Mod`eles crustaux pour les Andes de M´erida

Plusieurs mod`eles crustaux ont ´et´e pr´esent´es pour d´ecrire la structure profonde des Andes de M´erida. La chaˆıne a d’abord ´et´e consid´er´ee comme ´etant sym´etrique par rapport `a un d´ecrochement principal en position axiale, avec des chevauchements bordiers responsables du soul`evement des flancs. La structure de la chaˆıne correspondrait alors `a une structure en fleur sym´etrique (Gonzalez de Juana, 1952; Rod, 1956; Rod et al., 1958; St´ephan, 1985). Cepen-dant les donn´ees gravim´etriques (Hospers & Van Wijnen, 1959) favorisent une asym´etrie de l’´edifice comme en t´emoigne la forte anomalie n´egative (-150 mGal) dans le bassin de Ma-raca¨ıbo, contrastant avec les valeurs plus faibles dans les parties centrales de la chaˆıne (-100 mGal) et dans le bassin de Barinas-Apure (-50 mGal; Bonini et al., 1977). L’interpr´etation de ces donn´ees montre que le bassin de Maraca¨ıbo pr´esente une ´epaisseur de d´epˆots molassiques plus importante que celle du bassin de Barinas-Apure, le Moho se situant vraissemblablement `a 40 km de profondeur sous le flanc NW alors qu’il ne serait qu’`a 30 km de profondeur sous le flanc SE (Figure 1.11 ; Kellogg & Bonini, 1982).

Figure 1.11 – Profil de l’anomalie de Bouguer et mod´elisation gravim´etrique le long d’un profil traversant les Andes de M´erida et les deux bassins d’avant-pays, d’apr`es Kellogg & Bonini (1982). En gris figurent les d´epˆots molassiques.

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Les donn´ees de sismique r´eflexion acquises dans les deux bassins d’avant pays confirment la variation d’´epaisseur s´edimentaire depuis 8 `a 10 km dans le bassin de Maraca¨ıbo `a 5 km dans le bassin de Barinas-Apure (Figure 1.12 ; Audemard, 1991; De Toni & Kellogg, 1993; Colletta et al., 1997; Duerto et al., 2006). Les profils sismiques ont aussi montr´e la pr´esence de zones triangulaires plus matures sur le flanc NW par rapport au flanc SE (Audemard, 1991; De Toni & Kellogg, 1993; Duerto et al., 2006). Pour expliquer l’asym´etrie de la chaˆıne, deux types de mod`eles s’affrontent selon la vergence du chevauchement majeur.

1.3.2.1 Mod`eles `a vergence NW

Pour justifier une subsidence plus forte du bassin de Maraca¨ıbo, la structure profonde des Andes de M´erida a ´et´e interpr´et´ee comme ´etant li´ee `a un chevauchement `a vergence NW se branchant au Moho et charriant les domaines andins sur le bassin de Maraca¨ıbo (Figure 1.13 ; Kellogg & Bonini, 1982; De Toni & Kellogg, 1993). Colletta et al. (1997) proposent ainsi une subduction continentale du bloc de Maraca¨ıbo sous le craton Guyanais (Figure 1.14). Ce mod`ele est en accord avec les donn´ees de thermochronologie disponibles dans la chaˆıne qui indiquent un soul`evement du flanc NW `a l’Oligo-Mioc`ene, suivi par un soul`evement de la partie SE au cours du Mioc`ene terminal (Kohn et al., 1984).

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Figure 1.12 – (A) Profil sismique traversant le flanc NW des Andes de M´erida et le bassin de Maraca¨ıbo, d’apr`es Audemard (1991). Localisation sur la figure 1.9. Be : fm. Betijoque ; Is : fm. Isnot´u ; Pa : fm. Palmar ; Mi-Pi : fm. Misoa et Pauji ; Lu-Co : fm. La Luna et Colon ; Pe : fm. Pe˜nas Altas. (B) Profil sismique traversant le flanc SE et le bassin de Barinas-Apure, d’apr`es Colletta et al. (1997). On notera la diff´erence d’´epaisseur des d´epˆots molassiques sur les deux profils : la base de la formation Isnot´u (Mioc`ene moyen) est `a 3.5 s (TWT) sur le profil du flanc NW, alors que la base du Mioc`ene est `a 1.3 s (TWT) sur le profil du flanc SE, traduisant des d´epˆots molassiques environ 2,5 fois plus ´epais dans le pi´emont nord-occidental.

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Figure 1.13 – Structuration profonde des Andes de M´erida propos´ee d’apr`es l’inversion des ano-malies gravim´etriques, d’apr`es De Toni & Kellogg (1993). Les Andes v´en´ezu´eliennes chevauchent le bassin de Maraca¨ıbo le long d’un chevauchement majeur atteignant le Moho. La faille du Rio Mocoties, formant la prolongation sud de la faille de Bocon´o, se branche sur le chevauchement principal.

Figure 1.14 – Coupe ´equilibr´ee des Andes de M´erida d’apr`es Colletta et al. (1997). La chaˆıne s’´edifie `a partir d’une subduction continentale `a vergence SE d´ecalant le Moho.

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Toutefois, ces mod`eles ne permettent pas d’expliquer le partitionnement de la d´eformation observ´e en surface, car le chevauchement de socle `a plongement vers le SE devrait absorber la contrainte E-W par un glissement oblique qui n’est pas mis en ´evidence par les solutions de m´ecanismes au foyer. Ces mod`eles sont ´egalement critiqu´es par Audemard & Audemard (2002) qui pr´ecisent que la croˆute du bassin de Maraca¨ıbo, affect´ee par l’´episode de rifting jurassique, devrait ˆetre moins ´epaisse que la croˆute du Bouclier Guyanais, et donc par l`a mˆeme, plus difficile `a subduire qu’`a chevaucher.

1.3.2.2 Mod`eles `a vergence SE

L’id´ee d’une subduction continentale `a plongement NW avait ´et´e propos´ee par Audemard (1991) pour d´ecrire la structure profonde des Andes de M´erida en s’inspirant d’un mod`ele de flottement orog´enique (Figure 1.15 ; Oldow et al., 1990). Ce mod`ele permet d’expliquer le par-titionnement de la d´eformation dans les orog`enes transpressifs par un niveau de d´ecollement localis´e sous l’´edifice, soit `a la limite fragile/ductile au sein de la croˆute, soit `a la limite croˆute/manteau sup´erieur. Le niveau de d´ecollement correspond `a une zone de cisaillement ductile accommodant les mouvements des failles d´ecrochantes et des chevauchements, obser-vables en surface, venant s’y brancher.

Figure 1.15 –Coupe th´eorique du mod`ele de flottement orog´enique en contexte de collision conti-nentale, d’apr`es Oldow et al. (1990). Le niveau de d´ecollement en profondeur sert de zone d’amortis-sement ductile aux failles de la croˆute sup´erieure sur lequel elles se branchent, permettant d’expliquer le partitionnement de la d´eformation dans la partie sup´erieure de la croˆute.

Le mod`ele de subduction continentale `a vergence SE a ´et´e repris par Chac´ın et al. (2005) qui montrent une zone de rupture dans la partie inf´erieure de la croˆute sous le flanc NW des

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Andes de M´erida `a partir de l’inversion de donn´ees gravim´etriques (Figure 1.16 ; Graterol, 1994). La subsidence importante du bassin de Maraca¨ıbo pourrait alors s’expliquer par une r´eponse flexurale de la croˆute `a la charge des Andes de M´erida.

Figure 1.16 – Courbes des anomalies gravim´etriques observ´ees et calcul´ees (haut), et mod`ele de croˆute avec une interpr´etation structurale des Andes de M´erida (bas), d’apr`es Chac´ın et al. (2005). La zone de rupture dans la croˆute suppose une subduction continentale naissante `a vergence NW.