Les épanchements de basaltes d'Etendeka sont bien présents le long de la côte Nord-Ouest de la Namibie (Skeleton Coast). Ils se sont mis en place lors du rifting il y a environ 135 Ma. En supposant que les basaltes se sont mis en place sur une surface topographique horizontale, l'altimétrie de la base de ces basaltes doit pouvoir nous renseigner sur les mouvements tectoniques
ayant eu lieu depuis leur mise en place. Les basaltes interagissant de manière concordante à leur base avec les grès de la Formation "Etjo Sandstone" (formation du Mésozoïque inférieur qui surmonte les dépôts du groupe Karoo) (Jerram et al., 1999), la supposition de surface horizontale lors du dépôt est justifiée.
L'altimétrie de la base des basaltes a ainsi été entreprise par Olivier Bourgeois, à partir des images Landsat de la région et des MNT correspondants. Cette étude présentée ci-dessous, a permis l'interpolation des surfaces basales et sommitales (les moins érodées) des basaltes d'Etendeka.
4.3.1 Interpolation de la base et du sommet des basaltes
d'Etendeka (réalisée par Olivier Bourgeois)
Pour l'interpolation de la surface basale des basaltes, les contours des affleurements de basalte d'Etendeka qui ont été utilisés proviennent des cartes géologiques (Geological Survey of Namibia) et ont été repérés de manière plus précise sur les images Landsat de la région. Sur les images satellites, les basaltes sont en effet bien différenciés du socle, par leur teintes dans les vert, noir et brun (Fig. I.4.13). Ces contours ont été digitalisés en une série de points et superposés à un MNT (USGS-Globe DEM). Les altitudes des différents points des contours ont ainsi pu être déterminés par corrélation avec le MNT, et interpolés par ajustement d'une surface polynomiale de 2nd ordre (méthode des moindres carrés), afin d'obtenir la surface basale des basaltes. Cette interpolation est représentée sur la figure I.4.13, en carte et en coupes. La surface obtenue est courbe et de la forme d'un anticlinal. Elle présente un léger pendage vers l'océan près de la côte (d'environ 0,05° vers l'Ouest, Sud-Ouest). Le pendage diminue dans l'intérieur des terres jusqu'à devenir horizontal à environ 150-200 km de la côte, puis présente un pendage vers l'Est, Nord-Est.
Le même type d'interpolation a été effectué pour les sommets de basaltes peu érodés. Ceux-ci ont été sélectionnés à partir des images Landsat, selon des critères géomorphologiques (Fig. I.4.13). Les sommets plats et d'assez grande superficie ont ainsi été pris en compte, tandis que les sommets arrondis ou de faible superficie ont été écartés. Leurs altitudes ont été interpolées par ajustement d'une surface polynomiale de 1er ordre, et figurent sur la figure I.4.13 (surface et coupes). Cette nouvelle surface est également en faveur d'un pendage des basaltes vers l'Ouest près de la côte. Cependant, la faible quantité d'affleurements sélectionnés ne permet pas une interpolation aussi bonne que pour la base des basaltes.
4.3.2 Interprétation
Ces résultats sont donc en faveur d'une déformation de très faible ampleur de la base des basaltes, supposée horizontale à l'origine. Cette déformation se caractérise par un dôme flexural anticlinal de grande longueur d'onde; le dôme atteignant près de 500 km de large. Une flexure de grande longueur d'onde peut généralement être généré par un processus de flambage de la lithosphère. Celui-ci résulterait alors dans ce cas d'un champ de contraintes compressives approximativement Ouest-Est. La valeur de pendage mesurée à partir de l'interpolation (0,05°) est cependant légèrement plus faible que celle modélisée dans les stades initiaux de flambage (Gerbault, 1999), mais se situe néanmoins dans le même ordre de grandeur. Par ailleurs, nous constatons que la longueur d'onde correspondant à cette déformation (proche de 1000 km) est beaucoup plus grande que celle obtenue dans les modèles de flambage (autour de 200 km) (Gerbault, 1999), pour des épaisseurs élastiques de lithosphère classique (40 km). Selon ces observations, le flambage de la lithosphère ne serait donc pas le meilleur mécanisme permettant d'expliquer cette déformation.
Nous pouvons également observer sur les cartes d'interpolation, que le bassin d'Etosha (dans la partie Nord de la carte), se situe à l'Est de la charnière anticlinale du dôme interpolé. L'interprétation de ce bassin comme subsident n'est donc pas remise en cause. De plus, la surface interpolée à l'Est de la charnière anticlinale peut être erronée du fait de l'absence d'affleurement de basalte dans cette zone. La longueur d'onde de la déformation observée est ainsi peut-être différente, et également variable du Nord au Sud.
4.3.3 Grabens de Windhoek
La présence de grabens à quelques dizaines de kilomètres au Nord-Est de Windhoek peut être mise en évidence sur les images Landsat (Fig. I.4.14 et localisation sur Fig. I.4.13).
Figure I.4.14 – Image Landsat interprétée et photographie d'un graben de Windhoek (localisation sur la figure 1.4.13a). Les encroûtements d'âge Paléogène sont décalés par la faille normale.
Un niveau de croûte pédologique concrétionnée (duricrust) est décalé par ces grabens. Dans le Sud de l'Afrique et en Namibie, ces croûtes pédologiques se sont fortement développées au Paléogène, sur la pédiplaine "African Surface" (Crétacé supérieur) (Partridge, 1998). Cette surface, est équivalente à la "Namib Unconformity Surface" et résulte des différentes phases d'érosion du Crétacé (Partridge & Maud, 1987; Partridge & Maud, 2000b). Elle est bien préservée dans de nombreuses localités grâce à ces encroûtements. La corrélation de l'altitude des "duricrusts" est généralement utilisée pour déterminer l'amplitude de l'érosion ou de la tectonique, depuis le Paléogène (Partridge & Maud, 2000b). Dans le cas présent des grabens de Windhoek, la corrélation des deux niveaux de croûte indurée décalés verticalement (figure I.4.14), est en faveur d'une activité tectonique extensive post-Paléogène.
Il est frappant de constater que ces grabens, de direction Nord-Sud se situent dans la zone de charnière anticlinale interpolée à partir des basaltes. Ces grabens pourraient alors correspondre à des grabens d'extrados du pli anticlinal. Si la formation, ou la réactivation de ces grabens et la déformation de grande longueur d'onde des basaltes sont liés, cette déformation a alors probablement eu lieu au Cénozoïque, et pourrait résulter de contraintes compressives Ouest-Est.
L'ampleur de la flexure mise en évidence par les basaltes semble cependant faible pour générer ce type de graben, d'autant plus que les grabens ne sont pas situés à l'aplomb même de la charnière du pli interpolé.