Soutenance mémoire
UNITES MORPHOSTRUCTURALES
La Cordillère des Andes est une chaîne de montagnes qui longe la bordure ouest de l’Amérique du Sud sur plus de 5000 kilomètres, depuis les Caraïbes jusqu’à la Terre de Feu. De la fosse océanique jusqu’aux sommets des Andes, l’altitude passe de – 8000 mètres, sous le niveau de la mer, à presque 7000 m au-dessus du niveau de la mer, ce qui fait de cette chaîne l’une des plus imposantes du globe. Il existe des variations longitudinales dans la géométrie de la subduction, la structure de la lithosphère profonde, la topographie, la tectonique et le volcanisme des Andes. Ces variations longitudinales sont une des caractéristiques principales du système andin qui ont conduit à définir le concept de segmentation andine (e.g. Jordan et al., 1983; Mpodozis et Ramos, 1989; Kley et al., 1999; Tassara et Yañes, 2003). À l’échelle continentale, les Andes ont été classiquement divisées en trois segments principaux: (1) les Andes septentrionales au nord (12ºN-5ºS), (2) les Andes Centrales (5ºS-46ºS) correspondent à la partie la plus élevée de la chaîne, et (3) les Andes Australes au sud (46º-55ºS). L’aire d’étude considérée dans ce travail est localisée dans la région de l’avant-arc des Andes Centrales du nord du Chili, située entre l’arc volcanique et la fosse de subduction. Cette région est désertique au moins tout au long du Cénozoïque tardif (e.g. Vargas et al., 2000 ; Hartley et Chong, 2002). Pendant cette période, des surfaces morphologiques sont élaborées et des séquences sédimentaires, liées à une évolution géomorphologique continentale en milieu aride, se sont déposées (e.g. Hartley et al., 2000). L’extrême aridité régnante, au moins depuis le Miocène Moyen, a permis que les surfaces morphologiques associées à l’évolution du Cénozoïque tardif de l’avant-arc, et les dépôts associés à leur élaboration, soient très bien préservés (e.g. Hartley et al., 2000). Le nord du Chili est composé d’ouest en est de plusieurs unités morphostructurales majeures parallèles à la fosse et à l’arc volcanique: la Plaine Côtière, la Cordillère de la Côte, la Dépression Centrale, la Pré-Cordillère, localement appelée Cordillère de Domeyko, et les dépressions Préandines. Cet ensemble constitue la zone d’avantarc des Andes Centrales (figure 1.3). Plus à l’est, la Cordillère Principale, comprenant l’Altiplano et la Puna, constitue la zone de l’arc volcanique néogène et actuel. La Plaine Côtière, en général étroite et discontinue, est large de 3 km au maximum seulement. Exceptionnellement elle atteint 15 km dans la Péninsule de Mejillones. Les altitudes y sont généralement inférieures à 300 m. Cette plaine et plus particulièrement la Péninsule de Mejillones, est constituée par une succession de plateformes marines pliocènes et quaternaires, correspondant à des épisodes de permanence de hauts niveaux marins et de soulèvement de la côte (Okada, 1971 ; Armijo et Thiele, 1990 ; Ortlieb et al., 1995, 1996a). La Cordillère de la Côte, contre laquelle s’appuie la Plaine Côtière, est une chaîne continue, parallèle à la ligne de côte et dont la largeur ne dépasse pas 50 km et l’altitude 2000 m. La Cordillère de la Côte et la Plaine Côtière sont séparées par une grande falaise, appelée le Grand Escarpement Côtier (Paskoff, 1978-1979, 1999). L’extrême aridité du climat désertique qui caractérise et a caractérisé cette région, durant une grande partie du Quaternaire, explique le bon état de conservation des terrasses marines et des dépôts associés, ainsi que des structures tectoniques qui les affectent. L’étude détaillée des terrasses marines, permet d’estimer les taux de soulèvement tectonique des régions côtières, ainsi que la variation, le long de la côte, des mouvements verticaux (chapitre 3 et 4). L’étude détaillée des superficies déformées, par exemple celles qui sont associées à des terrasses marines ou des cônes alluviaux permet d’estimer la quantité, la magnitude et la récurrence des événements de déformation (chapitre 4). Des travaux de datation de surface, ainsi que la confection de Modèles Numériques de Terrain (MNT), sont destinés à mieux comprendre la dynamique du soulèvement et de la déformation (chapitre 2)
CADRE TECTONIQUE
Un facteur important qui a contrôlé la déformation du système d’arc magmatique dans les Andes Centrales est l’angle d’obliquité de la convergence entre la plaque océanique Nazca et la plaque continentale d’Amérique du Sud. Ce facteur a permis le développement de deux mega-systèmes de décrochements orientés approximativement N- S (e.g. Scheuber et Reutter, 1992). Ces systèmes sont : (1) le Système de Faille d’Atacama (SFA), formé à l’origine dans l’arc magmatique jurassique et situé actuellement dans la Cordillère de la Côte et, (2) le Système de Faille de Domeyko (SFD), situé dans la Précordillère et qui borde l’arc du Crétacé Supérieur-Paléogène (figure 1.2). Le SFA est un ensemble de structures nord-sud, de plus de 1100 km de long, situées à l’est de la Cordillère de la Côte, entre ~20 et ~30ºS. Les témoignages de l’activité Neógène à Quaternaire de ce système sont particulièrement bien conservés entre les latitudes d’Iquique (20ºS) et de Chañaral (26ºS), au nord de notre aire d’étude. Dans cette région, Arabasz (1971) et Okada (1971) ont été les premiers à proposer que les mouvements accommodés par le SFA pendant le Cénozoïque tardif aient été principalement verticaux. L’activité du SFA a produit le soulèvement du bloc de la Cordillère la Côte et la fermeture de vallées qui coulaient vers l’ouest (Mortimer 1980; Hervé, 1987; Naranjo, 1987; Armijo et Thiele, 1990; Delouis et al., 1998; González et al., 2003; Riquelme et al., 2003). Cette activité, en extension E-W, débute pendant le Miocène inférieur et continue jusqu’au Quaternaire où des failles normales à pendage est affectent des sédiments et des morphologies dans la Plaine Côtière et la Cordillère de la Côte (Armijo et Thiele, 1990; Ortlieb et al., 1996a; Delouis et al. 1998; Gonzalez et Carrizo, 2003). La Péninsule de Mejillones et la zone de Caldera représentent la partie la plus occidentale du Système de Faille d’Atacama. La Péninsule de Mejillones est un bloc structural qui par les effets conjugués d’une intense activité tectonique récente (soulèvement) et ceux de mouvements différentiels de nombreux blocs faillés (déformation cassante) (Armijo et Thiele, 1990; Hartley et Jolley, 1995; Neimeyer et al., 1996; Delouis et al., 1998), conserve l’enregistrement le plus complet des transgressions pléistocènes de la côte chilienne (Ortlieb et al., 1995). Comme conséquence de cette intense activité tectonique récente, les dépôts et les morphologies du Pléistocène moyen se trouvent portés actuellement à des altitudes variant entre 100 et 270 m. Dans le nord de la Péninsule, dépôts et morphologies pléistocènes sont portés exceptionnellement à des altitudes de 400 m. Ortlieb et al. (1995; 1996a) estiment que le taux de soulèvement moyen est de l’ordre de 250 mm/ka dans la partie nord de la péninsule et qu’il a pu diminuer jusqu’à 70 mm/ka dans la partie sud. Ceci tempère les interprétations de Armijo et Thiele (1990) qui font mention de taux de soulèvement de l’ordre de 2400 mm/ka. De plus, ce soulèvement s’accompagne d’une intense tectonique cassante en extension de direction E-W (Delouis, 1996; Delouis et al., 1998) avec des déplacements verticaux de plusieurs mètres à peut-être plusieurs centaines de mètres pendant le Quaternaire. En relation avec la déformation historique, les campagnes de microsismicité (Olea et al., 1968; Arabasz, 1971; Comte et al., 1994) n’avaient pas conduit à la mise en évidence de sismicité crustale qui pouvait être associée aux failles continentales de la région côtière (figure 1.5).
Nodules de Manganèse
Les dépôts marins de la Formation Bahía Inglesa (Rojo, 1985; revu par Marquardt, 1999) présentent une grande variété de caractéristiques sédimentologiques qui permettent d’étudier les variations de conditions de dépôt. Les lithofaciès et biofaciès permettent un enregistrement détaillé des variations du milieu, avec des conséquences locales et régionales. Ces unités enregistrent aussi les différents styles de déformation en extension et en compression. Les différents degrés de consolidation, la présence de réseau de veines de gypse et la présence de différents types de phosphates, indiquent l’existence de plusieurs processus diagénétiques. Dans la Formation Bahía Inglesa, on a reconnu des nodules de manganèse dans des niveaux de sédiments fins et sables fins (Marquardt, 1999; Achurra et al., 2003). La taille des nodules est variable, depuis quelques millimètres jusqu’à des nodules bien formés de 3 cm. Ils sont de couleur noire et de forme ellipsoïdale à sphérique, avec une surface lisse, botryoïdale et sont parfois remplis de bioturbations. Les oxydes de manganèse constitueraient la matrice des nodules formant une masse amorphe de minéraux peu cristallisés. Les résultats de la diffraction par rayons X réalisée dans plusieurs nodules montrent la présence d’une phase minérale correspondant à la todorokite (NaMn6O12*3H2O) avec des traces de cryptomelane, et en abondance de l’albite et du quartz, quelques micas et des indices de gypse et d’amphiboles. La todorokite, typique des nodules hémipélagiques, est appauvrie en Cu et Ni et enrichie en Mn+2 et Mn+3 indiquant un courant d’eau riche en métaux passant à travers les pores du sédiment pendant le déroulement de processus diagénétiques suboxiques. D’autre part, le cryptomelane se trouverait comme métal secondaire provenant de zones minéralisées à terre, bien que son origine puisse être aussi diagénétique. Ces caractéristiques pétrographiques et géochimiques ont été comparées avec celles de nodules de diverses parties du monde. On a fait faire une Analyse des Composants Principaux (PCA) et des Fonctions Discriminantes (MDA) sur la base des concentrations de Mn, Fe, Co, Ni et Cu. Les résultats montrent des groupements en clusters bien définis pour les différentes classes de nodules différenciées selon le type de sédiments dans lesquels ils se trouvent. Cette classification, réalisée par le Maganese Nodule Program (MANOP), différencie des nodules de sites S (argiles pélagiques siliceuses), de sites R (argiles rouges pélagiques), de sites H (argiles hémipélagiques) et de sites L (marins saumâtres et lacustres). Les nodules de la Formation Bahía Inglesa sont associés à ceux du type H. Un tel résultat est cohérent avec la minéralogie de la todorokite et des rapports Mn/Fe des nodules ; ceci reflète, en outre, leur formation durant la diagenèse précoce et écarte une formation des nodules en milieux saumâtres et lacustres.
Poissons elasmobranches: indicateurs chronostratigraphiques
Dans la note du Suárez et Marquardt (2004), on présente une révision préliminaire des faunes de poissons élasmobranches du Mésozoïque et du Cénozoïque du Chili, provenant de 21 localités provenant d’une grande partie de toute la côte du Chili (Fig 2.6). Les associations de poissons mettent en évidence d’importants changements au cours du temps et plus particulièrement une grande augmentation de la diversité pendant le Néogène. Six espèces d’élasmobranches sont reconnues comme les indicateurs chronostratigaphiques de différentes périodes entre le Crétacé et le Pliocène: la raie Ischyrhiza chilensis (Crétacé supérieur), Striatolamia macrota, odontaspididae (Paléocène inférieur), Carcharoides totuserratus (OligocèneMiocène), Cosmopolitodus hastalis (Miocène), Carcharodon carcharias (Tortonien) et Prionace glauca (Pliocène). La présence de ce dernier fossile dans le Néogène de la Formation Bahía Inglesa représente le premier enregistrement fossile de cette espèce en Amérique du sud.
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Table des matières
Remerciements
Chapitre 1. Introduction générale
1.1 Problématique
1.2 Objectifs de l’étude
1.3 Méthodologies
1.4 Cadre géodynamique et géologique
1.4.1 La convergence des plaques Nazca – Amérique du Sud
1.4.2 Unités morphostructurales
1.4.3 Contexte stratigraphique
1.4.4 Cadre tectonique
1.4.5 Modèles de déformation dans l’avant-arc
Chapitre 2. Stratigraphie et morphostratigraphie du Néogène
2.1 La caractérisation stratigraphique des sédiments néogènes
2.1.1 Changements relatifs du niveau de la mer
2.1.2 Nodules de Manganèse
2.1.3 Téphrochronologie
2.1.4 Vertébrés marins néogènes de la Formation La Portada
2.1.5 Poissons élasmobranches: indicateurs chronostratigraphiques
2.1.6 Poissons Chimaeriformes (Chondrichthyes, Holocephali) du Néogène de la Formation Bahía Inglesa (Atacama, Chili)
2.2 Les terrasses marines pléistocènes
2.2.1. L’érosion et l’accumulation littorale
2.2.2. Terrasses marines de la Péninsule de Mejillones (23ºS): implications sismotectoniques pour la côte nord du Chili
2.2.3. Un épisode interglaciaire chaud et de longue durée pendant le stade isotopique 11 : évidence de terrasses marines en Amérique tropicale occidentale
Chapitre 3. Datations des surfaces alluviales par la méthode 10Be produit in situ
3.1 Introduction
3.2 Datations 10Be des cônes alluviaux de la Péninsule de Mejillones
3.2.1 Les cônes de déjection
3.2.2 Séquence de cônes alluviaux de la Péninsule de Mejillones
3.2.3 Résultats des datations par âge d’exposition
3.2.4 Implications paléoclimatiques
Chapitre 4. Tectonique et Néotectonique
4.1 Introduction
4.2. Déformation cassante dans la Péninsule de Mejillones
4.2.1 Déformations miocènes et pliocènes
4.2.2 Déformations pléistocènes
4.3 Taux de glissement le long de failles normales actives parallèles à la fosse dans le nord du Chili, estimés à partir de données de 10Be : exemple de la Faille de Mejillones
4.4 Néotectonique côtière dans le sud des Andes Centrales : soulèvement et déformation de terrasses marines dans le nord du Chili (27ºS)
Chapitre 5. Conclusions générales
5.1 La paléontologie, un outil très puissant
5.2 Les datations des cinérites et les problèmes de la remobilisation
5.3 Estimation des taux de vitesses de déplacement de la Faille Mejillones par l’étude des cosmogéniques
5.4 Corrélations paléoclimatiques
5.5 Néotectonique et taux de soulèvement
5.6 Néotectonique et les déformations cassantes
5.7 Modèle de déformation tectonique
Références
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