Evolution tectonique de la zone d’étude 1 Ouverture du Golfe du Mexique 1 Ouverture du Golfe du Mexique

Le Golfe du Mexique et la région des Caraïbes ont débuté leur histoire à partir de la séparation Jurassique des plaques Nord Américaine, Sud Américaine et Africaine liée à l’éclatement de la Pangée (Pindell & Kennan, 2001). Cependant, la sédimentation et le style structural du Golfe ont fortement été influencés par l’héritage structural des déformations du socle durant son histoire Paléozoïque supérieur (orogenèse Alleghanienne, Névadienne). Les grandes failles crustales représentées par le Linéament du Texas et le Linéament Caltam (failles de Mojave-Sonora) ont en effet une histoire polyphasée. Ces failles sont nées durant la fracturation générale

fini-permienne de la Pangée (Tardy et al., 1989). Elles ont été réactivées au cours du Jurassique

supérieur, fonctionnant alors en failles transformantes sénestres (Caltam) qui ont permis d’accommoder la déformation lors de l’amincissement crustal et de l’océanisation du Golfe du Mexique. Une plume mantellique serait à l’origine d’un point chaud aux niveaux des blocs Nord

Américain et Yucatan lors de l’ouverture du Golfe du Mexique (Bird et al., 2005). L’ouverture

débute durant l’extension Trias-Jurassique (Pindell & Dewey, 1982), il s’agit de la phase de rifting. D’après Marton & Buffler (1994), l’ouverture du Golfe se découpe en deux étapes cinématiques :

- Extension-translation ESE du bloc Yucatan durant le Trias et le Jurassique inférieur. Les

grands décrochements représentés par les Linéaments du Texas et de Caltam sont réactivés au cours de cette période (Marton & Buffler, 1994), assurant la translation du bloc Yucatan. L’amincissement de la croûte continentale permet l’accumulation dans le Golfe d’épais dépôts de sel au cours du Jurassique moyen (Marton & Buffler, 1994 ; Pindell & Kennan, 2001 ;

Rueda-Gaxiola, 2004 ; Bird et al., 2005), dans lesquels des pollens sont datés du Callovien (Kirkland &

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Figure 2.1. Carte de positionnement actuel des plaques à proximité du Golfe du Mexique. Les principaux éléments structuraux et les différents blocs différenciés dans cette zone sont reportés.

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- Rotation antihoraire du Yucatan durant le Jurassique moyen à supérieur. Au

Callovien-Oxfordien débute la création d’une croûte océanique (Pindell & Kennan, 2001). De grands décrochements sont alors activés (Western Main Transform) permettant la rotation du bloc Yucatan vers le Sud-Est. L’Océan Proto-Caraïbes débute son ouverture à cette période. Au Kimméridgien-Tithonien, on note un approfondissement du bassin par la création de croûte océanique, le dépôt d’argiles marines et de l’essentiel des roches mères du bassin.

Au Crétacé inférieur, l’ouverture du Golfe du Mexique est achevée et le bloc Yucatan acquiert sa position finale. Le bassin subit une subsidence thermique. S’achève ainsi la phase d’extension du Golfe. L’arrêt de la rotation du Yucatan entraîne une réorganisation de l’ouverture de l’Océan Proto-Caraïbes au cours du Tertiaire.

La Plaque Caraïbes, appartenant à l’origine à la Plaque Pacifique suivant le modèle de Pindell & Kennan (2001), va progressivement se déplacer vers l’ENE au cours du Crétacé et du Tertiaire entrant en transpression avec le sud du Mexique, et créant un bombement du Bloc Yucatan ainsi que de nombreux décrochements au sud du Mexique. L’axe du bombement Est-Ouest évolue en une direction NE-SO au cours du Crétacé.

La région du Chiapas représente un point triple entre les plaques Nord Américaine, Caraïbes et Cocos.

2.1.1.2 Emergence du Chiapas

Le socle affleure le long de la marge pacifique actuelle, principalement au niveau du batholite côtier du Chiapas. Le massif du Chiapas s’étend sur 300 km suivant la direction NO-SE, parallèlement à la Fosse centrale Américaine (figure 2.2) avec une largeur d’environ 75 km et une altitude maximale autour de 3000 m. La majeure partie du batholite est composée de granite et granodiorite d’âge Paléozoïque (Carbonifère ou Permien), mais certaines parties du batholite présentent des âges s’échelonnant du Paléozoïque au Miocène (Dengo, 1968 ;

López-Ramos, 1981). D’après Molina-Garcia et al. (1992), les données paléo-magnétiques indiquent

que le batholite du Chiapas n’a plus subi de rotation ni de changement de latitude, par rapport au continent Nord Américain, depuis l’Oxfordien. Au cours du Crétacé supérieur, l’initiation de la collision entre les blocs Chortis et Yucatan donne lieu aux premiers chevauchements et soulèvements du Massif du Chiapas (Carfantan, 1981 ; Oviedo-Pérez, 1996). La collision se poursuit au cours du Paléogène de manière calme et épisodique. Il s’agit de la phase Laramide. Cette collision se fait par le biais de grands décrochements senestres dont les failles majeures sont Motagua et Polochic. Outre la participation à la surrection du Chiapas, le coulissage des blocs Chortis contre la bordure sud du Yucatan est responsable de la formation de structures compressives associées à la ceinture plissée du Chiapas. La phase majeure de compression a lieu durant le Miocène. Cette phase est connue sous le nom de phase Chiapanèque (Carfantan, 1981 ; Santiago-Acevedo & Baro-Santos, 1992). Une activité volcanique est présente au sein

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de la région du Chiapas représentée par le Volcan El Chicon et l’Arc Volcanique Chiapaneca. Les produits volcaniques issus de cet arc sont associés à la subduction de la plaque Cocos

sous la plaque Nord Américaine (Mora et al., 2007). La surrection du Chiapas n’est ainsi pas

uniquement due à la collision avec le bloc Chortis mais est également associée au plongement de la plaque Cocos en subduction.

2.1.1.3 Ride Tehuantepec

La ride de Tehuantepec est l’une des plus importantes structures lithosphériques de la plaque Cocos (figure 2.1) correspondant à une ancienne faille transformante, associée à la dorsale Est

Pacifique, abandonnée autour de 13 Ma (Manea et al., 2005). L’extrémité Nord de cette ride est

localisée au niveau du point triple des plaques Nord Américaine, Caraïbe et Cocos. Elle effectue son plongement sous la plaque Nord américaine au niveau du Massif du Chiapas et de l’Isthme de Tehuantepec et correspond à la localisation d’une rupture de l’activité sismique

(Ponce et al., 1992 ; Barrier et al., 1998). Cette activité sismique focalisée de manière parallèle

à la côte aux niveaux des blocs Guerrero et Chortis, s’étale en direction du Golfe du Mexique au niveau de la région du Chiapas et de l’isthme de Tehuantepec. Les profondeurs des foyers sismiques se répartissent entre des valeurs superficielles et des valeurs avoisinant 300 km.

D’après Ponce et al. (1992), cette activité sismique particulière est en relation avec la

déformation du slab au niveau de cette ancienne faille transformante. L’étude de la distribution

des contraintes menée à partir de données d’activités sismiques de cette zone, par Rebollar et

al. (1999), indique un changement de la pente de plongement du slab de la plaque Cocos de

25° sous l’Etat de Oaxaca à 40° sous la Sierra du Chiapas. Les foyers sismiques évoluent rapidement de profondeurs situées entre 100 km et 200 km à l’aplomb du massif à des profondeurs de 300 km sur la bordure NE (figure 2.2). L’étude de l’orientation des

paléo-contraintes menée par Barrier et al. (1998) à partir de données de surface et de sub-surface

indique une extension N45°E dans la zone de Villahermosa dès la fin du Miocène supérieur (6 m.a.). Ces paléo-contraintes induites par le plongement de la ride de Tehuantepec sous le Chiapas et l’Isthme de Tehuantepec, engendrant une déformation du slab de la plaque Cocos, pourraient être à l’origine des systèmes de failles normales d’orientation N45°E (García-Palomo

et al., 2004).

De plus, la composition de produits magmatiques du volcan El Chichon montrent un

enrichissement en K2O, Rb, et Sr typique du magmatisme d’arc continental (García-Palomo et

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Figure 2.2. Carte géologique et structurale de la région du Chiapas et du Bassin du Sud-Est Mexicain. Les plis et failles sont redessinés d’après les travaux de Carfantan (1982), les positions des lignes d’iso-profondeurs de foyers sismiques sont placées d’après les travaux de Rebollar et al. (1999) et García-Palomo et al. (2004).

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