Soutenance mémoire
Evolution mésozoïque et paléogène
Trias à Crétacé Inférieur
A partir du Trias, une période de rifting affecte la plateforme carbonatée préexistante (Jaillard & Soler, 1996), engendrant une séquence très épaisse de dépôts syn-rift (Formation Mitu ; McLaughlin, 1924). Cet évènement est interrompu au Jurassique Inférieur, avec un comblement post-rift jusqu’au Malm par les séries de plateforme de la Formation Pucara (McLaughlin, 1924).
Durant le Crétacé Inférieur, la marge est affectée par un magmatisme d’arc (arc volcanique Casma) et le développement d’un vaste bassin d’arrière-arc (Figure I-8) (Soler & Bonhomme, 1990) appelée « Plateforme Péruvienne Occidentale » (Jaillard, 1987), où une importante épaisseur sédimentaire s’est déposée (Benavides-Caceres, 1956; Jaillard, 1987), englobant les pillow-lavas de la formation Casma à l’extrême Ouest (Atherton et al., 1983; Atherton & Webb, 1989) (voir Figure I-8 ; Navarro-Ramirez et al., 2015). Ce bassin s’étend largement au niveau des Andes Centrales et des Andes du Nord, et a été déformé par les différentes phases compressives à partir du Crétacé Supérieur (e.g. Horton, 2018b; Louterbach et al., 2018; Mégard, 1984).
Crétacé Supérieur à Eocène
De nombreux auteurs (e.g. Jaillard and Soler, 1996) suggèrent une discrétisation du raccourcissement dans les Andes, en proposant deux premiers pulses tectoniques durant le Crétacé Supérieur (la phase Péruvienne), et l’Eocène (la phase incaïque). Ces phases tectoniques ont été corrélées aux pulses de convergence orthogonale à la fosse océanique présenté plus haut, entre les plaques Farallon (Nazca) et Sud-Américaine (Jaillard, 1994).
Phase Péruvienne
C’est à partir du Crétacé Supérieur (environ 80 Ma) que les premières déformations compressives ont été enregistrées de l’Equateur jusqu’au Sud du Chili (Benavides-Caceres, 1999; Jaillard, 1994; Mégard, 1984; Ramos & Aleman, 2000; Sempere, 1994; Vicente, 1990). Des chevauchements à vergence Nord-Est ont été observés sur la partie ouest de la Plateforme Péruvienne Occidentale. Cette période est aussi marquée par une rapide convergence et la mise en place du Batholithe Côtier (Atherton & Petford, 1996; Cobbing & Pitcher, 1972; Cobbing, 1999; Haederle & Atherton, 2002; Mukasa, 1984; Soler & Bonhomme, 1990), datée entre 102 et 55 Ma (Myers, 1975; Pitcher & Bussell, 1985), et affleurant aujourd’hui le long de la côte Pacifique.
Phase incaïque
L’orogenèse incaïque (Steinmann, 1929) s’est développée entre l’Eocene inférieur et l’Eocene moyen (~40 Ma) (Noble et al., 1974, 1979). Elle est considérée comme une période majeure de raccourcissement qui a façonné une grande partie des structures aujourd’hui visibles dans la partie ouest des Andes Centrales (Jaillard & Soler, 1996). Durant cette période, une chaîne plissée et faillée d’avant pays, appelée Marañón fold-and-thrust belt (MFTB) (Mégard, 1984), s’est développée vers l’est dans la Plateforme Péruvienne Occidentale (Mourier, 1988; Stappenbeck, 1929) où elle a accommodé un raccourcissement important (~68-78 km ; Eude, 2014 ; Mourier, 1988).
Orogénèse andine et évolution du Bassin Amazonien
La dernière phase orogénique, souvent appelée « phase Quechua » (Jaillard et al., 2000; Mégard, 1984), mais que nous appellerons orogénèse andine dans ce mémoire, a commencé respectivement à ~30-24 Ma dans les Andes Centrales du Nord (Calderon et al., 2017b; Eude, 2014; Eude et al., 2015) et ~40-30 Ma dans les Andes Boliviennes (Anderson et al., 2018; Oncken et al., 2006; Rak et al., 2017). Cette dernière phase, toujours active aujourd’hui, est considérée comme l’épisode tectonique majeur responsable d’une accélération de l’épaississement crustal et de la formation du relief andin. On considère que cet épisode est marqué par une propagation de la déformation vers l’Est pouvant accommoder jusqu’à 330- 360 km de raccourcissement dans les Andes boliviennes (Armijo et al., 2015; McQuarrie, 2002b) avec une accélération croissante du taux de raccourcissement (Oncken et al., 2006).
Dans la Cordillère Occidentale du centre du Pérou (9-10°S), la mise en place d’un batholite tardif (Cordillère Blanche) d’âge miocène supérieur (14-5 Ma ; Zircon U-Pb ; Giovanni, 2007; Mukasa, 1984) est associé au fonctionnement d’une faille normale majeure. Cette faille a produit un rejet vertical de 4500 m depuis 5.4 Ma (Bonnot, 1984; Giovanni, 2007), entrainant l’exhumation de la Cordillère Blanche. Certaines études indiquent que la surrection de la Cordillère Blanche aurait été favorisée par une tectonique décrochante, permettant ainsi la mise en place et une exhumation du granite de faible densité (Margirier et al., 2015; McNulty et al., 1998; Petford & Atherton, 1992). D’autres études suggèrent aussi que l’extension serait due à l’effondrement gravitaire de la croûte andine surépaissie (Dalmayrac & Molnar, 1981), ou encore entrainée par le passage de la Ride Nazca dans cette région (McNulty & Farber, 2002).
Le Nord de l’Amérique du Sud est fortement marqué par la surrection de l’orogène andin au Néogène, engendrant des changements majeurs des paléoenvironnements et du réseau de drainage dans le Bassin Amazonien (Albert et al., 2006; Figueiredo et al., 2010; Hoorn, 1993; Hurtado et al., 2018; Monsch, 1998; Roddaz et al., 2005b; Roddaz et al., 2010) (Figure I-9; Hoorn et al., 2010). En effet, la transition Paléogène-Néogène est marquée par un approfondissement du bassin avec la mise en place du système Pebas, accommodant une sédimentation lacustre à influence marine. A cette époque un bras de mer peu profonde s’étendait du pied des Andes Centrales jusqu’à la Mer des Caraïbes au Nord. C’est à environ 10.6-9.7 Ma (Figueiredo et al., 2010) que ce système bascule laissant place à un drainage transcontinental et à la formation du fleuve Amazone se déversant dans l’Océan Atlantique. Ce changement brutal est dû à la suralimentation du bassin d’avant-pays amazonien, et a surement été accentué par le soulèvement de l’Arche de Fitzcarrald (Espurt et al., 2007).
Les unités morpho-tectoniques des Andes péruviennes
Les Andes Centrales sont conventionnellement subdivisées en plusieurs unités morphotectoniques, caractérisées par des héritages tectoniques et lithologiques très différents, engendrant un fort contraste dans la déformation andine et la topographie actuelle. Ainsi, dans la Figure I-10 ci-dessous, six unités morpho-tectoniques sont reconnaissables à partir de la carte géologique au millionième et de la carte topographique du Pérou.
La zone d’avant-arc
La zone d’avant-arc est l’unité morpho-tectonique la plus occidentale des Andes. Située au front de la subduction, elle est soumise directement aux variations de couplage entre les plaques depuis le Jurassique. Cette unité, immergée sur une bonne partie des Andes Péruviennes centrales et septentrionales (Figure I-10), émerge au Nord à partir de 7°S (bassins de Sechura, Talara et Tumbes, et Cordillère Amotape) et au Sud à partir de 13°S (Massif Arequipa ou autrement appelée la Cordillère Côtière). Romero et al. (2013) ont montré que ces deux régions diamétralement opposées se poursuivaient en offshore, où elles sont constituées du même socle Protérozoïque. Le long de la côte péruvienne, la fine bande d’avant-arc émergée montre l’intrusion majeure du Batholite Côtier (Crétacé SupérieurPaléocène) à travers les formations jurassique Chicama et crétacée Casma.
La Cordillère Occidentale
Cette unité morpho-tectonique est la plus imposante en termes d’élévations, puisque c’est au cœur de celle-ci que culmine la Cordillère Blanche (9-10°S) englobant les plus hauts sommets du Pérou avec plus de 6700 m d’altitude. La Cordillère Occidentale domine la zone d’avantarc par ses hauts plateaux occidentaux formés de bassins volcano-sédimentaires d’âge paléogène et néogène, et de volcans actifs dans la partie sud. Dans le centre et le nord Pérou, ces bassins reposent sur le MFTB, la chaîne plissée d’avant-pays représentant les vestiges de l’orogène incaïque et qui s’étend sur près de 1000 km de long. La bordure ouest des hauts plateaux correspond à l’Escarpement Ouest Andin, marquant une frontière abrupte avec la zone d’avant-arc, que l’on retrouve tout le long des Andes. Sur la Figure I-11, on peut voir que l’Escarpement Ouest Andin devient progressivement plus abrupt des Andes boliviennes vers le nord du Pérou.
L’Altiplano
L’Altiplano est à la fois un haut plateau et un bassin endoréique situé à plus de ~3650 m d’altitude entre la Cordillère Occidentale et Orientale, qui se développe au sud de 15°S. Dans cette unité, les structures internes de la chaîne ainsi que des bassins paléogènes et néogènes sont soumis à l’érosion et affleurent, tandis que les dépôts quaternaires se déposent au niveau du Lac Titicaca. Cette unité, très large au niveau de la frontière Pérou-Bolivie, se rétrécie progressivement jusqu’au centre du Pérou (11°S), où l’on retrouve un dernier lac endoréique, le Lac Chinchaycocha (Figure I-11). Aux latitudes 12-14°S, l’Altiplano est érodé et soumis à de nombreuses incisions du au passage de la Ride Nazca et au soulèvement de l’Arche Fitzcarrald (Figure I-10) (Espurt et al., 2007). L’Altiplano disparait à partir de 11°S, laissant place à un long et étroit bassin versant parallèle à la chaîne, drainé par la Rivière du Marañón qui change de direction à partir de 5°S de latitude pour rejoindre le bassin du Marañon.
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Table des matières
Chapitre I – Introduction et contexte régional
1. Introduction et problématiques générales
2. Contexte géodynamique
2.1. La subduction
2.2. Evolution mésozoïque et paléogène
2.3. Orogénèse andine et évolution du Bassin Amazonien
2.4. Les unités morpho-tectoniques des Andes péruviennes
2.5. Structures profondes des Andes Centrales
2.6. Le climat actuel et passé des Andes
3. Choix de la zone d’étude et démarche
4. Structure de la thèse et approches méthodologiques
Chapitre II – Nouveau modèle d’évolution tectonique de la marge occidentale des Andes Centrales du Nord
1. Introduction
2. Western thrusting and uplift in the northern Central Andes (western Peruvian margin)
2.1. Résumé en français et en anglais
2.2. Introduction
2.3. Geological background
2.4. Methodology and data
2.5. Structural architecture of the forearc basins
2.6. Structural architecture of the Western Cordillera
2.7. Offshore-onshore stratigraphic correlations
2.8. Regional balanced cross-section
2.9. Calipuy Plateau-Basin and WAE exhumation from thermochronology
2.10. Cenozoic tectonic history and discussion
2.11. Conclusion
3. Conclusions du chapitre
Chapitre III – Structures lithosphériques des Andes Centrales du Nord
1. Introduction
2. Neogene horizontal shortening as the main mechanism to explain crustal thickening in northern Central Andes (5-9°S)
2.1. Résumé en français et en anglais
2.2. Introduction
2.3. Upper crustal thrust systems: geometry and timing of deformation
2.4. Crustal balanced cross-section and estimation of Neogene shortening
2.5. Implications and conclusions
3. Structures lithosphériques des Andes Centrales du Nord
3.1. Introduction
3.2. Méthodes et données utilisées
3.2.1. La modélisation géophysique LitMod
3.2.2. Données géophysiques
3.3. Résultats
3.3.1. M(a) : géométrie lithosphérique simplifiée
3.3.2. M(b) : structures crustales issues de la coupe équilibrée
3.4. Discussions et conclusions
4. Conclusions du chapitre
Chapitre IV – Modélisation numérique (tAo) de l’évolution tectono-climatique des Andes Centrales du Nord (5-9°S)
1. Introduction
2. Tectonic and climatic controls on the Neogene geodynamic evolution of the northern Central Andes: a numerical modeling (5-9°S)
2.1. Résumé en français et en anglais
2.2. Introduction
2.3. Geological and climatic settings
2.3.1. Morpho-tectonic setting and crustal shortenings estimations
2.3.2. Syn-orogenic sedimentary thicknesses and paleoenvironments in Neogene basins
2.3.3. Erosion rates
2.3.4. Climatic settings
2.4. Methods and input parameters
2.5. Results
2.5.1. Shortening inferred from tAo model under orographic precipitations (M1)
2.5.2. Comparison between predicted and observed features of M1
2.5.3. Evidence of an initial arid climate for the western Andean flank development (M2)
2.5.4. Topographic and rainfall evolution of the northern Central Andes
2.6. Discussion
2.6.1. Tectono-climatic evolution and development of an Altiplano
2.6.2. Transcontinental drainage in the Amazonian foreland basin
3. Conclusions du chapitre
Chapitre V – Conclusions générales
