Amérique du Nord (Fig. I–8). La frontière entre les plaques Farallon et Amérique du Nord, convergente, est remplacée par une frontière transtensive Pacifique–Amérique du Nord entre 30 et 12 Ma avec un mouvement de 33 mm/an orienté N60°W (Atwater & Stock, 1998). Ce mouvement s’accentue jusqu’à atteindre 52 mm/an à 12 Ma puis se réoriente avec une direction N37°W à 8 Ma. C’est seulement à 8 Ma que le système de San Andreas devient purement transformant. La partie San Andreas sensu stricto au nord fait 1100km. Elle est essentiellement transpressive à l’heure actuelle alors que la portion Golfe de Californie au sud est transtensive.
L’extension cénozoïque à l’origine du “Basin & Range” est, de par son étendue et sa durée, l’un des plus importants évènements tectoniques ayant affectés la plaque Amérique du Nord. Les caractéristiques de cette extension ont été largement étudiées aussi bien aux Etats-Unis (e.g., Stewart, 1971; Zoback & Thompson, 1978; Wernicke et al., 1988) qu’au Mexique (e.g., Stewart, 1978; Henry & Aranda-Gómez, 1992; Stewart, 1998; Henry & Aranda-Gómez, 2000). Dickinson & Wernicke (1997) ont montré que le “Basin & Range” a absorbé une partie du mouvement entre les plaques Pacifique et Amérique du Nord. En effet, d’après Dickinson & Wernicke (1997), le décalage observé sur le segment central de la faille de San Andreas n’est que de 315 km depuis 16 Ma alors que le mouvement attendu durant cette période est de 737±66 km. Une partie de ce mouvement (estimée à 221±22 km) a en fait été accommodé par transtension dans le “Basin & Range”. Le reste a été absorbé par la transtension post-oligocène de la marge californienne estimée à 250±20 km par Crouch & Suppe (1993).
Une interprétation similaire a été proposée pour le “Basin & Range” mexicain. Celui-ci est généralement divisé en deux branches (Fig. I–9) délimitées par un portion non déformée de la Sierra Madre Occidentale (e.g., Stewart, 1978; Henry & Aranda-Gómez, 1992; Stewart, 1998; Henry & Aranda-Gómez, 2000). La branche occidentale, également désignée sous le terme de “Gulf.
FIG. I.8 – Evolution du système San Andreas depuis L’Eocène moyen (38 Ma) d’après Atwaters (1970). La formation du système de San Andreas est lié à la disparition progressive de la plaque Farallon par subduction, amenant une portion croissante de la plaque Pacifique en contact direct avec la plaque Amérique du Nord. Il en résulte une fragmentation de la plaque Farallon en microplaques, dont certaines seront capturées par la plaque Pacifique.
Extensional Province”, se situe en bordure du Golfe de Californie. Elle a accommodé au Miocène moyen et supérieur un épisode extensif majeur qui a précédé la “capture” de la péninsule de Basse Californie par la plaque Pacifique et l’ouverture du Golfe de Californie à partir de 5.5 Ma (e.g., Karig
& Jensky, 1972; Stock & Hodges, 1989; Henry, 1989; Lonsdale, 1991; Zanchi, 1994). Cet épisode extensif (~12–6 Ma) a été interprété comme le résultat d’un partitionnement du mouvement entre les plaques Pacifique et Amérique du Nord. Ce mouvement était accommodé par la faille décrochante de San Benito-Abreojos, à l’Ouest de la Basse Californie, et par de l’extension orientée ENE à l’Est, au sein même de la plaque Amérique du Nord (Stock & Hodges, 1989). La branche orientale du “Basin & Range” mexicain est moins bien comprise. Elle correspond au domaine extensif situé à l’Est du noyau non déformé de la Sierra Madre Occidentale. Pour certains auteurs (e.g., Henry & Aranda-Gómez, 2000) la branche orientale serait la prolongation de la “Gulf Extensional Province”. Les reconstructions paléogéographiques prévoient en effet 110 à 160 km d’extension ENE entre 12 et 6 Ma. Une telle extension (60-80 %) est largement supérieure à ce qui est déterminé par Henry (1989) et Lee et al. (1996) pour la “Gulf Extensional Province” seule (≤50 %). Elle pourrait en revanche être accommodée par la totalité du “Basin & Range” mexicain avec une extension totale de seulement 20 %.
LA DERIVE DU BLOC CHORTIS ET DE LA PLAQUE CARAÏBE
Contraintes sur le mouvement de la plaque Caraïbe par rapport à la plaque Amérique du Nord
La limite nord occidentale de la plaque Caraïbe est constituée par la fosse de Cayman et par le système décrochant sénestre Polochic-Motagua. Les anomalies magnétiques au niveau de la fosse de Cayman ainsi que l’age des sédiments déposés ont permis d’estimer le déplacement de la plaque Caraïbe à près de 1100 km depuis l’Eocène moyen (e.g., Rosencrantz & Sclater, 1986). La chronologie de ce déplacement est également contrainte par les changements intervenus dans la géométrie de la limite Nord de la plaque Caraïbe lors de la collision entre Cuba et la plate-forme des Bahamas. La trajectoire moyenne de la plaque Caraïbe par rapport à l’Amérique du Nord est définie par Pindell et al. (1988) par un pôle de rotation localisé à proximité de Santiago (Chili).
Contraintes sur le mouvement du bloc Chortis par rapport aux plaques Amérique du Nord et Caraïbe
L’évolution tectonique du Mexique méridional a généralement été associée à la dérive vers l’Est du bloc Chortis. L’hypothèse la plus communément admise (Fig. I–10, schéma du haut) est que ce bloc crustal aurait glissé le long de la marge pacifique du Mexique, entre Puerto Vallarta et l’actuel golfe de Tehuantepec (Malfait & Dinkelman, 1972; Ross & Scotese, 1988; Pindell et al., 1988, Schaaf et al., 1995). Les arguments avancés en faveur de cette hypothèse sont la linéarité de la marge pacifique (interprétée comme une marge tronquée), la migration du volcanisme de la Sierra Madre del Sur vers l’Est et l’existence de grands décrochements sénestres parallèles à la côte (Herrmann et al., 1994; Schaaf et al., 1995; Morán-Zenteno et al., 1996). La disparition du volcanisme au niveau de la Sierra Madre del Sur à la fin de l’Oligocène et la mise en place de l’Axe Volcanique Trans-Mexicain à partir du Miocène moyen sont à mettre en relation avec une modification dans la géométrie de la plaque subduite (Ferrari et al., 1999). Cette modification, associée à une exhumation de la marge continentale, est généralement interprétée comme résultant de la migration du point triple.
L’hypothèse d’un glissement du bloc Chortis le long de l’actuelle côte pacifique implique que ce bloc était cinématiquement “indépendant”. En effet, le pôle de rotation moyen estimé pour la plaque Caraïbe par rapport à l’Amérique du Nord (Pindell et al., 1988) n’est pas compatible avec un déplacement du bloc Chortis vers le Sud-Est. Par ailleurs si ce bloc faisait partie intégrante de la plaque Caraïbe son déplacement aurait engendré un régime transpressif le long de la marge continentale. Les observations structurales effectuées dans les états de Guerrero et de Oaxaca montrent cependant un régime transtensif sénestre (Ratschbacher et al., 1991, Tolson et al., 1993; Riller et al., 1993; Herrmann et al., 1994; Tolson-Jones, 1998). Le seul épisode transpressif associé au déplacement du bloc Chortis a été produit au niveau du Chiapas à partir du Miocène (Meneses-Rocha, 1991; Guzmán-Speziale & Meneses-Rocha, 2000; Meneses-Rocha, 2001). Certains éléments sont toutefois incompatibles avec cette hypothèse. Les sédiments d’age Crétacé à Plio-Quaternaire présents dans le Golfe de Tehuantepec, sur la trace projetée du système Polochic-Motagua, ne sont pas déformés (Sánchez-Barreda, 1981). De plus les travaux menés sur le système Polochic-Motagua n’ont révélé qu’un déplacement cumulé de 130 à 170 km depuis le Miocène (e.g., Burkart et al., 1987; Donnelly et al., 1990; Giunta et al., 2002), ce qui est beaucoup moins que les 1100 km produits sur la fosse de Cayman.
Un modèle alternatif, où le bloc Chortis fait partie intégrante de la plaque Caraïbe (Fig. I–10, schéma du bas), a été proposé par Keppie & Morán-Zenteno (2005). Dans ce modèle le bloc Chortis aurait migré depuis le Sud-Ouest par le biais d’une rotation antihoraire. Ce modèle permettrait d’expliquer le déplacement limité sur le système Polochic-Motagua, dont la mise en place ne se ferait qu’à partir du Miocène suite à la mise en contact des blocs Chortis et Maya. La morphologie “tronquée” de la marge, ainsi que la mise en place de grands décrochements sénestres parallèles à la côte, est expliquée par Keppie & Morán-Zenteno comme le résultat de l’érosion tectonique et de la convergence oblique entre les plaques Farallon et Amérique du Nord. Ce modèle ne permet cependant pas d’expliquer la migration du volcanisme de la Sierra Madre del Sur vers le Sud-Est.
Age des différents systèmes structuraux
Les principaux arguments en faveur d’une évolution simultanée des structures majeures ayant affecté la Mesa Central sont l’apparente absence de recoupement et le fait que ces structures affectent des roches de même age. Dans la région de San Luis Potosí par exemple, il n’est pas évident de déterminer d’un point de vue purement géométrique si les failles du graben de Villa de Reyes recoupent celles du système Tepehuanes-Zimapán ou l’inverse, et ce même si le graben de Villa de Reyes constitue un trait morphologique relativement important. Dans la Sierra de San Miguelito l’age du système Tepehuanes-Zimapán est très bien contraint puisqu’il bascule de manière significative la succession volcanique datée entre 30 et 27 Ma. La rhyolithe Panalillo (26.8 ± 1.3 Ma) en revanche, bien qu’affectée, n’est pas basculée (fig. IV–9) et les décalages observés sont beaucoup plus faibles que pour d’autres unités. Dans la région de San Luis Potosí l’extension associée au système Tepehuanes-Zimapán (~32-27 Ma) est donc synchrone du “pulse” volcanique oligocène (~37-27 Ma). L’age du graben de Villa de Reyes en revanche est très mal contraint. La formation la plus ancienne affectée de manière certaine par les failles du graben est la rhyolite San Miguelito (30 ± 1.5 Ma). Ces mêmes failles sont scellées sur le flanc occidental par des tufs datés à 100 ka (Labarthe-Hernández, com. pers.). Certains auteurs (Tristán-Gonzalez, 1986) ont avancé l’hypothèse selon laquelle la rhyolite Panalillo (26.8 ± 1.3 Ma), présente sous le remplissage sédimentaire du graben, se serait déposée dans la dépression engendrée par ce dernier. Rien n’indique cependant que la rhyolite Panalillo n’ait pas été affecté après son dépôt, au même titre que les formations plus anciennes, sachant d’ailleurs que des reliquats de la rhyolite Panalillo sont présents dans la Sierra de San Miguelito à une altitude moyenne de 2250 m. De plus, même si la rhyolite Panalillo s’est déposée dans la dépression engendrée par le graben, l’épaisseur de conglomérats la recouvrant est au moins trois fois plus importante que celle des conglomérats sous jacents (fig. IV–11), de sorte que l’activité du graben de Villa de Reyes s’est poursuivie bien après 27 Ma. Dans tous les cas le système Tepehuanes-Zimapán a connu un pic de déformation, avec un basculement important de l’ingnimbrite Cantera (29.0 ± 1.5 Ma) avant le dépôt de la rhyolite Panalillo tandis que le graben de Villa de Reyes a continué de fonctionner bien après le dépôt de cette dernière.
Dans la sierra de Guanajuato plus au sud la déformation semble s’être poursuivie plus tardivement que dans la région de San Luis Potosí. Le déplacement important observé dans les unités volcaniques oligocènes, ainsi qu’un age de 27.4 Ma estimé pour les minéralisations d’or et d’argent associées aux failles de la région de Guanajuato (Buchanan, 1979), indique que la déformation associée aux structures NW-SE (failles d’El Bajío, Veta Madre, La Leona, etc.) a débuté à l’Oligocène supérieur et s’est poursuivie durant le Miocène inférieur et moyen (Nieto-Samaniego et al., 2005). Certains travaux indiquent cependant que la déformation pourrait avoir débutée plus tôt (entre 32 et 28 Ma d’après Henry et Aranda-Gómez, 1992). Il semblerait également que les épanchements basaltiques d’age Miocène moyen, regroupés sous le nom générique de “Basaltes El Cubilete” par Martínez-Reyes (1992), soient affectés par la faille d’El Bajío avec un déplacement post-Miocène moyen estimé à ~500 m par Nieto-Samaniego et al. (2005). Des observations similaires ont été faites dans la région de Salamanca (au sud-est de Guanajuato) où l’andésite La Ordeña, également d’age Miocène moyen, est affectée par une structure parallèle à la faille d’El Bajío (Ojeda-García, 2004). Les basaltes El Cubilete sont également affectés par le graben Villa de Reyes avec un décalage vertical d’environ 500 m.
En ce qui concerne le graben d’Aguascalientes, des ignimbrites non datées et des basaltes d’âge Miocène supérieur (Nieto-Samaniego et al., 1999) sont intercalés dans le remplissage sédimentaire. Des basaltes datés à 11 Ma sont également affectés par la faille de San Miguel de Allende (Nieto-Samaniego & Alaniz-Alvarez, 1994).
Enfin, nous pouvons comparer l’extension oligocène et miocène de la Mesa Central avec l’extension intra-arc liée au développement de l’Axe Volcanique Trans-Mexicain. Cette extension a débutée au Miocène supérieur et se poursuit actuellement. L’Axe Volcanique Trans-Mexicain est affecté par trois systèmes structuraux, deux d’entre étant, comme dans la Mesa Central, orthogonaux (e.g., Pasquarè et al., 1987; Johnson & Harrison, 1990; Martínez-Reyes & Nieto-Samaniego, 1990). Les principales structures impliquées sont les failles N090° et N045° du système Tula-Chapala (e.g., Johnson & Harrison, 1990 ; Suter et al., 2001) qui sont parallèles à l’arc volcanique et accommodent un mouvement transtensif senestre (Ego & Ansan, 2002) et les structures NNW-SSE du système Querétaro-Taxco (Demant, 1978; Pasquarè et al., 1987; Suter et al., 1992, Alaniz-Álvarez & Nieto-Samaniego, 2005). Dans la région de Querétaro les failles N045° du système Tula-Chapala intersectent le graben de Querétaro. L’age des failles N045° est relativement bien contraint puisqu’elles affectent le volcan Palo Huérfano (12 Ma) près de San Miguel de Allende et sont scellées au NE de la ville de Querétaro par des andésites datées à 8 Ma. Elles ne semblent plus être actives depuis la fin du Pliocène (Pasquaré et al., 1988). Le graben affecte des basaltes datés entre 8.10 Ma (Pasquarè et al., 1991) et 5.6 Ma (Aguirre-Díaz & López-Martínez, 2001). De plus une série de petits séismes s’est produite en 1998 sur un segment de faille près du village de Sanfandila à l’Est de la ville de Querétaro (Zúñiga et al., 2003), ce qui laisse à penser que les failles du graben sont encore actives à l’heure actuelle. Le volcanisme Néogène de la région de Querétaro est marqué par une migration vers le Sud (Ferrari et al., 1999 ; Ferrari et al., 2000). Il est possible que cette migration se soit accompagnée d’une désactivation progressive des segments de failles N45 et de la mise en place d’une zone d’extension ENE-WSW en arrière de l’Axe Volcanique Trans-Mexicain.
Une évolution tectonique en relation avec une réorganisation de l’arc volcanique ?
L’extension oligocène et miocène de la Mesa Central semble être le résultat d’une évolution complexe. L’age des formations affectées et le déplacement associé aux structures montre que :
1. Dans la région de San Luis Potosí il semblerait que le graben de Villa de Reyes se soit mis en place tardivement. Il aurait fonctionné bien après que le système Tepehuanes-Zimapán ne soit plus actif.
2. Dans la Sierra de Guanajuato en revanche la déformation semble s’être poursuivie plus tardivement que dans la région de San Luis Potosí, jusqu’au Miocène moyen. Si dans la Sierra de Guanajuato la déformation associée aux structures NW-SE (failles d’El Bajío, Veta Madre, La Leona, etc.) a débuté à l’Oligocène supérieur, il ne nous est pas possible de déterminer quand s’est mis en place la terminaison méridionale du graben de Villa de Reyes.
Il est intéressant de noter que le graben de Villa de Reyes est une structure compartimentée. Du nord au sud le remplissage sédimentaire associée à chaque compartiment diminue. Il atteint jusqu’à 600 m au SE de San Luis Potosí, une cinquantaine de mètres dans le Valle de San Felipe et est quasiment absent dans la Sierra de Guanajuato (fig. IV–21). Les variations du remplissage sédimentaire pourraient être le résultat d’une propagation du graben vers le sud.
Nous pouvons opposer au modèle de déformation triaxiale un modèle plus complexe basé sur une évolution de l’extension elle-même reliée à l’évolution spatio-temporelle du volcanisme durant le Cénozoïque. La distribution géographique des différents épisodes volcaniques, ainsi que leurs ages, montrent durant l’Oligocène et le Miocène une réorientation de l’arc volcanique mexicain (Ferrari et al., 1999). Cette réorganisation est le résultat des changements intervenus sur les frontières entre les plaques Farallon, Amérique du Nord et Caraïbes (Atwater, 1970 ; Morán-Zenteno et al., 1996). Durant l’Eocène supérieur et l’Oligocène inférieur le volcanisme ignimbritique s’étendait sur une bande large de 300 km et orientée ~N150°. La limite Nord de cet arc volcanique coïncidait à peu près avec le système Tepehuanes-Zimapán. A partir de l’Oligocène supérieur l’arc volcanique va se réorienter et migrer à la fois vers les régions situées en bordure de l’actuel Golfe de Californie et vers le sud (région de Querétaro par exemple) où, à partir du Miocène moyen, il va constituer l’Axe Volcanique Trans-Mexicain orienté E-W. Il est possible que la migration du volcanisme vers le sud au sein de la Mesa Central se soit accompagnée d’une désactivation progressive des structures parallèles à l’arc volcanique, qui accommodaient une extension NE-SW à N-S, et de la mise en place d’une nouvelle zone d’extension NW-SE à E-W, de type “Basin & Range”, en arrière de ce même arc volcanique (fig. IV–22).
MISE EN EVIDENCE ET IMPLICATIONS D’UN MOUVEMENT TRANSTENSIF SENESTRE SUR LE SYSTEME TEPEHUANES-ZIMAPAN
L’étude structurale a montré que le système Tepehuanes-Zimapán était caractérisé par des failles normales, transtensives sénestres et décrochantes sénestres. Ces structures ont accommodées une extension comprise entre N220° et N180°. Toutes ces failles semblent avoir en fait accommodé une extension dont la direction est oblique par rapport à la direction des structures. Nous pouvons donc parler de transtension sénestre. Les données paléomagnétiques vont également dans ce sens puisque toutes les directions paléomagnétiques sont tournées vers l’Ouest et attestent d’une rotation antihoraire comprise entre 8° ± 8.3° et 14.5° ± 8.2° par rapport au pôle à 30 Ma pour l’Amérique du Nord stable.
Le système Tepehuanes-Zimapán, qui a affecté l’arc volcanique oligocène, est fort comparable au système Chapala-Tula qui affecte l’Axe Volcanique Trans-Mexicain actuel. Dans les deux cas les structures sont parallèles à l’arc volcanique et accommodent un mouvement transtensif sénestre. Pour le système Tepehuanes-Zimapán la direction des structures est N140° et la direction de l’extension est approximativement NNE-SSW. Pour le système Chapala-Tula la direction des structures est ~N090° et la direction de l’extension, déduite de l’inversion des mécanismes aux foyers de séismes (Ego & Ansan, 2002), est N328°. Les rotations obtenues sont également comparables. La rotation antihoraire sur les roches d’age Oligocène inférieur de la Mesa Central est comprise entre 8° ± 8.3° et 14.5° ± 8.2°. La rotation antihoraire obtenue est de 12.4° ± 5.4° dans la partie centrale de l’Axe Volcanique Trans-Mexicain, pour des roches plio-quaternaires de la région d’Acambay (Soler-Arechalde & Urrutia-Fucugauchi, 2000). Dans la partie orientale de l’Axe Volcanique Trans-Mexicain les travaux menés sur des roches miocènes et pliocènes montrent une rotation de 8.9 ± 6.4° pour la Sierra de Las Cruces et 10.5° ± 8.7° pour l’Altiplano (Ruiz-Martínez et al., 2000).
Le système Chapala-Tula accommode depuis la fin du Miocène la rotation d’un bloc crustal (“Southern Mexico Block”) qui est découplé du reste de l’Amérique du Nord au niveau de l’Axe Volcanique Trans-Mexicain (cf. chapitres précédents). En raison des similitudes observées le mouvement transtensif sénestre accommodé par le système Tepehuanes-Zimapán pourrait être interprété de la même manière et constituer la limite d’un bloc crustal découplé de l’Amérique du Nord (fig. IV–23). Cette limite coïncide approximativement avec la limite Nord du bloc Guerrero, accrété à l’Amérique du Nord durant le Mésozoïque. Durant l’Oligocène et le Miocène la Sierra Madre del Sur à été soumise à une compression NW-SE qui s’est traduite par la mise en place de la faille de Oaxaca, normale et orientée ~NW-SE et de décrochements N-S (Nieto-Samaniego, 2005). Il est possible que le système Tepehuanes-Zimapán et les structures décrochantes de la Sierra Madre del Sur aient accommodées une rotation du bloc Guerrero durant l’Oligocène (fig. IV–23).
LES CAUSES DE L’EXTENSION DE TYPE “BASIN & RANGE” DANS LA MESA CENTRAL : OUVERTURE DU GOLFE DE CALIFORNIE VERSUS GLISSEMENT GRAVITAIRE EN DIRECTION DU GOLFE DU MEXIQUE
L’extension cénozoïque à l’origine du “Basin & Range” est, de par son extension et sa durée, l’un des plus importants évènements tectoniques ayant affectés la plaque Amérique du Nord. Les caractéristiques de cette extension ont été largement étudiées, mais son origine est encore débattue à l’heure actuelle. Deux grandes catégories d’hypothèses sont proposées pour expliquer le “Basin & Range”. La première catégorie met l’accent sur les interactions complexes entre les plaques Farallon/Pacifique et Amérique du Nord (e.g., Atwater, 1970 ; Severinghaus & Atwater, 1990 ; Atwater & Stock, 1998). La seconde catégorie interprète l’extension comme étant le résultat d’un effondrement gravitaire en réponse à un sur-épaississement de la croûte principalement lié au magmatisme (e.g., Glazner & Bartley, 1984 ; Wernike et al., 1987 ; Axen et al., 1993).
Le “Basin & Range” couvre une portion importante du territoire mexicain (~50 %) puisqu’il s’étend depuis les régions situées au Nord de l’Axe Volcanique Trans-Mexicain jusqu’à la frontière avec les Etats-Unis. Il est limité à l’Est par la Sierra Madre Orientale et la plate-forme carbonatée crétacée d’El Burro. Le “Basin & Range” mexicain (fig. IV–24) est généralement divisé en deux branches délimitées par un portion non déformée de la Sierra Madre Occidentale (e.g., Stewart, 1978 ; Henry & Aranda-Gómez, 1992 ; Stewart, 1998 ; Henry & Aranda-Gómez, 2000). La branche occidentale, également désignée sous le terme de “Gulf Extensional Province” (fig. IV–24), se situe en bordure du Golfe de Californie. Elle a accommodé au Miocène moyen et supérieur un épisode extensif majeur qui a précédé la “capture” de la péninsule de Basse Californie par la plaque Pacifique et l’ouverture du Golfe de Californie à partir de 5.5 Ma (e.g., Karig & Jensky, 1972 ; Gastil et al., 1975 ; Curray & Moore, 1984 ; Stock & Hodges, 1989 ; Henry, 1989 ; Lonsdale, 1991 ; Zanchi, 1994). Cet épisode extensif (~12–6 Ma), d’abord considéré comme de l’extension d’arrière arc (Karig & Jensky, 1972), a ensuite été interprété comme le résultat d’un partitionnement du mouvement entre les plaques Pacifique et Amérique du Nord. Ce mouvement était accommodé par un décrochement sur la marge, à l’Ouest de la Basse Californie et par de l’extension de direction ENE à l’Est, au sein même de la plaque Amérique du Nord (Stock & Hodges, 1989).
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Table des matières
Remerciements
I. Introduction : contexte géodynamique et objectifs de ce travail
1. Contexte géodynamique actuel du Mexique central et méridional
1.1. Frontières de plaques
1.2. Géométrie et signification des zones de déformation intra – arc volcanique
2. L’évolution géodynamique du Mexique durant le Cénozoïque
2.1. L’évolution du système San Andreas à l’origine du “Basin & Range” et de l’ouverture du Golfe de Californie
2.2. La dérive du bloc Chortis et de la plaque Caraïbe
2.3. L’évolution spatio-temporelle de l’arc volcanique
3. Objectifs et grandes lignes de ce travail
4. Références
II. The Neogene Veracruz Fault: evidences for left-lateral slip along the Southern Mexico Block
1. Introduction
2. Left-lateral shearing along the Veracruz Basin
2.1. Geological setting and previous studies
2.2. Structural data
3. Xalapa-Teziutlán area
3.1. Geological setting of eastern Trans-Mexican Volcanic Belt
3.2. Strike-slip faulting in the Rio Actopan valley
3.3. Normal faulting
4. Post-5 Ma faulting in the Huauchinango-Zacualtipan area
5. Seismic data
6. Plio-Quaternary state of stress and slip rate
7. Discussion
7.1. Age and evolution of the Veracruz Fault
7.2. The eastern boundary of the Southern Mexico Block
7.3. Geodynamic implications: slip partitioning or something else?
8. Conclusion
9. Acknowledgements
10. References
III. The Southern Mexico Block: main boundaries and new estimation for its Quaternary motion
1. Introduction
2. Left-lateral transtension along the Trans-Mexican Volcanic Belt
2.1. Main structural features
2.2. Seismologic data
2.3. Quaternary state of stress and slip rate in the central TMVB
3. Left-lateral strike-slip faulting along the Veracruz Fault system
3.1. Main structural features
3.2. Seismologic data
3.3. State of stress and slip rate
4. The Strike-Slip and Reverse Faults Provinces of Sierra de Chiapas
4.1. Main structural features
4.2. Seismologic data
4.3. State of stress and slip rate
5. Proposed model
5.1. Counterclockwise rotation of the southern Mexico Block
5.2. The Southern Mexico Block – Central American forearc sliver – Caribbean – North American quadruple junction
5.3. Estimate for present-day Southern Mexico Block motion
6. Geodynamic implications: slip partitioning or something else?
7. Conclusion
8. Acknowledgements
9. References
IV. Evolution cinématique post-Eocène de la Mesa Central (Mexique) à partir de données structurales et paléomagnétiques
1. Introduction
2. Stratigraphie régionale
2.1. Séries mésozoïques
2.2. Dépôts continentaux paléogènes
2.3. Volcanisme paléogène
2.4. La transition miocène
2.5. Volcanisme plio-quaternaire
3. Principaux systèmes structuraux affectant la séquence volcanique cénozoïque
3.1. Le système de failles Tepehuanes-Zimapán
3.2. La Sierra de Guanajuato
3.3. Les structures de type “Basin & Range”
3.4. Structures affectant la limite entre la Mesa Central et l’Axe Volcanique Trans-Mexicain
4. Cinématique des failles affectant la couverture volcanique cénozoïque
4.1. Graben Villa de Reyes et sierras avoisinantes
4.2. Sierra de Guanajuato
4.3. Région de Querétaro
4.4. Conclusions sur la cinématique des failles
5. Sismicité
6. Apports du paléomagnétisme
6.1. Objectifs
6.2. Notions élémentaires
6.3. Echantillonnage et interprétation des données
6.4. Correction des directions paléomagnétiques à l’aide de l’anisotropie de susceptibilité magnétique
6.5. Résultats
7. Discussion
7.1. L’extension post-Eocène de la Mesa Central : déformation triaxiale ou succession d’évènements extensifs ?
7.2. Mise en évidence et implications d’un mouvement transtensif sénestre sur le système Tepehuanes-Zimapán
7.3. Les causes de l’extension de type “Basin & Range” dans la Mesa Central : ouverture du Golfe
de Californie versus glissement gravitaire en direction du Golfe du Mexique
8. Conclusions
9. Références
V. Synthèse et implications géodynamiques
1. Frontières et cinématique plio-quaternaires du Bloc Sud Mexicain
1.1. La faille de Veracruz
1.2. Cinématique plio-quaternaire du Bloc Sud Mexicain
2. Déformation post-Eocène de la Mesa Central
2.1. Evènements de déformation et ages
2.2. Similitudes avec la déformation intra-arc actuelle
3. Migration des zones de déformations limitant les blocs crustaux du Mexique méridional
4. Rotation du SMB, dérive de la plaque Caraïbe et géométrie du panneau plongeant
5. Les causes de la rotation du SMB
6. Références
Références Bibliographiques
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