La Californie et La Basse Californie

Les premiers travaux impliquant la subduction de dorsale active sous la Californie ont montré qu’au cours de l’Oligocène, l’interaction de la dorsale Farallon-Pacifique avec la marge américaine avait induit la formation de la faille de San Andreas (Dickinson et Snyder, 1979). Leurs travaux proposent qu’après l’interaction Dorsale/Fosse, une région adjacente à la faille était dépourvue de lithosphère océanique plongeante (Figure. I.3). Actuellement, le point triple de Mendecino (TTF) séparant les plaques Juan de Fuca et Pacifique de la plaque nord-américaine se situe à 40°N et se connecte au sud à la faille de San Andreas. L’évolution magmatique, entre 100 et 600 km à l’intérieur de la plaque nord-américaine est variée et complexe (Figure. I.24). Par exemple, elle est caractérisée par un magmatisme précoce calco-alcalin au niveau de l’arc de la Sierra Nevada, passant à un magmatisme tholéiitique à calco-alcalin lors de la subduction de segments de dorsale (Cole et Basu, 1995). Au centre de la Californie, les régions de Santa Maria et des Coast Ranges sont caractérisées par un volcanisme bimodal, daté à 19 Ma, et mis en place lors de la subduction d’un ou plusieurs segments de la dorsale Est-Pacifique pendant cette période (Cole et Basu, 1995).

Figure I.24 : Carte simplifiée illustrant les grandes provinces magmatiques Oligocène à actuelle de l’ouest américain. La structure simplifiée et les domaines du Basin and Range et des zones fortement affectées par l’extension sont également représentées (trait noir épais continu et discontinu respectivement).

D’un point de vue tectonique, après une phase compressive responsable de la chaîne des Laramides, plusieurs phases d’extension affectent la plaque supérieure (Wernicke et al., 1987 ; Coney et al., 1987 ; Malavieille, 1987 ; Lerch et al., 2008). La première phase d’extension, datée entre le Paléocène et le Miocène moyen va être responsable de l’extension post-orogénique des Laramides dont les témoins les plus frappant correspondent à la dénudation des Metamorphic Core Complex et à l’extension arrière-arc responsable des premiers stades du Rio Grande Rift (Figure. I.25) (Malavieille et al., 1987 ; Wernicke et al., 1987 ; Thorkelson et al., 2002). Cette phase est reliée, suivant certains auteurs, au roll-back de la plaque Farallon en subduction. La deuxième phase, datée entre le Miocène et l’actuel, affecte le nord du Basin and Range et serait reliée à la migration vers le nord du point triple de Mendocino (Thorkelson et al., 2002). Enfin la troisième phase, induirait entre la fin du Miocène et l’actuel, une extension crustale de la partie sud du Basin and Range et du Rio Grande Rift et de l’uplift du plateau du Colorado (Figure. I.25).

Figure I.25 : Evolution tectonique depuis l’Oligocène à l’actuel de la région du Basin and Range. A l’Oligocène, l’extension induit le développement et la dénudation de Metamorphic Core complex (MCC) repris ensuite par une extension crustale de plus faible ampleur entre le Miocène et l’actuel. La remontée de matériel chaud à travers 2 fenêtres asthénosphériques (Mendecino et Rivera) serait responsable des derniers stades d’extension observées (modifiée d’après Malavielle, 1987).

Thorkelson et al., (2002) met en relation cette dernière phase avec la migration vers le sud du point triple de Rivera et de la fenêtre asthénosphérique associée ; modèle également proposé par Dickinson et Snyder en 1979. Ce point triple très instable, s’est formé il y a

environ 5 Ma lors de l’individualisation de la micro-plaque de Rivera par rapport à la plaque Pacifique (Bourgois et Michaud, 2002). Il est clair que la région ouest américaine est constituée de domaines magmato-tectoniques complexes et variés impliquant plusieurs causes géodynamiques. Toutefois, la présence de manteau asthénosphérique chaud sous la plaque supérieure est invoquée pour chacun des exemples (Parsons et al., 1994 ; Liu and Shen, 1998 ; Sass et al., 1999 ; Moucha et al., 2006). De ce fait, l’influence des subductions de dorsales actives depuis l’Oligocène dans cette région est importante même si d’autres facteurs géodynamiques entrent en compte.

Au sud de la Californie, la région de la Basse-Californie a été sujette à la migration vers le sud du point triple du Mexique depuis environ 12 Ma (Figure. I.26) (Bourgois et Michaud, 2002). Le point triple du Mexique correspond à la collision de la dorsale Est-Pacifique avec la marge continentale mexicaine (Figure. I.26). Dans ce cas, Michaud et al., (2006) proposent que la subduction est interrompue à environ 10 Ma, et que l’accrétion à l’axe de la dorsale cesse à environ 7-8 Ma

Figure I.26 : Evolution de la configuration des plaques tectoniques au large du Mexique entre 12 Ma et l’actuel. A partir de 4 Ma, la fragmentation de la plaque Pacifique en une nouvelle plaque, la plaque Rivera, va induire la formation d’un point triple se connectant au sud du système de rifting du Golfe de Californie (d’après Bourgois et Michaux, 2002).

Toutefois, les auteurs proposent que l’interaction de la dorsale avec la marge a induit un détachement du panneau plongeant parallèlement à la fosse. L’évolution tectonique de la

plaque supérieure est assez complexe. Le rifting continental à l’accrétion océanique observé dans le Golfe de Californie a débuté entre 30 Ma et 20 Ma avec une phase majeure d’extension entre 12 et 6 Ma (Stock et Hodges, 1989). Ce système de rift oblique se connecte au nord à la faille de San Andreas et au sud au point triple de Rivera. Différents modèles ont été proposés afin d’expliquer ce rifting, comme par exemple : (1) des interactions entre les points triples du Mexique et Rivera et leurs fenêtres asthénosphériques associées (Figure. I.27) (e.g. Dickinson et Snyder, 1979 ; Bourgois et Michaud, 2002 ; Michaud et al., 2006) et (2) à un saut de dorsale vers l’est lors de la migration des points triples (Miller, 2002). Le magmatisme dans cette région évolue à partir de 12 Ma. La présence de bajaite indique une interaction majeure avec une croûte océanique très jeune en subduction et dont la signature est proche des adakites (Maury et al., 1996). De plus, cette région est caractérisée par plusieurs pulses magmatiques entre 6 et 3 Ma dont la signature alcaline suggère une source profonde et une relation majeure avec l’extension crustale (Stock et al., 2007).

Figure I.27 : Coupe lithosphérique simplifiée de la fenêtre asthénosphérique du Mexique au sud du Golfe de Californie (d’après Bourgois et Michaud, 2002).

A l’est du Golfe du Mexique, la région des Sierras de Madre et de la Mesa Central est caractérisée par plusieurs périodes d’activités magmatiques (Ferrari et al., 2006): (1) à l’Eocène où des andésites et des rhyolites constituent une large province magmatique, (2) entre 32-28 Ma et 24-20 Ma où deux événements siliceux sont responsables de grands épanchements ignimbritiques, (3) après 20 Ma, par une phase de volcanisme transitionnel constituant les provinces basaltiques du sud ouest des Etats-Unis, et (4) entre la fin du Miocène et le Pléistocène, où le volcanisme post-subduction de type alcalin sera dominant. Ces périodes magmatiques sont, à partir de 30 Ma, couplées à des phases d’extension majeures (Ferrari et al., 2006). L’extension débute à l’Oligocène dans les parties est de la chaîne et est contrôlée par des failles à fort pendage. L’extension migre au cours du temps

vers l’ouest, et son amplification induit la dénudation de metamorphic core complexes. A la fin du Miocène, l’extension atteint les régions adjacentes au Golfe de Californie. D’un point de vue géodynamique, les répercussions tectono-magmatiques complexes, sont pour les premiers stades, reliées au roll-back de la plaque Farallon (Ferrari et al., 2006 ; Tristan-Gonzalez et al., 2009). L’hypothèse d’un détachement du slab, induisant la présence de manteau chaud sous la plaque supérieure, et lié à la collision de la dorsale Est-Pacifique avec la marge pourrait être responsable des derniers événements tectono-magmatiques enregistrés dans cette région (Storey et al., 1989 ;Ferrari et al., 2006 ; Michaud et al., 2006).